Ismeretterjesztő filmekben és előadásokon, beszélgetésekben számtalan esetben felvetődik a kérdés, hogy az ózontartalom és az UV-sugárzás változásainak a klímaváltozás-e az okozója, vagy kapcsolatba hozhatók-e vele. Részletekbe menő magyarázat nélkül mind az igenlő, mind a nemleges válasz félrevezető azok számára, akik nem napi szinten foglalkoznak a témával. Cikkünk szerzője az Országos Meteorológiai Szolgálat Marczell György Főobszervatórium Távérzékelési Osztályának munkatársa, aki a legfrissebb hazai és nemzetközi mérési, adatelemzési és modellszámítási eredményeket bemutatva érzékelteti, miért nem létezik erre a kérdésre egyszerű válasz.
A Földhöz hasonlóan szilárd kéreggel rendelkező bolygók körüli kötött, együttforgó gázburok – azaz a légkör – megbonyolítja az amúgy „békés” és egyszerű sugárzási energetikát a bolygó körül. A bolygóatmoszférák rendkívül összetett fizikai rendszerek, így energetikájuk is meglehetősen komplex. A Naprendszerben Földünk légkörén kívül három égitestnek van hasonlóan stabil, állandó és viszonylag sűrű atmoszférája: a Vénusznak, a Marsnak és a Szaturnusz legnagyobb holdjának, a Titánnak. Közelségük, és ez által már elég jó vizsgáltságuk következtében a Vénusz és a Mars légköre különösen jól ismert, bár érhetik még a szakembereket meglepetések. Ez a két atmoszféra nagyon jól használható laboratóriumként a bolygóatmoszférák működésének jobb megértéséhez, ugyanis a Földünkéhez képest két szélsőséget képviselnek: a Vénusz atmoszférája jóval sűrűbb, a Marsé pedig jóval ritkább.
A központi csillagból érkező rövidhullámú elektromágneses sugárzás jelenti az energiabevételt a bolygó számára. Ha a bolygónak nincs légköre, az energetika igen egyszerű: a beérkező sugárzás felmelegíti a felszínt, kialakul egy stabil felszínhőmérséklet és annak a hőmérsékletnek megfelelően (azaz annak megfelelő hullámhossz szerinti eloszlásban) kisugároz a távoli infravörösben. Abban az esetben, ha a bolygó atmoszférával rendelkezik, a helyzet bonyolulttá válik az atmoszféra sűrűségétől és kémiai összetételétől függő mértékben.
Az atmoszférát alkotó gázok elnyelik az oda bejutó sugárzás egy részét. A sugárzás szóródik is (azaz eltérül az eredeti haladási iránytól), egyrészt a gázmolekulákon, másrészt a felhőkben és aeroszolokban, amelyek emellett abszorbensek is.
Mindezek következtében a felszínre végül lejutó sugárzás mennyisége igen komplikált módon alakul ki. A felszín a kialakult hőmérsékletnek megfelelő hosszúhullámú (infravörös) sugárzást bocsát ki, amelynek egy részét azonban a légkör gázai az infravörös tartományban elnyelik, és a légkör ezt kisugározza felfelé, illetve vissza a felszín felé. E meglehetősen összetett mechanizmus következtében a többlethő bent reked a rendszerben a légkör nélküli állapothoz képest. Így a bolygó kívülről mérhető, „érzékelhető” hőmérséklete magasabb lesz, mint amekkora lenne az atmoszféra jelenléte nélkül – ezt nevezzük üvegházhatásnak. A Föld esetében ez a különbség körülbelül 30 Celsius-fok. A Vénuszon a rendkívül sűrű atmoszféra következtében ez az érték mintegy 500 Celsius-fok, a ritka légkörű Mars esetében ugyanakkor mindössze 6–7 Celsius-fok.
Energiaminimum
A Világegyetemben minden fizikai rendszernek meg kell felelnie az energiaminimumra való törekvés elvének. A szilárd felszínű bolygók atmoszférája számára az energialeadás legkönnyebb formája az „üres, hideg” világűr felé való hűlés, azaz a lehető legnagyobb hosszúhullámú sugárzás kibocsátása a világűr felé. Ez a kibocsátott hosszúhullámú sugárzás két komponensből áll: a légkör felfelé kibocsátott sugárzásából és a földfelszín kisugárzásából. A légkör az utóbbit feltehetően leginkább a vízgőztartalom beállításával tudja optimalizálni. A vízgőz a legjelentősebb sugárzáselnyelő gáz az infravörös tartományban, a légkörben nagy mennyiségben áll rendelkezésre, és a folyamatokban „jól mozgósítható”. A légkör így azon „dolgozik”, hogy a lehetőségekhez képesti legkisebb vízgőztartalmat állítsa be, aminek következtében a földfelszín által kisugárzott hosszúhullámú sugárzásból a lehető legtöbb jut át az atmoszférán a világűrbe. Az atmoszféra bonyolult mechanizmusrendszerének minden egyes folyamata ezt szolgálja. Azok a folyamatok, jelenségek, amelyeket mi itt a földfelszínen „időjárásként” tapasztalunk meg (szél, felhőképződés, ciklonok, csapadék, zivatartevékenység stb.), a légkör ezen való munkálkodásának a megnyilvánulásai.
De van lehetőség a rövidhullámú oldalon is szabályozásra. Itt valószínűleg ismét a vízgőz a fő eszköz. Amennyiben a kimenő hosszúhullámú sugárzás csökkenni kezd, akkor úgy tud megint egyensúlyba kerülni, ha a rövidhullámú oldalon megnövekszik a bevétel. Ez például megtörténhet úgy, hogy a körülmények változására növekszik a rövidhullámban elnyelő aeroszolok mennyisége annyival, hogy megint létrejöjjön az egyenlőség.
Stabil klíma
Energetikailag a bolygók felszíni hőmérsékletét három fontos tényező határozza meg: a központi csillag (Földünk esetében a Nap) sugárzásából elnyelt energia, a bolygó belsejében keletkező és a bolygófelszínre jutó geotermikus energia, valamint a légkör összetétele. A Föld esetében minden arra utal, hogy a geotermikus energia nem összemérhető nagyságrendű a Napból érkezővel, így ez elhanyagolható.
Stabil klíma létezésének a feltétele az, hogy a légkör által megtartott (elnyelt, a légkörben bent maradó) energia és a felszíni geotermikus energia összegének egyenlőnek kell lennie a világűr felé távozó energiával, azaz a kibocsátott hosszúhullámú sugárzással. Ez látszólag egyszerű, de a valóságban hihetetlenül komplikált folyamat. Hosszú távon a beérkező rövidhullámú sugárzás a központi csillag fejlődési folyamatától és a bolygó keringését, tengelyforgását leíró égi-mechanikai paraméterek változásaitól, valamint a bolygó-légkör rendszer rövidhullámú reflexiós (sugárzás-visszaverési) tulajdonságainak a változásaitól függ. A geotermikus energiát a bolygó belsejében lejátszódó energiatermelő folyamatok időbeli változása határozza meg, a kimenő energiát a bolygófelszín infravörös kibocsátási tulajdonságai és infravörös elnyelési tulajdonságai (azaz az üvegházhatású gáz koncentrációjának változása).
Ezeket kell hosszú távon szabályoznia a rendszernek és emellett a belső körülmények is változnak. Például, ha egy nagyobb területen megváltozik az egybefüggő növénytakaró (mondjuk úgy, hogy egy addig nem művelt területet bevetnek), azzal megváltozik az adott terület albedója (a rövidhullámú sugárzást visszaverő képessége), azaz a visszavert sugárzás (a légkörben maradó rövidhullámú sugárzás) változik. A rendszernek tehát szabályoznia kell magát, és e „finomhangolások” következményeként az egyes fizikai paraméterek lassan változnak, az egész rendszer fizikai tulajdonságai módosulnak kicsit. Ezt a folyamatot érzékeljük klímaváltozásnak. Az előbbiek egyszersmind azt jelentik, hogy a klímaváltozás minden bolygóatmoszférában egy szükségszerű folyamat.
Az ibolyán túl
A Napból kibocsátott sugárzásban az ultraibolya-sugárzás mennyisége elég csekély, 10 százalékot sem tesz ki. Mivel a Napból kiinduló sugárzás a bolygóközi anyag nagyon alacsony sűrűsége következtében gyakorlatilag nem módosul a Nap és a Föld között megtett 150 millió kilométeres útja során, jó közelítéssel mondhatjuk, hogy a napsugárzás spektrális összetétele a légkörbe való belépéskor ugyanaz, mint a Nap felszínénél volt. A légkörben azonban drasztikus változásokat szenved: a földfelszínig tartó utat az UV-fotonok jelentős százaléka nem „éli túl”. Ennek két fő oka van: egyik a különböző fotoionizációs folyamatokban való elnyelődés, a másik pedig az ózonkeletkezés, illetőleg az ózon abszorpciója. Az ózon az ultraibolya-sugárzás energiája által beindított fotokémiai reakcióban keletkezik az oxigénből, azaz erre elhasználódik az UV-fotonok egy számottevő része. Az így létrejött ózon atomfizikai tulajdonságai következtében jelentősen elnyel (abszorbeál) az ultraibolya-tartományban, így az UV-sugárzás légköri gyengülésének számottevő hányadáért felelős. Az elmondottak következtében a földfelszínen mérhető napszínképben már csak 2–3 százalék az UV-tartomány hányada. Következésképpen nincs szerepe a légköri energetikában, azonban a biológiai rendszerekre gyakorolt élettani hatása óriási.
Az ózonnak döntő szerepe van a földi élet kialakulásában, ugyanis az élet akkor tudott már kilépni a szárazföldre, amikor létrejött a Föld körül az ózonpajzs, és megvédte az élő szervezeteket a rájuk nézve pusztító UV-sugárzástól.
Az Országos Meteorológiai Szolgálat nagypontosságú nap-spektrofotometriás ózonmérési adatsorából, amely az ózontartalom éves átlagainak változását mutatja, az látható, hogy az ózon csökkenése megállt a ’90-es évek közepén, és egy kis növekedés indult meg. Ebből logikusan következne, hogy az UV-sugárzás csökken. Egy laboratóriumban ez így is történne.
A természetes földi légkörben azonban az ózon növekedése ellenére az UV-sugárzás enyhe növekedését tapasztaljuk. A légkörben, bár benne természetesen ugyanazok a fizikai törvények uralkodnak, mégsem ilyen egyszerű a hatásmechanizmus, mivel nagyon összetett fizikai rendszer, így bármely tetszőleges fizikai mennyiséget sok tényező határoz meg. A földfelszínt érő sugárzás mennyiségét a légkör sugárzásátbocsátó képessége befolyásolja, amely döntően a légköri szennyezőanyagok mennyiségétől, a felhőzet mennyiségétől és típusától, valamint a légkört alkotó gázok mennyiségétől függ. Mivel ez utóbbi állandó, a felhőzet pedig ugyan erősen változó rövid távon, de hosszú távon nem tapasztalható trend, így az első tényező a meghatározó. Mivel az ipar modernizálásának és a környezetvédő technikák bevezetésének köszönhetően csökken a légköri szennyezőanyagok mennyisége, a légkör sugárzásátbocsátó képessége növekszik. A mérési adatsorok feldolgozása alapján azt mondhatjuk tehát, hogy a légkör sugárzásátbocsátó képességének UV-sugárzásnövelő hatása túlkompenzálja az ózontartalom növekedésének UV-sugárzáscsökkentő hatását, ezért tapasztaljuk az UV-sugárzás enyhe növekedését az ózon növekedése ellenére is.
Fűtés és hűtés
Az ózon nemcsak az ultraibolya-tartományban jelentős abszorbens, hanem az infravörösben is, így két módon is fontos része a sugárzásátvitelnek, ami a légkör energetikájának mozgatórugóját képezi. Az ózont – ahogy említettük – egy fotokémiai reakció hozza létre az oxigénből, amely reakcióhoz az UV-sugárzás legrövidebb tartományának, az UV-C-sugárzásnak az energiája szükséges (kisebb energiájú sugárzás, tehát UV-B, UV-A, látható fény stb. nem képes beindítani ezt a reakciót).
Ahogy a szoláris UV-C-fotonok lefelé haladnak a légkörben, egyre fogynak, mert fokozatosan „felhasználódnak” ózongyártásra és különböző fotoionizációs folyamatok beindítására, ugyanakkor egyre több oxigénmolekula áll rendelkezésre. Egy bizonyos magasságtartomány alatt már hiába van nagyon sok oxigénmolekula, az UV-C-fotonok száma már nagyon kevés. Ezért van egy réteg a légkörben, ahol a folyamat számára optimálisak a feltételek: még elegendő UV-C-foton van jelen, és már elegendő oxigénmolekula. Ez körülbelül a 15–25 kilométer közötti magasságtartomány, itt a leghatékonyabb az ózonképződés, és ezért itt található egy adott légoszlop ózontartalmának számottevő hányada. Mivel az ózon jelentős sugárzáselnyelő, ebben a magasságtartományban fűti a légkört. Ez az oka annak, hogy a hőmérséklet földfelszíntől felfelé tapasztalható csökkenése a sztratoszférában növekedésbe megy át és a sztratoszféra magasabb hőmérsékletű, mint amilyen az ózon jelenléte nélkül lenne. Ezáltal az ózon kétféle módon is kapcsolatban van a klímaváltozással.
Egyrészt amennyiben hosszabb (klimatikus) időskálán jelentősen csökken a mennyisége, a sztratoszféra magasság szerinti hőmérséklet-eloszlása megváltozik. Ez a nagy földi cirkulációt is módosítja, azaz az atmoszféra egy jelentős folyamatrendszerét befolyásolja hosszú távon, ami miatt a rendszernek kis módosításokat kell végrehajtania, s azt mi klímaváltozásként fogjuk érzékelni. Nem tudhatjuk pontosan, hogy a körülbelül 3,5 évtizedig tartó ózoncsökkenés mekkora változást okozott, mert a hatás nagyságrendjét, valamint a függését esetleges más hasonló következményekkel járó hatásoktól energetikailag csak nagyon nagy bizonytalansággal lehet becsülni.
Azt sem lehet pontosan megmondani, hogy ez az időtartam elegendő-e a klimatikusan stabil változás létrehozásához a hőmérsékleti profilban. Ennek kapcsán ráadásul fontos megemlíteni, hogy az ózoncsökkenés megállt, sőt megindult az ózonpajzs regenerációja, de a perturbáció előtti értéket a modellszámítások szerint valamikor századunk második felében érheti el. Tehát még mindig nem a korábban hosszabb távon stabilnak mondható ózonmennyiség van jelen a légkörben, azaz az ózonhiány már több mint öt évtizede áll fenn, noha az elmúlt két évtizedben jóval enyhébb. Ennek hűtő hatása megint csak nem becsülhető pontosan a legprecízebb, a lehető legtöbb fizikai mennyiséget és befolyásoló folyamatot kezelni tudó számítási modellekkel sem. Ugyanakkor az utóbbi évtizedekben a sztratoszférában egy enyhe hűlés tapasztalható, aminek ez is lehet az oka, vagy legalábbis ez a folyamat is számottevően hozzájárulhat.
Fordított hatások
Teljesen megbonyolítja a képet az, hogy ez a most vázolt hatás fordítva is működik. Mivel az alacsonyabb hőmérsékletek kedveznek azon körülmények kialakulásának, amelyek között nagyobb eséllyel indulnak be az ózonpusztító reakciók, a sztratoszféra hűlése növeli az alacsony ózontartalom kialakulásának esélyét. Ennek hatására gyakrabban fog adott helyen a szokásosnál alacsonyabb ózonkoncentráció előfordulni, következésképpen az ózon mennyisége csökkenő tendenciát fog mutatni a klimatikus skálán.
Az ózonnak a hosszúhullámú sugárzások oldalán is szerepe van, hiszen infravörös abszorbens, azaz üvegházhatású gáz. Mennyisége befolyásolja a hosszúhullámú sugárzásátvitelt, ami a korábban elmondottak értelmében döntő fontosságú a légkör energialeadási folyamatában, a kimenő hosszúhullámú sugárzás alakításában. Így tehát nem elhanyagolható a szerepe a klíma esetlegesen előforduló módosulásában.
Egy másik fontos kérdés, hogy a légkör állapotának hosszú távú változása kihathat-e az ózon mennyiségére? Természetesen igen, hiszen például változhat az ózonképző reakcióban részt vevő katalizátormolekulák mennyisége épp annyira, hogy ez már befolyásolja a reakció hatékonyságát és ezáltal a keletkezett ózon mennyiségét. De ugyanígy az ózonbontó reakcióban részt vevő anyagok mennyisége vagy akár a sztratoszféra dinamikai folyamatai is megváltozhatnak kis mértékben, ami szintén hat az ózonkoncentrációra.
Korábban komplex kémiai–dinamikai modellekkel meghatározták, hogy az ózoncsökkenés teljes mértékben magyarázható-e az ózonkárosító anyagok hatásával. Nos, az eredmények azt mutatták, hogy minden lehetséges hatást, minden reakció hatékonyságát maximálisnak feltételezve, legjobb esetben is csak 60–70 százalékát lehet ezzel magyarázni. Azaz, ha a számítások helyesek, akkor igen jelentős szerepe van a külső hatások nélküli természetes változásnak, amit az éghajlati rendszer belső autonómiájának hívunk, és tulajdonképpen nem más, mint a klíma szükségszerű változásának a hatása.
A napsugárzást nagy hullámhosszfelbontással mérő precíziós spektrofotométerek az OMSZ Marczell György Főobszervatóriumának napsugárzási mérőtornyán
Szintén a klíma változásának hatása lehet az igen meglepő és mással nehezen magyarázható folyamatos, egész nyárra jellemző ózonhiány, amit az ózonréteg regenerációjának kezdete óta tapasztalunk Budapest felett. Az adatokból az látszik, hogy mindössze 9 hónapban volt az ózon átlagos eltérése pozitív a vizsgált 80 hónapból, és ebből 2 hónapot kivéve a pozitív eltérés jelentéktelen. A teljes nyári időszakra vett átlagok pedig érhetően minden egyes évben ózonhiányt jeleznek. Ennek oka az lehet, hogy az utóbbi években gyakoribbá vált a mediterrán levegőtömegek beáramlása hazánk fölé a nyári időszakban, ami leginkább a változó klíma következménye lehet. Az ózon átlagos földrajzi szélesség szerinti eloszlása az ózonképző és ózonbontó reakciók, valamint a sztratoszféra áramlási rendszerének eredőjeként olyan képet mutat, hogy az átlagos ózontartalom az Egyenlítőtől a pólusokig növekszik. Ez azt jelenti, hogy a mediterrán légtömegekben gyakoribb a nálunk megszokottnál alacsonyabb ózontartalom, így ezek gyakoribb beáramlása csökkenti a felettünk lévő légkör ózontartalmát.
Hogy ezen jelenségek hatása mennyire érződik a földfelszínen mérhető UV-sugárzás mennyiségében, igen nehéz megmondani, hiszen el kellene választani azoktól a hatásoktól (például a sugárzásátvitelt befolyásoló aeroszolok mennyiségétől), amelyek megint csak nem függetlenek a már elmondott folyamatoktól.
TÓTH ZOLTÁN
2017/19
