Stratosféra

Objev stratosféry

Výzkum a poznaní vyšších vrstev atmosféry jsou úzce spojené s technologickým pokrokem. Významná role se připisuje zejména meteorologickým satelitům. Sedmdesátá léta minulého století představují přelomové období, kdy bylo najednou možné ověřit dříve předpokládané jevy a zároveň se otevřela cesta k dříve nepředstavitelnému spektru informací o stavu a vývoji atmosféry.

Podobně významným pokrokem bylo ale už i první úspěšné vypuštění papírových horkovzdušných balónů o téměř dvě stě let dříve. Pátého června 1783 vypustili svůj balón bratři Mongolfierovi. To v následujících letech poskytlo neskonalé možnosti studia meteorologických charakteristik vyšších vrstev a vertikální struktury atmosféry. Postupem času se rozvinuly také pilotované výstupy balónem. Ty byly ale díky podmínkám ve vyšších hladinách značně náročné – vyžadovaly použití dýchacích přístrojů a velmi nízké teploty omezovaly požití měřících přístrojů [Labitzke and Loon, 1999]. Studium vyšší atmosféry se dále rozvinulo až s objevem balónových sond. V roce 1892 Gustave Hermite vypustil první meteorologický balón, který byl naplněný svítiplynem a vystoupal přibližně do výšky 1.2 km [Rochas 2004].

Obrázek 1: Ilustrace balónu, který vynalezl Gustave Hermit a který nesl přístroje pro záznam, převzato z MetFR (2014)

Přesnost použitých přístrojů i vlastnosti samotného provedení meteorologického balónu se rychle zlepšovaly.  V roce 1901 vypustil první gumový balón německý meteorolog a fyzik Richard Assmann (více např. zde). Během roku vypustil Assmann dalších pět balónů, které dosáhly výšek nad 12 km. Koncem devatenáctého a začátkem dvacátého století experimentoval s vypouštěním balónů také francouzský meteorolog Léon Teisserenc de Bort (více např. zde)
Na začátku dvacátého století bylo známo, že teplota s rostoucí výškou klesá. V nižších vrstvách, kde je vyšší vlhkost vzduchu, klesá teplota o přibližně 0.6 °C na sto metrů. V případě suchého vzduchu ve vyšších hladinách je pokles teploty až 1 °C na sto metrů výšky (více např. zde).

S těmito poznatky se ale objevil také problém průběhu teploty ve vysokých hladinách atmosféry – v případě stabilního poklesu teploty by bylo ve výškách nad 35 kilometrů dosaženo absolutní nuly. Experimenty, které provedli Assmann a de Bort, ovšem poukázaly na něco jiného. Ve výšce kolem jedenácti kilometrů teplota přestala klesat a v některých případech začala i růst. Takto překvapivý objev samozřejmě vyvolal pochyby ohledně umělého příspěvku tepla od použitých přístrojů. de Bort se domníval, že za proměnnou teplotního trendu může stát sluneční radiace a značnou část svých experimentů prováděl v noci. Výsledky byly ale stejné. V roce 1902 Assmann i de Bort své výsledky souběžně publikovali a oba jsou dnes považováni za objevitele tropopauzy, resp. stratosféry. Další informace k historii průzkumu vyšších atmosférických vrstev lze nalézt v [Labitzke and Loon, 1999] a [Hoinka, 1997]. 

 

Vertikální členění atmosféry

Možností vertikálního členění existuje celá řada. Atmosféru je možné rozdělit například podle chemického složení a interakce s povrchem na tzv. homosféru a heterosféru. Homosféra sahá do výšky cca 100 km a probíhá v ní neustálé turbulentní promíchávání vzduchu. Nad 100 km převažuje difúzní promíchávání a změny koncentrací zastoupených plynů odrážejí jejich molekulární hmotnosti.

Atmosféru je rovněž možné rozdělit na přízemní nevodivou vrstvu s relativně malým zastoupením iontů a vrstvu naopak vodivou s vyšší koncentrací iontů. Takto lze vydělit tzv. neutrosféru a ionosféru.

Nejčastěji se lze setkat s rozdělením atmosféry dle vertikálního průběhu teploty. Výzkum vyšších vrstev atmosféry postupně ukázal, že teplota v přízemní vrstvě přirozeně klesá. Následuje přechodová vrstva, nad níž teplota opět roste. Výše se objevuje opět přechodová vrstva a teplota s výškou začíná opět klesat. Ještě výše se zase objevuje přechodová vrstva, nad kterou teplota roste až k horní hranici atmosféry. Toto schematicky ilustruje graf 1.

Graf 1: Vertikální dělení atmosféry, červenou vynesen průběh teploty, upraveno dle Kupčihová (2014)

Nejnižší vrstva se nazývá troposféra, následuje stratosféra, mezosféra, termosféra a exosféra. Troposféra obsahuje přibližně 80 % atmosférické hmoty, teplota s výškou obecně klesá, jedná se o oblast turbulence s velkým obsahem nečistot a vlhkosti. Troposféra je značně proměnlivá v čase i prostoru, od stratosféry je oddělena tropopauzou.  Tropopauza, přechodová vrstva mezi troposférou a stratosférou, se nachází ve výškách od cca 8 do 18 km. Její poloha se mění s roční dobou, geografickou pozicí a do jisté míry i v souvislosti se synoptickou situací. Nejvýše se tropopauza nachází na rovníku, kde se vertikální teplotní gradient mění až ve výškách kolem 18 km (hladina cca 100 hPa - meteorologii se často používá tlak místo vertikální osy a v souvislosti s výškou se pak používají tlakové hladiny – více např. na 1, 2, 3 anebo 4) a  teplota klesá až k -70 °C. Naopak v polárních oblastech se tropopauza nachází výrazně níže a to již kolem 8 km (hladina cca 300 hPa) s teplotami kolem -50 °C. V létě se tropopauza nachází výše, v zimě naopak níže. Proměny výšky tropopauzy ilustrují dále grafy 2 a 3.

Graf 2: Vertikální profil teploty pro různé oblasti a různá roční období, upraveno dle Kupčihová (2014)

 

Graf 3: Realistický profil dynamické tropopauzy definované pomocí gradientu potenciální vorticity, převzato z SPARC (2001)

Tropopauzu lze definovat různě. Termická definice dle Světové meteorologické organizace popisuje tropopauzu jako vrstvu, kde dochází k náhlé změně vertikálního gradientu teploty a pokles teploty je nižší než 2 °C na 1 km převýšení. Tropopauzu lze také definovat s ohledem na dynamické veličiny, konkrétně s ohledem na změnu vertikálního gradientu potenciální vorticity (více např. zde). K definici tropopauzy lze použít také chemické složení atmosféry, zejména v souvislosti s koncentrací ozonu a atmosférické vlhkosti. Více k definici tropopauzy například zde.

Nad tropopauzou se nachází stratosféra. Oproti troposféře se jedná o prostředí relativně stabilní, téměř suché s minimální vlhkostí, s malou koncentrací nečistot a s vysokým obsahem ozonu. Přítomnost ozonu ostatně stojí za základní charakteristikou stratosféry a to vzrůstem teploty s výškou. Ozon totiž silně absorbuje dopadající UV záření (a do určité míry i záření infračervené), čímž se ohřívá okolní prostředí. Stratopauza, která odděluje stratosféru od troposféry, se nachází ve výškách okolo 45-50 km (hladina cca 1 hPa) s teplotami pohybujícími se v širokém intervalu 0-30 °C. Stratopauza se nalézá výše nad zimním pólem a níže nad letním pólem. Situaci v červnu ilustruje graf 4.

Graf 4: Poloha stratopauzy (černé body) společně s polem proudění (linie) a polem teploty (barva), převzato z Kanto (2008)

 

Klimatologie stratosféry – vertikální profily teploty a větrů

Stratosféra je relativně stabilním prostředím s výrazným vertikálním zvrstvením. Vertikální pohyby jsou omezeny a vzduch je promíchán zejména v horizontální rovině. Podmínky ve stratosféře lze tedy v určitém přiblížení dostatečně dobře popsat pomocí vertikálních profilů zonálních průměrů. Jedná se dvourozměrné mapy vyobrazující vertikální profily podmínek zprůměrovaných podél jednotlivých rovnoběžek. Tímto způsobem ztrácíme informaci o mezidélkové proměnlivosti, kterou ale zase dobře ilustrují mapy horizontálního rozložení vybraných prvků (viz níže). Grafy 5 a 6 znázorňují vertikální profily zonálních průměrů teploty průměrovaných pro období prosinec-únor a červen-srpen. Grafy jsou založeny na datech ERA-40 (viz Uppala, 2005).

Graf 5: Vertikální profil zonálních průměrů teploty pro období prosinec-únor, převzato z ERA-40 (2014)

Graf 6: Vertikální profil zonálních průměrů teploty pro období červen-srpen, převzato z ERA-40 (2014)

Z grafů je na první pohled zřejmých několik základních rysů rozložení teploty do výšek cca 50 km. Minima teploty se zde nachází v oblasti tropické tropopauzy, maxima teplot jsou lokalizována na letním pólem v oblasti stratopauzy. Z grafu je také zřejmá poloha tropopauzy, která se na rovníku nachází kolem hladiny 100 hPa a v polárních oblastech klesá k hladině 300 hPa.

Výraznou oblastí je zimní polární stratosféra – rozložení teplot ukazuje, že v zimě se v nižší a střední polární atmosféře vytváří relativně izolovaná oblast výrazně chladného vzduchu. Tato zimní oblast je na jižní polokouli rozsáhlejší a s nižšími teplotami. Zatímco na severní polokouli oblast minima teplot zasahuje k 70. rovnoběžce, na jihu se podobně nízké teploty objevují až k 50. rovnoběžce. Rovněž vertikální rozsah se různí. Na severu se minimum teplot nachází mezi hladinami cca 200 a 10 hPa, na jihu to jsou hladiny až 300 a 5 hPa. Je tedy evidentní, že výraznou charakteristikou stratosféry jsou zimní polární podmínky a také, že podmínky na severní a jižní polokouli se značně liší.

Grafy 7, 8 a 9 představují časový vývoj vertikálních profilů teploty průměrovaných pro severní polární oblasti, rovník a pro jižní polární oblasti.

Graf 7: Časový vývoj vertikálních profilů teploty pro severní polární oblasti 2013, převzato z NOAA (2014)

Graf 8: Časový vývoj vertikálních profilů teploty pro tropické oblasti 2013, převzato z NOAA (2014)

Graf 9: Časový vývoj vertikálních profilů teploty pro jižní polární oblasti 2013,  převzato z NOAA (2014)

Na vertikální ose jsou vyneseny výškové hladiny, horizontální představuje časový vývoj roku 2013. Z grafů 7 a 9 je opět zřejmé, že se v polární stratosféře vytváří v zimě výrazná oblast prochlazeného vzduchu a tato oblast je rozsáhlejší a stabilnější na jižní polokouli. Na severní polokouli vidíme, že oblast chladného vzduchu může během zimy dokonce vymizet. K tomuto fenoménu se více vrátíme v souvislosti s tzv. náhlým stratosférickým oteplením. Z grafů je rovněž zřejmé, že v létě se u horní hranice polární stratosféry objevuje oblast vysokých teplot, které má podobné charakteristiky na severní i jižní polokouli. Graf 8 ilustruje vývoj teplotních podmínek v tropické stratosféře. Ve srovnání s polárními oblastmi je patrné,  že podmínky v tropické stratosféře jsou během roku prakticky neměnné. V grafu je také jasně vidět vyšší poloha tropopauzy a výrazné teplotní zvrstvení stratosféry.

Grafy 10 a 11 představují vertikální profily rozložení zonálních větrů. Zonální větry jsou větry vanoucí podél rovnoběžek, tzn. větry západní anebo východní. Červenou barvou jsou v grafech označeny větry západní, modrou barvou větry východní.

Graf 10: Vertikální profil zonálních průměrů zonálních větrů pro období prosinec-únor, převzato z ERA-40 (2014)

Graf 11: Vertikální profil zonálních průměrů zonálních větrů pro období červen-srpen, převzato z ERA-40 (2014)

Z grafů je na první pohled jasné, že existuje zásadní rozdíl mezi prouděním na letní a zimní polokoulí. Zatímco zimní stratosféra se vyznačuje převažujícím západním prouděním, letní stratosféře dominují východní větry. V grafech je opět jasně zřetelný rozdíl mezi jižní a severní hemisférou. Zimní západní větry jsou na jižní polokouli silnější a zasahují rozsáhlejší oblast, podobné je to s východním prouděním v létě. V grafech jsou rovněž zřetelná centra tryskového proudění v troposféře. Grafy 12 a 13 znázorňují časový vývoj vertikálních profilů zonálního proudění průměrovaného pro severní a jižní polokouli. V grafech jsou vidět podobné charakteristiky jako u vývoje teploty.

Graf 12: Časový vývoj vertikálních profilů zonálních větrů pro severní polární oblasti 2013, převzato z NOAA (2014)

Graf 13: Časový vývoj vertikálních profilů zonálních větrů pro jižní polární oblasti 2013, převzato z NOAA (2014)

Zimním podmínkám dominuje západní proudění, v létě se objevuje proudění východní. Proudění je výraznější a stabilnější na jihu, na severu se objevují nestabilní období, na začátku roku je dokonce zaznamenána epizoda východních větrů.

 

Klimatologie stratosféry – horizontální rozložení teploty

Grafy 14 až 19 ilustrují průměrné teplotní podmínky v různých hladinách od horní troposféry až po mezosféru. Grafy ukazují podmínky na severní a jižní polokouli, okraje map jsou limitovány 25. rovnoběžkami. Graf 14 vyobrazuje podmínky v hladině 300 hPa, což odpovídá přibližně 9 km.

Graf 14: Horizontální rozložení teploty v hladině 300 hPa (cca 9 km) na severní a jižní polokouli.

Jedná se tedy o oblast horní troposféry a ve vyšších zeměpisných šířkách o oblast tropopauzy. Rozložení teplot odráží podmínky u povrchu, minima se se objevují v zimě v polárních oblastech, maxima v létě v subtropech. Následující graf 15 ilustruje podmínky v hladině 100 hPa (cca 16 km).

Graf 15: Horizontální rozložení teploty v hladině 100 hPa (cca 16 km) na severní a jižní polokouli. 

Oproti nižším hladinám jsou teplotní podmínky značně jiné a odpovídají podmínkám v oblasti tropopauzy a nízké stratosféry. Nejnižší teploty se nachází v subtropických oblastech na okrajích map. To je dáno podmínkami okolo tropické tropopauzy – nízké teploty souvisí s výraznými výstupnými pohyby (oblast výrazné konvekce, vzduch se při výstupu do vyšších hladin rozpíná a ochlazuje) a s radiačním ochlazováním při vyzařování vrcholků mohutné konvektivní oblačnosti. Maxima teplot se nachází v oblasti pólů, což je zase spojeno se sestupnými pohyby, při nichž dochází ke kompresi vzduchu a jeho ohřátí (sestupné pohyby souvisí s velkoprostorovou tzv. Brewer-Dobson cirkulací – více viz např. zde anebo Butchart, 2014). Během zimy v polárních oblastech ovšem nastává polární noc a vliv radiační ochlazování převažuje. V zimě se v polárních oblastech tedy objevuje další minimum teplot. V oblasti Aleut se na severní polokouli v zimním období vyskytuje výrazná anomálie. Ta souvisí s výskytem Aleutské tlakové výše (v troposféře se nachází Aleutská tlaková níže, která ve vyšších hladinách přechází ve výši) a sestupem vzduchu podél severní strany polárního tryskového proudění. Rozdíly mezi severem a jihem lze pozorovat zejména koncem zimy a v průběhu jara. Graf 16 zobrazuje teplotní podmínky v hladině 30 hPa (cca 24 km).

Graf 16: Horizontální rozložení teploty v hladině 30 hPa (cca 24 km) na severní a jižní polokouli.

Podmínky z nižší hladiny jsou zde zvýrazněny, maxima i minima teplot se nachází v polárních oblastech. Maxima se objevují v létě, minima v zimě. To koresponduje i s grafy vertikálních profilů teploty (např. Grafy 5 a 7). Oproti hladině 100 hPa jsou teploty v létě vyšší a v zimě nižší. Významné rozdíly mezi severem a jihem lze opět pozorovat v průběhu zimy a jara. Na severní polokouli je přítomná výrazná anomálie, na jihu přetrvává oblast prochlazeného vzduchu ještě na jaře. To má pak zásadní dopad například na formování ozonové díry. Graf 17 vyobrazuje podmínky v hladině 10 hPa (cca 31 km).

Graf 17: Horizontální rozložení teploty v hladině 10 hPa (cca 31 km) na severní a jižní polokouli. 

Oproti hladině 30 hPa vidíme výrazný rozdíl na jaře v jižních polárních oblastech. Zde začíná opět převažovat vliv sestupných pohybů vzduchu v souvislosti s velkoprostorovou cirkulací a také vliv vyšších koncentrací ozonu. Toto pokračuje i ve vyšší hladině 1 hPa (cca 48 km, oblast stratopauzy), která je ilustrována na grafu 18.

Graf 18: Horizontální rozložení teploty v hladině 1 hPa (cca 48 km) na severní a jižní polokouli.

Naopak zásadní proměnu podmínek lze pozorovat nad hranicí stratosféry v mezosféře. Graf 19 zobrazuje podmínky v hladině 0.1 hPa (cca 65 km).

Graf 19: Horizontální rozložení teploty v hladině 0.1 hPa (cca 65 km) na severní a jižní polokouli.

V těchto výškách je ohřívání díky absorpci UV záření ozonem značně omezeno a převažuje radiační ochlazování díky vyzařování molekul přítomných plynů. Výrazný vliv má také propagace atmosférických vln a s tím spojené vzestupné pohyby nad polárními oblastmi v létě.

 

Zimní polární cirkulace - cirkumpolární vír

Z grafů ilustrující teplotní podmínky a rozložení větrů je zřejmé, že se v polární stratosféře v zimě vytváří omezená oblast velmi prochlazeného vzduchu. Tato oblast je spojena také s výrazným západním prouděním a tedy se vznikem velmi výrazné tlakové níže. Schematicky jsou tyto podmínky vyobrazeny na obrázku 2. Toto typické proudění v zimní polární stratosféře se nazývá polárním vírem (rovněž také cirkumpolární vír, v angličtině také tzv. polar night jet).

Obrázek 2: Ilustrace zimní polární cirkulace na severní polokouli, upraveno dle Mohanakumar (2008)

Ten se objevuje s příchodem polární noci. Koncem podzimu, kdy přestává do polárních oblastí dopadat sluneční záření, začínají převažovat tepelné ztráty díky dlouhovlnnému vyzařování nad příjmem z dopadajícího záření. Díky tomu se celá oblast silně prochlazuje a následně se tak zvyšuje teplotní rozdíl mezi polárními oblastmi a oblastmi středních a nižších šířek. Se zvyšováním mezišířkového gradientu teplot souvisí vzrůst mezišířkového rozdílu tlaku a s tím je pak spojen vznik výrazného západního proudění. Vzniklé proudění polární oblasti dále izoluje a dochází k dalšímu snížení teplot. Vznik a vývoj zimního polárního víru je radiačně-dynamicky podmíněn. Jeho zánik je dán přechodem od zimy k jaru, příchodem slunce a prohříváním polárních oblastí.

Jak naznačují grafy 7 a 10, na severní polokouli může dojít ke zhroucení zimního polárního víru. Jedná se o situaci, kdy dochází k rozsáhlé proměně zimní polárních podmínek a pozorujeme významné proměny v teplotním poli i cirkulaci. Tato proměna se označuje jako náhlé stratosférické oteplení a je mu věnována následující část.

 

Náhlá stratosférická oteplení

Na grafech 20 a 21 vidíme srovnání zimních podmínek polární stratosféry na severní a jižní polokouli. Graf 20 ilustruje vývoj teplot v hladině 30 hPa průměrovaných pro leden-únor na severu a pro červenec-srpen na jihu v období 1948-2010. Graf 21 zobrazuje roční chod teplot polárních oblastí v hladině 50 hPa na severní a jižní hemisféře, vyobrazen je i rozptyl pozorovaných teplot pro konkrétní dny.

Graf 20: Vývoj teplot v hladině 30 hPa na severním a jižním pólu průměrovaných pro období leden-únor na severu
a červenec-srpen na jihu v období 1948-2010.

Graf 21: Minimální teploty pro severní (a) a jižní (b) polární oblasti v hladině 50 hPa v období 1979-2008,
černou vyznačen průběr, převzato z Waugh and Polvani, 2010.

Z grafů je na první pohled jasně vidět, že mezi polární zimou jižní a severní stratosféry je významný rozdíl. Zatímco na jižní polokouli teploty padají až pod -90 °C a rozdíl mezi jednotlivými roky tvoří jednotky stupňů, na severním pólu pozorujeme teploty okolo -70 °C a zároveň rozdíly mezi jednotlivými zimami mohou přesahovat i dvacet stupňů. Pozorované rozdíly teplot ovlivňuje několik základních faktorů, mezi nimiž je zdaleka nejvýznamnější síla a celková stabilita zimní polární cirkulace. Zimní polární vír je na jižní polokouli ustálený a relativně silnější, na severní polokouli se projevuje fenomén náhlého stratosférického oteplení.

Dle světové meteorologické organizace je náhlé stratosférické oteplení (v angl. sudden stratosperic warming) rozděleno a definováno v rámci tří základních kategorií.

Hlavní oteplení: oteplení je charakterizováno zhroucením polární cirkulace definovaným jako obrat průměrných západních zonálních větrů na východní na 60. stupni severní šířky v hladině 10 hPa. Dochází rovněž k obrácení teplotního gradientu mezi pólem a 60. stupněm severní šířky. Oteplení je spojeno s přesunutím centra polárního víru do středních zeměpisných šířek, vír se také může rozpadnout na dvě centra. Oteplení vybraných oblastí stratosféry může dosáhnout několik desítek stupňů během několika dnů (viz dále). Hlavní oteplení bylo doposavad pozorováno na severní polokouli s výjimkou roku 2002, kdy bylo ojediněle pozorováno také na jižní polokouli. Příklad hlavního náhlého stratosférického oteplení ilustruje také animace 1, kde je vyobrazen časový vývoj vertikálního profilu teploty a vývoj teplotního pole v hladině 30 hPa pro zimu 2009/2010.

 

Animace 1: Vývoj teplotního pole a rozpad polární cirkulace na severní polokouli společně s časovým vývojem vertikálních profilů teploty v zimě 2009/2010.

Vedlejší oteplení: oteplení může být také velmi intenzivní a může dojít i k převrácení mezišířkového teplotního gradientu mezi pólem a 60. stupněm severní šířky. Oproti hlavnímu oteplení nedochází k proměně zonálních západních větrů na východních v hladině 10 hPa.

Finální oteplení: oteplení je spojeno s přirozeným přechodem zimní cirkulace k cirkulaci letní na konci zimy. Nutnou podmínkou je, že zimní západní cirkulace se v dané oblasti objevuje až s příchodem následující zimy.
Kromě těchto tří základních kategorií se dále popisuje oteplení Kanadské. To je pozorováno na začátku zimy, kdy centrum polárního víru je odsunuto, ale vír samotný se nerozpadá. Oteplení není tak intenzivní a zasahuje pouze střední a spodní stratosféru.

Náhlé stratosférické oteplení ovlivňuje podmínky v celé stratosféře a dokonce i v dolní mezosféře. Počátek oteplen je spojen s výstupem stratopauzy na 60 km, celá oblast nejvyšší stratosféry a dolní mezosféry se otepluje. Během vrcholu oteplení stratopauza náhle klesá. Pokles může činit až 20 km během několika dní. To je dále spojeno s nárůstem teploty, který dosahuje až 40 °C. V této době se mezosféra a dolní stratosféra ochlazuje. Po dosažení vrcholu oteplení pokračuje pokles stratopauzy, dolní stratosféra se otepluje a nižší mezosféra se dále ochlazuje. V době zhroucení cirkumpolárního víru zasahuje oteplení i dolní stratosféru, v celé oblasti dochází k zásadní proměně cirkulace, stratopauza se silně prochlazuje a rozsáhlá vertikální oblast mezi cca 20-80 km je téměř izotermní.
Graf 22 zobrazuje průběh hlavního náhlého stratosférického oteplení v zimě 2003/2004. Grafy 22a a 22b znázorňují vývoj vertikálního profilu teploty a jejích anomálií.

Graf 22: Časový vývoj vertikálních profilů teploty (a), teplotních anomálií (b), zonálních větrů (c) a anomálií proudění
(d) v zimě 2003/2004 pro severní polární oblasti, upraveno dle NOAA (2004)

Z grafů je zřetelný výstup stratopauzy na začátku oteplení, její náhlý pokles, rozšíření oteplení do dolní stratosféry i závěrečný izotermní profil. Vyobrazení anomálií teploty ukazuje, že oteplení je následováno relativně chladnějšími podmínkami. Grafy 22c a 22d ilustrují vývoj vertikálního profilu zonálního proudění a jeho anomálií. Je zřejmé, že v průběhu oteplení se začínají ve vyšších hladinách objevovat východní směry proudění a postupně se rozšiřují do dolní stratosféry. Tento postupný vývoj je ještě více zřetelný z grafu anomálií proudění.

 

Pozadí náhlého stratosférického oteplení

Z grafů srovnávajících podmínky severní a jižní polokoule je zřejmé, že existuje zásadní rozdíl mezi podmínkami jižní a severní polární stratosféry. Tento rozdíl se projevuje v polární cirkulaci a je spojen i s výskytem náhlých stratosférických oteplení. Základním důvodem pro rozdílné podmínky je rozdílná orografie jižní a severní hemisféry. Zatímco na jižní hemisféře v oblasti středních a vyšších zeměpisných šířek nalezneme jen minimum pevniny, na severní polokouli se nachází oceány společně s kontinenty a výraznými horskými masivy. Existence takovéhoto rozmístění pevnin a oceánů vede ke generaci atmosférických vln. Ty se projevují jako periodické změny v poli meteorologických prvků. Tyto vlny mají schopnost se za určitých podmínek šířit do vyšších atmosférických hladin a přenášejí tam část energie z nejnižších vrstev atmosféry. V oblasti, kde se tyto vlny pak rozpadají, dochází k proměnám průměrného proudění. Tímto mechanismem pak může dojít k narušení polárního víru a případně k jeho následnému zhroucení.

Problematika klasifikace, popisu a modelování atmosférických vln vysoce přesahuje možnosti tohoto textu. Obecně lze říci, že šíření atmosférických vln ovlivňuje spousta faktorů jako je průměrné pozaďové proudění anebo gradienty dynamických veličin (závisí také na druhu atmosférických vln). Tyto faktory jsou zároveň ovlivňovány dalšími atmosférickými fenomény a oscilacemi. Mezi ně patří zejména cyklus sluneční aktivity (jedenáctiletý cyklus slunečních skvrn SSC, více např. zde a Benestad, 2006) a kvazibienální oscilace (proměna zonálních větrů v tropické stratosféře QBO, více např. zde a Baldwin et al, 2001). Rozbor a studium těchto interakcí představuje již pokročilou partii popisu stratosféry, resp. popisu interakce mezi troposférou, stratosférou a mezosférou. Pro další studium doporučujeme tituly citované v seznamu použité literatury a internetové odkazy v textu.

 

Závěr

Stratosféra byla po dlouho dobu zcela mimo pozornost výzkumu atmosféry. To se více změnilo s objevem ozonové díry na začátku osmdesátých let minulého století. Nicméně teprve výzkum posledních let jasněji ukázal na podstatnou roli stratosférických procesů pro dlouhodobý režim počasí a vůbec vývoj klimatu. V rámci současných odborných aktivit jsou aktivní zejména skupiny sdružené v programu SPARC (Stratosphere-troposphere Processes And their Role in Climate, viz zde).  Ten byl založen již roku 1992 jako součást světového programu pro výzkum klimatu (viz zde).

Aktuální studie začínají přesněji modelovat dopad atmosférických vln a interakci s velkoprostorovou cirkulací, vliv na klimatické projekce anebo vliv na charakter tryskového proudění v troposféře. Současný výzkum poskytl nový pohled na některé podstatné mechanismy proměny stratosféry a její interakce s dalšími vrstvami, stratosférická problematika ale zahrnuje stále mnoho otázek čekajících na zodpovězení.

Vložit nový příspěvek