Stratosféra

Literatura
Stratosféra
• D.G. Andrews, J.R. Holton, C.B. Leovy: Middle Atmosphere Dynamics. Academic Press,
Orlando, 1987
• Guy P. Brasseur: Aeronomy of the Middle Atmosphere. Springer. 2005
• A. Dessler: The Chemistry and Physics of Stratospheric Ozone. Academic Press, San
Diego, 2000
• K. Labitzke, H. van Loon: The Stratosphere. Springer, Berlin, 1999
• K. Mohanakumar: Stratosphere troposphere interactions: an introduction,
Springer, 2008
doc. RNDr. Petr Pišoft, Ph.D.
Katedra fyziky atmosféry
Matematicko-fyzikální fakulta
Univerzita Karlova v Praze
+ relevantní studie, odborné články a studentské práce (P. Šácha, A. Kuchař, Z. Kupčihová)
prezentace budou vystavovány na http://strato.pisoft.cz
Vertikální dělení atmosféry
•
otázka vertikální souřadnice
km, hPa, Θ
orientační přehled, upraveno dle Kupčihová Z. 2015
Vertikální dělení atmosféry
•
•
záleží na zvoleném měřítku - promíchání, vodivost, teplota
•
od heterosféry oddělena homopauzou (turbopauzou) - místo, kde se hodnoty koeficientů
turbulentní a molekulární difuze vyrovnávají
(směšovací délka se vyrovnává střední volné dráze )
•
heterosféra - atomy a molekuly jsou zde
zastoupeny podle své poměrné hmotnosti.
Výše převládají atomy a lehké prvky. Ve spodní části
heterosféry převládají ještě molekuly, výše pak
atomy a ionty.
homosféra - nemění se podstatně objemové zastoupení plynů, zasahuje do výšky kolem
90-100 km, atomy a molekuly jsou díky turbulenci promíchány a rovnoměrně zastoupeny
Vertikální dělení atmosféry
Vertikální dělení atmosféry
záleží na zvoleném měřítku - promíchání, vodivost, teplota
•
neutrosféra - část atmosféry od zemského povrchu do výše asi 60 km, v níž ionizace molekul
vzduchu je tak malá, že vzduch lze považovat za elektricky nevodivé prostředí a nepůsobí odraz
rádiových vln. Od ionosféry je oddělena neutropauzou.
záleží na zvoleném měřítku - promíchání, vodivost,
12
teplota
•
•
ionosféra - elektricky vodivá atmosférická vrstva. Ionty tvoří v ionosféře až 3 % procenta
vzduchové hmoty. Ionosféra je významná například z hlediska přenosu rádiových vln
neutrosféra - část atmosféry od zemského
povrchu do výše asi 60 km, v níž ionizace molekul
vzduchu je tak malá, že vzduch lze považovat za
elektricky nevodivé prostředí a nepůsobí odraz
rádiových vln. Od ionosféry je oddělena
neutropauzou.
•
1 Structure and Composition of the Lower and Middle Atmosphere
Protonosphere
exosphere
•
•
Electron Concentration
Temperature
ionosféra - elektricky vodivá atmosférická vrstva.
Ionty tvoří v ionosféře až 3 % procenta vzduchové
hmoty. Ionosféra je významná například z hlediska
přenosu rádiových vln
300
300
F region
F2 region
200
200
F1 region
E region
100
Turbopause
90
Mesopause
Mesosphere
D region
50
Stratopause
Ozonosphere
10
102
103 104
105
10
Stratosphere
Tropopause
Troposphere
6
Electron Concentration (cm−3)
zdroj: Mohanakumar, 2008
záleží na zvoleném měřítku - promíchání, vodivost, teplota
vydělení pěti základních vrstev - troposféra, stratosféra, mezosféra,
termosféra a exosféra
při adiabatickém vertikálním přesunu vzduchové částice (tj. bez výměny tepla s okolím)
dojde ke změně její teploty - nárůstu v důsledku stlačení při pohybu sestupném, resp. poklesu
rozpínáním při vzestupném pohybu
•
tato změna teploty je v případě suchého vzduchu nazývána sucho-adiabatickým gradientem
p [hPa]
1000
500
turbulentní redistribuce - konvektivní/adiabatické
zvrstvení teploty
250
a
EXOSFÉRA
polární záře
200
HETEROSFÉRA
150
...
TERMOSFÉRA
100
noční svítící oblaka
mezopauza
MEZOSFÉRA
50
stratopauza
STRATOSFÉRA
polární
stratosferická oblaka
tropopauza
TROPOSFÉRA
zdroj: upraveno dle Kupčihová Z. 2014
•
•
•
...
primárním zdrojem tepla zemský povrch
-100
-50
Temperature (K)
Fig. 1.5 A typical daytime profile of electron concentration of the ionosphere and the neutral
atmosphere. A typical temperature profile in the reverse direction is also shown (Adapted from
University of Leicester)
•
dělení dle vertikálního gradientu teploty
troposféra - přirozený pokles teploty s výškou
10
100
Pokles teploty v troposféře
z [km]
•
•
•
300
above about 80 km. The ionization is caused mainly by solar radiation at X-ray and
ultraviolet wavelengths. The ionosphere is responsible for the long-distance propagation, by reflection, of radio signals in the shortwave and broadcast bands.
Vertical variation of the ionospheric layers in the Earth’s atmosphere is depicted
in Fig. 1.5. It can be seen that the ionosphere is highly structured in the vertical
direction. It was first thought that discrete layers were involved, referred to as the D,
E, F1, and F2 layers. However, the layers actually merge with one another to such an
extent that they are now referred to as regions rather than layers. The very high temperatures in the Earth’s upper atmosphere are colocated with the upper ionosphere
since both are related to the effect of X-rays from the Sun. That is, the X-rays both
ionize and heat the uppermost portion of the Earth’s atmosphere. Tremendous variations occur in the ionosphere at high latitudes because of the dynamical effects of
Vertikální dělení atmosféry
•
•
•
500
0
50
100
...
500
I
O
N
S
F
É
R
A
HOMOPAUZA
HOMOSFÉRA
N
E
U
T
R
O
S
F
É
R
A
0.1
10
100
1000
1000
1500
t [°C]
•
dT
dz
v případě nasyceného vzduchu se jedná o tzv. nasyceně-adiabatický gradient
hodnotu sucho-adiabatického gradientu lze odvodit z obecných termodynamických vztahů
na základě 1. věty termodynamické lze chování částice vzduchu obecně charakterizovat jako
dQ = pd + cv dT
0.0001
0.001
0.01
1
=
↵=
1
⇢
α je měrný objem, cv je měrné teplo vzduchu za konstantního objemu
Pokles teploty v troposféře
•
Pokles teploty v troposféře
•
rovnice vyjadřuje bilanci tepelné energie dQ dodané vzduchové částici – část se projeví
zvýšením vnitřní energie dU = cvdT (což je reprezentováno zvýšením teploty) a část je
sloučením s rovnicí 1. věty
termodynamické pro adiabatické děje dostaneme
dp = (R + cv )dT = cp dT
přeměněna na práci a projeví se zvětšením objemu částice (za daného tlaku) pdα
•
pro adiabaticky izolovanou částici nabývá vztah popisující její chování tvaru
p = RT
zároveň pro ideální plyny platí stavová rovnice
•
tuto rovnici lze jednoduše diferencovat do tvaru
•
sloučením s rovnicí 1. věty
termodynamické pro adiabatické děje dostaneme
•
dalším sloučením s již získaným vztahem dostáváme
•
•
hodnota sucho-adiabatického gradientu je γa = 0,98 °C na 100 metrů výšky
•
ve vzduchu nasyceném vodní párou však nelze zanedbat kondenzační teplo, které hodnotu
kde cp je měrné teplo vzduchu za konstantního tlaku
50
aerosoly, prach,
Cirkulace v troposféře
7
Above 99.9 %
1 hPa
Stratopause
velká prostorová i časová proměnlivost
40
mezní vrstva
teplota obecně s výškou klesá
průměrný ∇zT ≈ 0.65°C/100m
Altitude (km)
počasí
30
•
•
•
nerovnoměrné prohřívání vede ke vzniku gradientu teploty, resp. tlaku
•
cirkulační buňky
zároveň tendence vyrovnat rozdíly tlaku + působící síly (zejména Coriolisova síla)
G. Hadley (1775):
- na rovníku vzestup teplého a vlhkého vzduchu, rozpínání, ochlazení, kondenzace (ITCZ, SPCZ)
- posun směrem k pólům, pokles v subtropech, komprese, oteplení, vysušení (oblasti pouští)
Above 99 %
10 hPa
28
20
20
Subtropical jet
Above 90 %
Tropopause
10
0
zdroj: Mohanakumar, 2008
1 Structure and Composition of the Lower and Middle Atmosphere
Height (km)
nepravidelné změny
dT
g
=
dz
cp
adiabatického gradientu teploty snižuje γs ≈ 0,65 °C na 100 metrů výšky
1.4 Atmospheric Thermal Structure
obsahuje cca 80% atm. hmoty
vlhkost, oblačnost, srážky
=
⇥g =
tato hodnota je platná i pro vlhký, ale nenasycený vzduch, neboť vliv nenasycené vodní páry na
měrné teplo vzduchu je velmi malý
Troposféra
•
•
•
•
•
•
•
•
•
a
pd + dp = RdT
dp = (R + cv )dT = cp dT
g
dále využijeme rovnice hydrostatické rovnováhy
pd + cv dT = 0
•
dp
=
dz
•
Above 50 %
200
400
600
800
0
1000
Pressure (hPa)
Fig. 1.2 Vertical distribution of atmospheric pressure (US Standard Atmosphere)
15
Polar jet
10
5
Tropopause
Hadley
cell
Ferrel
cell
Polar
cell
0
zdroj: Mohanakumar, 2008
North pole
60! N
30!N
Equator
Fig. 1.15 Positions of jet streams in the meridional circulation (adapted from National Weather
Service, NOAA)
Cirkulace v troposféře
•
•
•
nerovnoměrné prohřívání vede ke vzniku gradientu teploty, resp. tlaku
•
posun směrem k pólům,
pokles v subtropech, komprese,
oteplení, vysušení (oblasti pouští)
•
cirkulační buňky
zároveň tendence vyrovnat rozdíly tlaku + působící síly (zejména Coriolisova síla)
na rovníku vzestup teplého a vlhkého vzduchu,
rozpínání, ochlazení,
kondenzace (ITCZ, SPCZ)
Cirkulace v troposféře
•
•
•
nerovnoměrné prohřívání vede ke vzniku gradientu teploty, resp. tlaku
•
cirkulační buňky
zároveň tendence vyrovnat rozdíly tlaku + působící síly (zejména Coriolisova síla)
G. Hadley (1775):
- na rovníku vzestup teplého a vlhkého vzduchu, rozpínání, ochlazení, kondenzace (ITCZ, SPCZ)
- posun směrem k pólům, pokles v subtropech, komprese, oteplení, vysušení (oblasti pouští)
zdroj: https://www.youtube.com/watch?v=Ye45DGkqUkE
Cirkulace v troposféře
•
na rovníku vzestup teplého a vlhkého vzduchu, rozpínání, ochlazení, kondenzace (ITCZ, SPCZ)
zdroj: https://www.youtube.com/watch?v=yBScI_UpGvQ
Cirkulace v troposféře
•
•
•
•
výrazný roční cyklus
posun cirkulačních buněk a ITCZ
v zimě výrazná polární cirkulace
projev i ve stratosféře
zdroj: http://www.physicalgeography.net/
altitudes. These characteristics have been confirmed
from modern radiation calculations based on observed
distributions of temperature and radiatively active constituents (Rosenlof, 1995; Eluszkiewicz et al., 1996),
2
provided one interprets “mean circulation” as “residaltitudes. These characteristics have been confirmed
from modern radiation calculations based on observedual mean circulation”, rather than the straightforward
distributions of temperature and radiatively active con- Globální cirkulace
stituents (Rosenlof, 1995; Eluszkiewicz et al., 1996),Eulerian mean (it is the residual mean that is relevant
provided one interprets “mean circulation” as “residAndrews et al., 1987)). A
ual mean circulation”, rather than the straightforwardto tracer transport [e.g.
mean (it is the residual mean that is relevant
globální
Brewer-Dobson cirkulace - vzestupné proudy na rovníku (u letní polární stratopausy)
•Eulerian
to tracer transport [e.g. Andrews et al., 1987)). Aschematic of the residual circulation of the atmosphere
schematic
of the residual
circulation
of the atmosphere
a sestupné
pohyby
v (zimní)
polární atmosféry a středních šířkách
2. In the
(up to the mesopause) is depicted in Fig. 2. In the(up to the mesopause) is depicted in Fig.
Plumb: Stratospheric Transport
Globální cirkulace
•
•
zásadní pro transport ozonu vznikajícího v tropech
CH4 (Mar)
HF60(Mar)
1.4
z (km)
0.8
0.6
z (km)
30
latitude
60
10
-90 -60 -30
90
1.4
40 0
10
-90 -60 -30
1.2
0
60
0.
4
40
z (km)
0.
8
6
30
20
1.0
1.2
1.4
50
1.4
0.4
0.6
1.2
40
CH (Mar)
vznik4 díky působení
atmosférických vln
8
0.
60
40
1.0 0.8 0.6
z (km)
90
CH4 (Sep)
0.
4
0. 2
0.
HF (Sep)
20
60
latitude
30
50
30
0
1.
Gordon Dobson (O3, 1956)
20
zásadní pro transport ozonu vznikajícího v tropech
50
1.0
30
1.2
0.4
0.2
50
20
0.8
30
•
•
2
0.
z (km)
Alan Brewer (H2O, 1949)
60
0.4
1.4
40
1.0
40
0.2
60
50
0.2
50
1.2
•
•
HF (Mar)
60
vznik díky působení
atmosférických vln
0.2
globální Brewer-Dobson cirkulace - vzestupné proudy na rovníku (u letní polární stratopausy)
a sestupné pohyby v (zimní) polární atmosféry a středních šířkách
0.2
•
z (km)
10 0.4
30
-90 -60 -30 0 30
20
latitude
0.8
60
1.2
20
0.2
10
-90 Figure
-60 -302. Schematic
0 30 60of the
90 residual mean meridional
circulation
in the atmosphere. The heavy ellipse delatitude
10
10
notes the thermally-driven Hadley circulation of the tro-90 -60 -30 0 30 60 90
-90 -60 -30 0 30 60 90
posphere. The shaded regions (labelled “S”, “P”, and
“G”) denote regions of breaking waves (synoptic- and
planetary-scale
waves, and gravity waves, respectively),
HF meridional
(Sep)
Figure 1. Monthly mean
distributions of
CH (Sep)
responsible 4for driving branches of the stratospheric and
(left two panels)
HF (parts per billion by volume) and
60
60 mesospheric circulation.
of (right two panels) CH (parts per million by vol30
1.0
90
1.4
1902 - publikace Richard Assmann a Léon Teisserenc de Bort
identifikace proměny teplotního trendu
48
0
-4
40
20
-20
0
28
0
1
260
240
260
240
220
10
0
220
24
Tropics
20
16
Polar Vortex
220
Lowestmost stratosphere
20
240
8
0
260
220
0
240
Lowestmost stratosphere
260
20
0
100
200
0
40
Height (km)
32
0
více viz Hoinka, Klaus P. (1997):
The tropopause: discovery, definition and demarcation
0
•
-20
40
280
300
0
1000
Pressure (hPa)
konec 19. století - meteorologické sondy - Gustave Hermite
0
19. století - pilotované lety (použití dýchacích přístrojů a velmi nízké teploty)
0
konec 18. století - horkovzdušné balóny
1.2
spojeno s technologickým pokrokem
8
0.
•
•
•
•
•
•
2
0.
Figure 2. Schematic of the residual mean meridional
circulation in the atmosphere. The heavy ellipse de10
notes the thermally-driven Hadley circulation of the tro-90 -60 -30 0 30 60 90
posphere. The shaded regions (labelled “S”, “P”, and
“G”) Tropopauza
denote regions of breaking waves (synoptic- and
planetary-scale waves, and gravity waves, respectively),
Figure 1. Monthly mean meridional distributions of
responsible
for driving branches of the stratospheric and
přechodová
vrstva oddělující
a stratosféru
• billion
(left two panels) HF (parts per
by volume)
and troposféru
mesospheric
circulation.
různé
definice
termická,
dynamická,
chemická
•
of (right two panels) CH4 (parts per million by volume) during March (top) and
September
(bottom),
výška
tropopauzy
se
mění
v
závislosti
na
roční
době
a geografické pozici
•
tropical troposphere, the well-known Hadley circulafrom measurements by the HALOE
instrument
(Russell
hPa a chladnější - cca -70°C
• na rovníku výše - cca 18 km/100tion
can be understood, at least in its simplest form,
et al., 1993a) on the Upper Atmosphere Research SatelhPa a teplejší
- cca -50°C
• v polárních oblastech níže - ccaas8 km/300
a nonlinear
circulation
driven by latitudinal gradilite. Calculation of the monthly mean distributions for
ents
in
thermal
forcing
(Held
and Hou, 1980). Despite
v zimě níže, v létě výše
•
zdroj: https://cloud1.arc.nasa.gov/solve/overview/solve.pr.html
these data is described in Randel et al. (1998).
the temptation to interpret
apparently
thermallyJanuarythe
1979-98
Temperature
direct circulation of Summer
the stratosphere in theWinter
same way, it
zdroj: upraveno dle Kupčihová Z. 2014
is clear that other processes must be involved, since air
z [km]
following the circulation must lose angular momentum
J
rovník
50
as
it
moves
poleward.
The
direct,
large-scale,
e ects
Arktida zima
40
of friction being utterly negligible in the stratosphere,
30
Arktida léto
such loss of angular momentum can only be ascribed to
20
the impact of waves: the presence of wave drag is thus
J
tropopauza
J
crucial to the stratospheric
circulation.
10
In contrast to the much more quiescent summer
t [°C]
50
-150
0
-100
-50
-90 wintertime
-60
-30 stratosphere
0
30
90
hemisphere, the
is 60dominated
Latitude
20
Objev stratosféry
0.
4
0
1. 0.8 0.6
30
tropical troposphere, the well-known Hadley circulation can be understood, at least in its simplest form,
as
a nonlinear
circulation
driven by latitudinal
zdroj:
Plumb, R.A.
(2002): Stratospheric
transportgradients in thermal forcing (Held and Hou, 1980). Despite
the temptation to interpret the apparently thermallydirect circulation of the stratosphere in the same way, it
30 is clear that other processes must be involved, since air
1.0
following the circulation must lose angular momentum
20 as it moves poleward. The direct, large-scale, e ects
of friction being utterly negligible in the stratosphere,
such loss of angular momentum can only be ascribed to
10 the impact of waves: the presence of wave drag is thus
-90 crucial
-60 -30
0 stratospheric
30 60 90circulation.
to the
In contrast to the much more quiescent summer
hemisphere, the wintertime stratosphere is dominated
4
0.
0.6
1.2
zdroj: http://www.goes-r.gov/users/comet
0.2
4
ume) during March (top) and September (bottom),
50
50
from measurements
by the HALOE instrument (Russell
et al., 1993a) on the Upper Atmosphere Research Satellite. Calculation of the monthly mean distributions for
40
40
these data is described in Randel et al. (1998).
z (km)
z (km)
Tropopauza
•
•
•
•
•
•
•
•
výška tropopauzy se mění v závislosti na roční době a geografické pozici
na rovníku výše - cca 18 km/100 hPa a chladnější - cca -70°C
v polárních oblastech níže - cca 8 km/300 hPa a teplejší - cca -50°C
v zimě níže, v létě výše, v oblastech atmosférických front se výrazně vlní
ature becomes very low, sometimes below 190 K. Intense convective clouds in the
tropics often overshoot the tropopause and penetrate into the lower stratosphere and
undergo low-frequency vertical oscillations.
Tropopause height shows large variations with latitude, season, and even dayto-day. Latitudinal variation of the tropopause from the poles to the equator is
schematically illustrated in Fig. 1.7. The tropopause height varies from 7–10 km
in polar regions to 16–18 km in the tropics. Tropical tropopause is higher and
colder, whereas polar tropopause is lower and warmer. The characteristic features
of the tropopause over the tropics, midlatitude, and polar regions are illustrated
Tropopauza
in Table 1.2. The tropopause height also varies from troughs to ridges, with low
tropopause height in cold troughs and high in warm ridges. Since these troughs and
ridges propagate, the tropopause height exhibits frequent fluctuations at a particular
výška tropopauzy se mění v závislosti
na roční
době
a geografické
location
during
midlatitude
winters. pozici
The highest tropopause is seen over south Asia during the summer monsoon
na rovníku výše - cca 18 km/100 hPa
a
chladnější
cca
-70°C
season, where the tropopause occasionally peaks above 18 km. The oceanic warm
of the hPa
western
equatorial
Pacific
also exhibits higher tropopause height of 17.5
v polárních oblastech níže - cca 8pool
km/300
a teplejší
- cca
-50°C
km. On the other hand, cold conditions lead to lower tropopause, evidently due to
convection. front se výrazně vlní
v zimě níže, v létě výše, v oblastech weak
atmosférických
20
Stratospheric
Tropical Air
18
16
Altitude (km)
12
Stratospheric
Polar Air
10
8
Upper
Tropospheric
Tropical Air
Stratospheric
Middle Latitude
Air
14
Stratospheric
Arctic Air
Secondary
Tropical Tropopause
JS
JP
Tropospheric
Middle Latitude
Air
JA
6
JE
Su
bt
ro
pic
al
Fr
on
t
Lower
Tropospheric
Tropical Air
Po
n
ro
rF
t
2
ITCZ
la
4
Polar
Easterlies
0
90! N
80!
70!
60!
50!
Sub
surface
High
40!
30!
Trade Wind
Belt
20!
10!
0!
10! S
Latitude
zdroj: Mohanakumar, 2008
Fig. 1.7 Diagram showing the latitudinal variation of tropopause levels (Shapiro et al. 1987, Courtesy: American Meteorological Society)
Tropopauza
•
•
•
•
Tropopauza
výška tropopauzy se mění v závislosti na roční době a geografické pozici
na rovníku výše - cca 18 km/100 hPa a chladnější - cca -70°C
v polárních oblastech níže - cca 8 km/300 hPa a teplejší - cca -50°C
v zimě níže, v létě výše, v oblastech atmosférických front se výrazně vlní
16
1 Structure and Composition of the Lower and Middle Atmosphere
Table 1.2 Characteristic features of tropopause at various latitude zones
Features
Tropical
tropopause
Midlatitude
tropopause
Polar
tropopause
Location
Over tropics,
between the two
subtropical
jet streams
∼18 km
∼80–100 hPa
∼ −80◦ C
∼375–400 K
Between polar and
subtropical
jet streams
North of
polar jet
∼12 km
∼200 hPa
∼ −60◦ C
∼325–340 K
6–9 km
∼300–400 hPa
∼ −45◦ C
∼300–310 K
Sharply defined,
highest and coldest
Higher in summer
and lower in winter
Often difficult to
identify
Height
Altitude
Temperature
Potential
temperature
Character
zdroj: Mohanakumar, 2008
•
troposféra od stratosféry
oddělena tropopauzou
•
různé definice - termická,
dynamická, chemická
•
termická - (dle WMO) výška, kde teplota
začne klesat méně než 0.2 °C na 100 m
•
zároveň tyto podmínky se průměrně
nemění další 2 km výše
•
mimo tropy dobře kopíruje
tropopauzu chemickou
zdroj: http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/stratosphere/strat-trop/
Tropopauza
•
•
•
•
troposféra od stratosféry oddělena tropopauzou
•
případně jako vrstva, kde roste koncentrace stratosférické prvku (ozonu) a klesá koncentrace
prvku troposférického (vodní pára) (Pan et al., 2004)
různé definice - termická, dynamická, chemická
chemická - není jednotná definice, protože koncentrace prvků se značně mění
často se využívá ozonová definice (Bethan et al., 1996) - oblast níže ohraničená koncentrací
ozonu 80 ppbv, gradientem 60 ppbv/km ve vrstvě > 200 m a horní hranicí přesahující 110 ppbv
Tropopauza
•
•
•
troposféra od stratosféry oddělena tropopauzou
•
vyžívaná k diagnostice výměny mezi stratosférou a troposférou
různé definice - termická, dynamická, chemická
dynamická - definovaná s ohledem na gradient potenciální vorticity - plocha konstantní PV,
typicky mezi 1-2 PVU (PVU - potential vorticity unit - 10−6 K m2 kg−1 s−1) - ve stratosféře násobně
vyšší hodnoty PVU
zdroj: http://www.atmosp.physics.utoronto.ca/SPARC/
zdroj: http://nsstc.uah.edu/atmchem/lidar/data/120606/120606.html
Tropopauza
•
•
•
•
různá označení a pojmenování
•
•
clear-sky radiative tropopause (CSRT): hladina nulového radiačního ohřevu při jasné obloze
•
ExTL - extra-tropical tropopause layer
lapse-rate tropopause (LRT): klasická definice pomocí gradientu teploty v tropech i mimo tropy
cold-point tropopause (CPT): definice pomocí minima teploty, užitečné zejména v tropech
tropical thermal tropopause (TTT): LRT a CPT je v tropech relativně blízko sobě (LRT níže o cca
0.5 km), pomíjí se tedy rozdíly a souhrně se označuje jako TTT
UTLS - upper troposphere
and lower stratosphere
zdroj: http://www.atmosp.physics.utoronto.ca/SPARC/
TTL - tropická tropopauza
•
•
TTL - tropical tropopause layer
•
•
•
•
“brána do stratosféry” - určující pro značnou část stratosférické chemie
rozsáhlá přechodová oblast minima gradientu teploty (cca 10-12 km) a termickou
tropopauzou (cca 17 km)
významně ovlivněno konvektivními pohyby tropické oblasti
podstatné pro dehydrataci stratosféry a obecně coupling troposféra/stratosféra
Fueglistaler et al., 2009: Tropical tropopause layer
zdroj: http://www.princeton.edu/~stf/res_ttl.html
Ozonosféra
•
nad tropopauzou teplota začíná růst,
absorpce radiace díky O3
•
max. koncentrace cca 25-35 km,
zásadní význam pro život
•
absorpce UV radiace (λ < 400 nm),
max. absorpce cca 250 nm (a 9.6 μm)
Stratosféra a stratopauza
•
•
stratosféra - teplota obecně roste z výškou
•
•
končí stratopauzou ve výšce cca 1 hPa (45-50 km, 0-30°C)
stabilní zvrstvení, stabilní prostředí, téměř suchá (minimální vlhkost),
téměř čistá (bez aerosolů), přítomnost ozonu - ovlivnění teplot
stratopauza výše na zimním pólem (až -18 °C), níže na letním pólem (až 12 °C)
Latitude-pressure sections of monthly- and
zonal-mean temperature (colors and thin
contours) and zonal wind (thick contours) in June
zdroj: http://www-aos.eps.s.u-tokyo.ac.jp/~kanto/
zdroj: http://www.fz-juelich.de/iek/iek-8/
Stratosféra
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
objevena díky balonovým letům na přelomu 19. a 20. století
významný pokrok během IGY 1957-1958
další velký pokrok s rozvojem meteorologických satelitů
dnes různé druhy družic, radary, lidary...
vývoj teoretického pozadí, vývoj numerického modelování
dnes množství volně dostupných zdrojů dat
ERA-40 atlas - http://old.ecmwf.int/research/era/ERA-40_Atlas/docs/index.html
NCEP/NCAR reanalýzy - http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.derived.pressure.html
NOAA - http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/stratosphere/
FUB - http://www.geo.fu-berlin.de/en/met/ag/strat/produkte/winterdiagnostics/index.html
...
Stratosféra
•
•
•
téměř suchá, minimální vlhkost (jednotky ppm)
téměř čistá a bez aerosolů - výjimkou jsou polární stratosférická oblaka
rovněž perleťová oblačnost
Polární stratosférická oblaka - PSC
•
•
•
•
perleťová oblaka - nacreous
ve výšce 15-25 km
Polární stratosférická oblaka - PSC
•
•
perleťová oblaka - nacreous
významná role v destrukci ozonu, urychlení/umožnění chemických reakcí
významná role v destrukci ozonu, urychlení/umožnění chemických reakcí
zdroj: http://vimeo.com/14907435
formace při velmi nízkých teplotách pod -78 °C (typ I) a pod -88 °C (typ II)
Polární stratosférická oblaka - PSC
•
•
•
typ 1a - tvořen velkými krystalky ledu a kyseliny dusičné (trihydrátem HNO3·3H2O - NAT)
•
typ 2 - zejména Antarktida, tvořen pouze krystalky vody
typ 1b - tvořen malými přechlazenými kapičkami směsi H2O, H2SO4 a HNO3
typ 1c - tvořen kyselinou dusičnou v pevném stavu s vysokým obsahem vody
Noční zářivá oblaka - Noctilucent cloud NLC
•
•
v horní části mezosféry ve výškách od 75 do 90 km, nejvyšší atmosférická oblačnost
•
podoba stříbřitých závojů
často s modravým
nádechem, občas jemné
struktury připomínající Cs
pozorovány vzácně v severní části oblohy mezi 50-75°N a v jižní části oblohy mezi 40-60°S v
letních měsících, když je Slunce 5-13° pod obzorem a osvětlena je jen vyšší atmosféra
Noční zářivá oblaka - Noctilucent cloud NLC
•
•
v horní části mezosféry ve výškách od 75 do 90 km, nejvyšší atmosférická oblačnost
•
podoba stříbřitých závojů často s modravým nádechem, občas jemné struktury
připomínající Cs
pozorovány vzácně v severní části oblohy mezi 50-75°N a v jižní části oblohy mezi 40-60°S v
letních měsících, když je Slunce 5-13° pod obzorem a osvětlena je jen vyšší atmosféra
Noční zářivá oblaka - Noctilucent cloud NLC
•
•
•
•
tvořeny krystalky ledu (do 100 nm)
•
formování při nízkých teplotách
(< -120 °C) v létě
•
•
z vodní páry a prachu
Noční zářivá oblaka - Noctilucent cloud NLC
nejsou více prostudovány, nejsou zmínky o pozorování před pol. 19. stol
zvyšující se trend jejich frekvence a intenzity
usuzuje se, že mohou být indikátory klimatické změny (skrze transport vodní páry a/nebo
metanu)
původ páry a částic není jasný
Noční zářivá oblaka - Noctilucent cloud NLC
•
pozorovány vzácně v severní části oblohy mezi 50-75°N a v jižní části oblohy mezi 40-60°S v
letních měsících, když je Slunce 5-13° pod obzorem a osvětlena je jen vyšší atmosféra
•
pozorovány vzácně v severní části oblohy mezi 50-75°N a v jižní části oblohy mezi 40-60°S v
letních měsících, když je Slunce 5-13° pod obzorem a osvětlena je jen vyšší atmosféra
•
http://www.astro.cz/clanky/ukazy/zacnete-vyhlizet-nocni-svitici-oblaka.html
•
http://www.astro.cz/clanky/ukazy/zacnete-vyhlizet-nocni-svitici-oblaka.html