Proč se nad Antarktidou ochladila jarní stratosféra?

Jak si vysvětlujeme jarní ochlazení nad Antarktidou

Dolní stratosféra nad Antarktidou se na konci 20. století výrazně ochladila. Tato vrstva leží nad troposférou, ve které se odehrává většina počasí. V listopadu byl vzduch kolem 16 km v průměru vybraných stanic v letech 1986–1995 přibližně o 6 °C chladnější než v letech 1970–1979. Uprostřed jižní zimy podobná změna patrná nebyla. Nejde tedy o rozdíl mezi zimou a jarem, ale o změnu stejných měsíců mezi dvěma obdobími. Podklady rozebírá pozorování teploty stratosféry nad Antarktidou. (Randel a Wu 1999, obrázek 5)

Co způsobilo tak výraznou sezónní změnu? Porovnáme ochlazující účinek růstu oxidu uhličitého s účinkem úbytku ozonu. Oba procesy jsou skutečné. Otázkou je, který vysvětluje hlavní část tohoto konkrétního ochlazení. Výzkum přitom sleduje také proudění, které teplotu ovlivňuje spolu se zářením. (Ivy a kol. 2016)

Dvě hypotézy a jejich předpovědi

Diagram ukazuje, čím se od sebe hypotézy liší a jak dopadly jejich testy. Porovnává to, co bychom podle každého vysvětlení měli pozorovat, s tím, co vědci skutečně zjistili. Kliknutím na název hypotézy přejdete k příběhu jejího zkoumání.

Údaj „°C za deset let“ vyjadřuje rychlost změny teploty. Hladina 50 hPa leží přibližně ve 20 km, hladina 70 hPa o něco níže. Tlak zde označuje výškovou hladinu měření. Modelový rozdíl 12 °C se vztahuje k listopadu a prosinci nad 75–90° jižní šířky v hladině 70 hPa. Není to naměřený rozdíl z úvodu.

Jak se hledala příčina ochlazení

Hypotéza 1 Za hlavní ochlazení může růst CO₂

Sbalit ↑Rozbalit ↓

Ochlazování stratosféry při růstu CO₂ se objevilo ve výpočtech dávno před rozpoznáním ozonové díry. Syukuro Manabe a Richard Wetherald v roce 1967 měnili koncentraci tohoto plynu v modelu svislého sloupce atmosféry. Vyšlo jim oteplení povrchu a troposféry, ale ochlazení stratosféry. Stejná přidaná látka tedy nemusí ohřívat každou výšku. Rozhoduje, jak v daném místě změní přijímané a odevzdávané záření. (Manabe a Wetherald 1967, s. 250–251)

CO₂ pohlcuje i vyzařuje infračervené, tedy tepelné záření. Srážky s okolními molekulami mu mohou předávat energii, kterou následně vyzáří. V řídkém stratosférickém vzduchu může větší množství CO₂ zvýšit ztrátu energie natolik, že se vrstva ochladí. K výpočtu je nutné zahrnout i záření přicházející z jiných výšek. Podrobněji tuto výměnu rozebírá mechanismus působení CO₂ na tepelné záření Země. (Manabe a Wetherald 1967)

Keith Shine a kolegové v roce 2003 porovnali výsledky různých modelů pro změny složení na konci 20. století. Při samotném růstu dlouho žijících skleníkových plynů, které se rozptýlí po celé atmosféře, se shodovaly na ochlazení, které obecně sílilo s výškou. U dolního okraje stratosféry bylo malé. Toto celosvětové porovnání podpořilo základní účinek CO₂ a zároveň ukázalo potřebu zkoumat další příčiny silného ochlazení nižších vrstev. (Shine a kol. 2003, oddíl 3b)

Pro Antarktidu je rozhodující ještě roční období. CO₂ přibývá po celý rok. Jeho přímý radiační účinek proto musí být vypočten také pro zimu a porovnán s jarem. Následující obrázek ukazuje tento test při zachování stejného množství ozonu a stejného ohřevu prouděním.

Test: odpovídá velikost a roční průběh?

Diane Ivy a kolegové v roce 2016 použili model přenosu záření. Nejprve v něm zachovali ozon na úrovni roku 1979 a měnili koncentrace CO₂, metanu a oxidu dusného. Ohřev způsobený pohybem vzduchu ponechali stejný. Zjistili tak teplotní příspěvek změněného záření, aniž by jej zaměnili s účinkem ozonové díry. (Ivy a kol. 2016, oddíl 2b)

Pro roky 1980–2000 vyšlo v hladině 50 hPa nad 60–90° j. š. ochlazování o 0,16 °C za deset let v červnu až srpnu a o 0,15 °C v září až listopadu. Tento oddělený příspěvek plynů tedy ochlazoval vzduch podobně v obou ročních obdobích. Silné jarní maximum, které hledáme v pozorování, v něm chybělo. (Ivy a kol. 2016, tabulka 1)

Růst CO₂ tedy zůstává důležitou příčinou ochlazování stratosféry. Jako hlavní vysvětlení výrazné jarní změny nad Antarktidou však nestačí. Potřebujeme děj, jehož účinek zesílí právě v tomto období a ve správné vrstvě. (Shine a kol. 2003) (Ivy a kol. 2016)

Sbalit hypotézu a vrátit se k nadpisu ↑

Hypotéza 2 Rozhodující je úbytek ozonu

Sbalit ↑Rozbalit ↓

Ozon je plyn tvořený molekulami ze tří atomů kyslíku, O₃. Pohlcuje část slunečního záření a pomáhá jím ohřívat stratosféru. Už výpočty Manabeho a Wetheralda z roku 1967 ukazovaly, že změny jeho rozložení mění teplotní profil atmosféry. Po objevu silného jarního úbytku ozonu nad Antarktidou v roce 1985 získala tato souvislost konkrétní význam. Keith Shine v roce 1986 vypočítal, že ztráta ozonu má vyvolat výrazné ochlazení. Na tento výsledek pak navázaly modely s prouděním i podrobnější pozorování. (Manabe a Wetherald 1967, oddíl 4d) (Randel a Wu 1999, historie v úvodu)

Vysvětlení má jednoduchý fyzikální základ. Jestliže z určité vrstvy odebereme část ozonu, může v ní při stejném dopadajícím záření zůstat méně sluneční energie. Vrstva se potom ohřívá méně. Rozlišující předpovědí je souběh místa a období ztráty ozonu se silným ochlazením. Obrázek ukazuje pozorovací zkoušku i pokus, který tuto vazbu ověřuje zásahem do modelové chemie. (Keeble a kol. 2014)

První test: kde a kdy se ochlazuje?

William Randel a Fei Wu v roce 1999 porovnali dlouhé řady balonových měření s družicemi. Největší ochlazení našli v dolní stratosféře na jaře, s maximem kolem listopadu. V zimním červenci obdobnou výraznou změnu nezjistili. Když přidali výškové profily ozonu, hlavní změny obou veličin se překrývaly přibližně mezi 12 a 21 km. (Randel a Wu 1999, obrázky 5, 8 a 15)

To je přesnější shoda než pouhé „ozonu ubylo a ochladilo se“. Sedí také výška a roční doba. Samotný souběh ale ještě neodděluje chemii od proudění, které ovlivňuje obě veličiny. K tomu posloužil další typ pokusu.

Druhý test: co když potlačíme chemické ničení ozonu?

James Keeble a kolegové v roce 2014 sestavili dvě simulace se stejnými koncentracemi skleníkových plynů, teplotou povrchu oceánu, rozsahem mořského ledu a dalšími vnějšími podmínkami roku 2000. Model počítal pohyb vzduchu, přenos záření i chemické reakce. V jedné variantě výzkumníci vypnuli reakce na částicích polárních stratosférických oblaků, které převádějí chlor do forem schopných po osvětlení rychle ničit ozon. Všechny ostatní části ponechali. (Keeble a kol. 2014, oddíl 2)

Varianta se zapnutými reakcemi ztratila mnohem více jarního ozonu. Ve srovnání s druhou variantou byla v listopadu a prosinci kolem 70 hPa asi o 12 °C chladnější, při průměrování nad 75–90° j. š. Z rozpočtu energie vyplynulo, že dolní vrstvu ochlazovalo především oslabené pohlcování slunečního záření. Výše přitom vzniklo oteplení spojené se změnou proudění. (Keeble a kol. 2014, obrázky 3 a 7)

Výzkumníci porovnávali průměry posledních dvaceti let ze dvou třicetiletých běhů se stálými vnějšími podmínkami. Dlouhé průměrování pomohlo oddělit změnu způsobenou chemií od kolísání jednotlivých let. Síla pokusu spočívá v zásahu do příčiny: při stejném CO₂ se potlačením ztráty ozonu podstatně změnila jarní teplota. Velikost výsledku závisí na modelu a zvoleném srovnání, sezónní a výškový obraz však odpovídá měřením i dřívějším modelovým studiím. (Keeble a kol. 2014) (Shine a kol. 2003)

Sbalit hypotézu a vrátit se k nadpisu ↑

Jak úbytek ozonu mění teplotu vzduchu

Růst CO₂ vysvětluje část stratosférického ochlazování, ale nestačí na silnou jarní změnu nad Antarktidou. Lépe ji vysvětluje ztráta ozonu: odpovídá místu a době pozorovaných změn a její potlačení v modelu ochlazení výrazně zeslabí. Podrobněji teď projdeme, jak se změna množství ozonu promítne do příjmu sluneční energie a jak výslednou teplotu upravuje pohyb vzduchu. (Keeble a kol. 2014)

Jak se pohlcené světlo změní v teplo

Radiační ohřev je přibývání vnitřní energie látky díky pohlcenému záření. Ozon silně pohlcuje určité části ultrafialového záření, které má kratší vlnovou délku než viditelné světlo. Pohlcení může molekulu O₃ rozštěpit na O₂ a samostatný atom kyslíku. Část energie získají vzniklé částice jako energii pohybu. Srážkami ji předávají okolnímu vzduchu a přispívají k jeho ohřevu. (NASA, oddíly 4.2.10–4.2.11)

Kolik záření ozon pohltí, se zjišťuje laboratorně. Tým z Brém v roce 2014 zveřejnil měření průchodu světla známým vzorkem ozonu v rozsahu vlnových délek 213–1 100 nanometrů. Nanometr je miliardtina metru. Porovnáním světla před vzorkem a za ním určil pohlcování jednotlivých vlnových délek. Druhá část práce sledovala jeho změny při jedenácti teplotách od 193 do 293 kelvinů, přibližně od −80 do +20 °C. Výpočty atmosférického záření tak mohou používat vlastnosti plynu ověřené mimo samotný klimatický model. Princip rozebírá také absorpční spektroskopie. (Gorshelev a kol. 2014) (Serdyuchenko a kol. 2014)

Ve skutečné stratosféře současně probíhá ohřev slunečním zářením a výměna infračerveného záření s okolím. Ozon se účastní obojího. Když jeho úbytek sníží celkový příjem energie víc než její výdej, vzduch chladne. Nižší teplota postupně změní vyzařování, až se energetické toky znovu více vyrovnají. Výslednou velikost ochlazení určují společně osvětlení, výškové rozložení plynů a okolní teploty. (Manabe a Wetherald 1967) (Ivy a kol. 2016)

Proč se účinek soustředil na antarktické jaro

V zimě obíhá kolem Antarktidy silné stratosférické proudění, polární vír. Omezuje promíchávání vzduchu uvnitř s okolím a umožňuje jeho výrazné vychladnutí. Za nízkých teplot vznikají částice polárních stratosférických oblaků. Na jejich povrchu se mění chemické formy chloru, jehož zvýšené množství pochází převážně z lidských emisí látek poškozujících ozon. (Keeble a kol. 2014, úvod)

Po návratu slunečního světla se z připravených sloučenin uvolní velmi reaktivní chlor. Účastní se opakovaných reakcí, jejichž výsledkem je přeměna ozonu na běžný kyslík O₂. Chlor se v tomto cyklu obnovuje, takže může pomoci zničit mnoho molekul ozonu. Právě v době, kdy má slunce vzduch znovu výrazněji ohřívat, je tak v postižené vrstvě méně látky, která záření pohlcuje. (Keeble a kol. 2014)

Vzduch reaguje na změněný příjem energie postupně. Největší ochlazení proto nemusí připadnout na přesně stejný den jako největší ztráta ozonu. Tato návaznost vysvětluje, proč má hlavní ochlazení výrazný sezónní průběh a přetrvává i po období nejrychlejší chemické ztráty. (Solomon a kol. 2017)

Jak do výsledku vstupuje proudění

Pohyb vzduchu mění teplotu také bez pohlcení světla. Klesající vzduch se dostává pod vyšší tlak, stlačuje se a ohřívá. Vystupující vzduch se rozpíná a ochlazuje. Proudění současně přenáší ozon mezi výškami a oblastmi. Změna teploty vyvolaná úbytkem ozonu pak sama mění proudění, takže se oba děje vzájemně ovlivňují. (Keeble a kol. 2014, oddíl 4)

Ivy a kolegové oddělili vypočtenou radiační změnu od teplotního vývoje zachyceného měřeními. Pro antarktické jaro a začátek léta vyšel příspěvek proudění převážně oteplující: část silného ochlazení po ztrátě ozonu vyrovnával. Výsledek získali s několika různými odhady minulého ozonu. Naměřená změna tak zachycuje i částečné vyrovnání ozonového účinku prouděním. (Ivy a kol. 2016, obrázek 6)

Další kontrola při obnově ozonu

Vysvětlení můžeme kontrolovat i v opačném směru. Pokud ozonu ve sluncem osvětlené vrstvě přibude, má se jeho příspěvek k ohřevu zvětšit. Susan Solomon a kolegové v roce 2017 porovnali pozdní 20. století s roky 2000–2014. V profilech ozonu ze stanic jižní pól a Syowa i v teplotních údajích našli v řadě výšek a měsíců obrácení dřívějších změn: po úbytku ozonu a ochlazování následovalo přibývání ozonu a oteplování. Teplotní porovnání využívalo reanalýzu MERRA, která kombinuje měření s modelem atmosféry. (Solomon a kol. 2017)

Výzkumníci pak oddělili změny látek poškozujících ozon od růstu ostatních skleníkových plynů. Model s měnícími se látkami poškozujícími ozon dokázal hlavní obrat ozonu zachytit. Samotný růst ostatních plynů dal mnohem menší změny. Radiační výpočet podpořil příspěvek obnovy ozonu k oteplování, ale část krátkého období ovlivnilo i kolísání proudění. Obrat ve vývoji ozonu a teploty tak poskytuje další kontrolu stejného fyzikálního vztahu. (Solomon a kol. 2017, obrázky 3, 5 a 6)

Také souhrnné hodnocení IPCC z roku 2021 přisuzuje úbytku ozonu hlavní úlohu v ochlazování dolní stratosféry mezi rokem 1979 a polovinou devadesátých let. Tento širší závěr označuje za extrémně pravděpodobný, tedy s hodnocenou pravděpodobností 95–100 %. Antarktické jarní ochlazení, které jsme zde sledovali, je výrazným regionálním projevem této změny. Ve vyšší stratosféře má větší váhu růst skleníkových plynů. (IPCC 2021, oddíl 3.3.1.2.2)

Dobře ověřený je vztah mezi ozonem, pohlcováním záření a teplotou i jeho hlavní úloha v antarktickém jarním ochlazení na konci 20. století. Méně přesně známe rozdělení jednotlivých příspěvků v každé výšce a konkrétním období. (Ivy a kol. 2016)

Shrnutí

Prameny, data a původ grafik

• IPCC 2021, kapitola 3: odborné hodnocení příčin stratosférických teplotních změn.
• Manabe a Wetherald 1967: původní výpočty teplotní odezvy na CO₂ a rozložení ozonu.
• Randel a Wu 1999: balonová a družicová pozorování, sezónní a výškové porovnání.
• Shine a kol. 2003: porovnání různých modelů a příspěvků plynů.
• Keeble a kol. 2014: kontrolovaný modelový pokus s aktivací chloru.
• Ivy a kol. 2016: oddělení radiačních a dynamických změn, přepis antarktické části tabulky 1 v CSV.
• Solomon a kol. 2017: změny ozonu a teploty před rokem 2000 a v období 2000–2014.
• Gorshelev a kol. 2014 a Serdyuchenko a kol. 2014: laboratorní absorpce ozonu a její teplotní závislost.
• NASA: záření a fotochemie ozonu: přeměna energie světla v energii částic.
• NOAA: ozonové sondy a veřejný archiv: jednotlivé profily ozonu a meteorologických veličin, získávané také při radiosondáži. Historická vyhodnocení v článku přebíráme z uvedených studií, ne z vlastního nového trendu tohoto archivu.
• Obrazové a číselné podklady Klimatologie.eu: dvě ilustrace vytvořené vestavěným nástrojem image_gen, CC BY 4.0, původní zadání a zadání oprav.