Vysvetlenie javov a pojmov súvisiacich s problematikou UV žiarenia a stratosférického ozónu

UV ŽIARENIE

OZÓN

 

UV ŽIARENIE

Slnečné žiarenie

Slnečné žiarenie dopadajúce na zemský povrch predstavuje elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie. Z meteorologického hľadiska je zaujímavá časť elektromagnetického žiarenia vlnových dĺžok 100 až 10000 nm (nanometrov). Delí sa na:
  • Ultrafialové žiarenie (UV) (100 - 400 nm)
  • Viditeľné žiarenie (VIS) (400 - 700 nm)
  • Infračervené žiarenie (IR) (700 - 10000 nm)

Zenitový uhol a výška slnka

Uhol, ktorý zviera priamka prechádzajúca miestom pozorovania a aktuálnou polohou slnka na oblohe s priamkou smerujúcou kolmo na povrch k zenitu (zenit = nadhlavník) v mieste pozorovania sa nazýva zenitový uhol slnka. Uhol, ktorý zviera priamka prechádzajúca miestom pozorovania a aktuálnou polohou slnka na oblohe s horizontálnou rovinou sa nazýva výška, alebo výškový uhol  slnka. Súčet zenitového a výškového uhla je 90 stupňov.
Zenitový uhol slnka

Priame slnečné žiarenie

Slnečné žiarenie prichádzajúce z malého priestorového uhla, v ktorého osi sa nachádza stred slnečného kotúča, dopadajúce na plochu kolmú k osi tohto uhla. Ak je slnečný disk zakrytý vertikálne mohutnými oblakmi, priame žiarenie na zemský povrch nedopadá. Najvyššie hodnoty priameho slnečného žiarenia sú merané v poludňajších hodinách v období letného slnovratu, kedy je dráha slnečných lúčov pri prechode atmosférou najkratšia a priame žiarenie je prechodom cez atmosféru najmenej zoslabené. Hodnoty priameho žiarenia rastú s nadmorskou výškou.

Rozptýlené slnečné žiarenie

Rozptyl (difúzia) slnečného žiarenia nastáva na molekulách vzduchu a tiež na čiastočkách aerosólu. Je to žiarenie z oblohy dopadajúce na vodorovnú plochu z priestorového uhla 2p sr. Označuje sa aj termínom difúzne žiarenie. V podmienkach, kedy na zemský povrch nedopadá priame slnečné žiarenie (napr. pred východom, alebo po západe slnka, pri vertikálne mohutných oblakoch prekrývajúcich slnečný disk), tvorí globálne žiarenie iba jeho difúzna zložka.
V tieni dopadá na človeka iba difúzne slnečné UV žiarenie z tej časti oblohy, ktorá nie je zakrytá tieniacou prekážkou a tiež odrazené slnečné žiarenie. Pri veľmi vysokých hodnotách UV indexu  dosahuje vysoké hodnoty samotná difúzna zložka UV žiarenia a aj v  tieni (pri nedostatočnom tienení) sa môžu prejaviť škodlivé účinky UV žiarenia. Preto sa pri veľmi vysokých hodnotách UV indexu odporúča skontrolovať, či je tienenie pred slnečným UV žiarením dostatočné. Zvýšenú pozornosť ochrane pred škodlivými účinkami slnečného UV žiarenia treba venovať v horskom prostredí, najmä v podmienkach so snehom, kedy viacnásobné odrazy slnečného UV žiarenia od členitého povrchu môžu spôsobiť výrazné zvýšenie difúznej zložky slnečného UV žiarenia.

Globálne slnečné žiarenie

Priame a rozptýlené slnečné žiarenie dopadajúce na vodorovnú plochu z priestorového uhla 2 p sr predstavujú globálne žiarenie. Ak na povrch nedopadá priame slnečné žiarenie, globálne žiarenie tvorí len jeho difúzna zložka. K zvýšeniu hodnôt globálneho žiarenia prispieva aj žiarenie odrazené od povrchu. S nadmorskou výškou rastú hodnoty globálneho žiarenia, zvyšuje sa podiel priamej zložky a naopak, klesá podiel difúznej zložky. Slnečný UV index je odvodený od globálneho slnečného erytémového UV žiarenia. Merané hodnoty UVI prezentované na internetovej stránke sú odvodené z meraní globálneho erytémového UV žiarenia pomocou UV rádiometrov.

Slnečné ultrafialové žiarenie

Predstavuje časť spektra elektromagnetického žiarenia slnka. Delí sa na:
  •  UVC žiarenie (100 - 280 nm)
  •  UVB žiarenie (280 - 315 nm)
  •  UVA žiarenie (315 - 400 nm)
 
Ozón
Typický vertikálny profil množstva ozónu v DU/km v miernom pásme severnej pologule spolu s grafmi zložiek toku UV žiarenia v závislosti od výšky, pričom šírka pásov reprezentuje zoslabenie zložiek UV žiarenia v rôznych vrstvách vzduchu. UVC žiarenie je úplne absorbované ozónom a molekulovým kyslíkom. UVB žiarenie dopadá na zemský povrch, avšak narozdiel od UVA žiarenia, je výrazne absorbované ozónovou vrstvou. Pri zemskom povrchu predstavuje UVB zložka asi iba 5 - 6% z celkového UV žiarenia.
 
Žiarenie UV oblasti spektra predstavuje iba asi 3 - 5% z celkovej energie slnečného žiarenia dopadajúceho na zemský povrch pri polohe slnka v nadhlavníku. UV žiarenie nemá výraznejšie tepelné účinky, ľudské oko (okrem výnimočných jedincov) nie je na UV žiarenie citlivé. UV žiarenie je dobre absorbované polymérmi a organickými molekulami. Má rôzne biologické účinky.

UV žiarenie a denná a ročná doba

Od polohy slnka závisí dĺžka dráhy slnečných lúčov v atmosfére. Pri malých zenitových uhloch slnka, kedy je slnko vysoko na oblohe, je dráha slnečných lúčov v zemskej atmosfére krátka a zoslabenie UV žiarenia podstatne menšie ako pri veľkých zenitových uhloch kedy je slnko nízko nad obzorom. Hodnoty UV indexu u nás majú výrazný denný a ročný chod. Maximálne hodnoty UVI sú u nás merané na poludnie v období letného slnovratu. Na internetovej stránke sú prezentované denné chody meraných priemerov UV indexu za 15 minút (merania pomocou UV rádiometrov), denný chod predpovedaných hodnôt UV indexu a ročný chod maximálnych hodinových priemerov UV indexu.

UV žiarenie a ozón

Ozón patrí k najvýznamnejším faktorom ovplyvňujúcim slnečné UVB žiarenie dopadajúce na zemský povrch. Ozón má siné absorpčné pásy v oblasti 230 - 290 nm (Hartleyove absorpčné pásy). Vyššie hodnoty UV žiarenia ovplyvneného absorpciou ozónom sa pozorujú tam, kde na UV žiarenie výrazne nevplývajú trendy iných faktorov (oblačnosť, zmeny miestneho znečistenia vzduchu a pod.).

Erythema

Celkový ozón (hore)  a slnečné erytémové UV žiarenie merané spektrofotometricky pri zenitovom uhle slnka 45° (dolu) na stanici Mauna Loa od júla 1995 do júla 1996. Na stanici Mauna Loa (19,53 N; 155,58 W; 3400 m n. m.) UV žiarenie okrem celkového ozónu výrazne neovplyvňujú iné faktory, preto je vzťah medzi celkovým ozónom a UV žiarením výrazný.

UV žiarenie a aerosól

Atmosférický aerosól tvoria pevné a kvapalné častice prítomné v atmosfére. Môžu byť prirodzeného (napr. vodné kvapky, ľadové kryštáliky, morská soľ, prach, peľ) alebo antropogénneho pôvodu (napr. sadze, popolček a iné splodiny spaľovacích procesov). Slnečné UV žiarenie interaguje s aerosólom v procesoch odrazu, absorpcie (pohltenia) a rozptylu.

UV žiarenie a oblaky

Oblačnosť vo všeobecnosti slnečné  UV žiarenie zoslabuje, zoslabenie však závisí od optickej hrúbky oblakov. Tenké oblaky a oblaky neprekrývajúce slnečný kotúč majú len slabý vplyv na UV žiarenie. Pri bielych kopovitých oblakoch sa pôsobením viacnásobných odrazov môže dokonca krátkodobo zvýšiť tok slnečného UV žiarenia pri zemskom povrchu. Hrubé oblaky prekrývajúce slnečný kotúč podstatne znižujú tok slnečného UV žiarenia pri zemskom povrchu.

UV žiarenie a nadmorská výška

Slnečné UV žiarenie a aj UV index s nadmorskou výškou rastú. Najväčší vertikálny gradient sa meria vo vrstve vzduchu do cca 1 - 2 km nad povrchom, vo väčších výškach je menší. Zmena hustoty toku UV žiarenia pri prechode  určitou vrstvou vzduchu  závisí od množstva a vlastností látok, ktoré v tejto vrstve UV žiarenie zoslabujú (aerosól, prízemný ozón a pod.).  Merania ukazujú, že na 1 km výšky rastie slnečný UV index  o približne 6 až 12%.

Odraz slnečného UV žiarenia od povrchu

Podiel slnečného UV žiarenia, ktoré povrch odráža, závisí od jeho vlastností. Schopnosť povrchu odraziť žiarenie sa nazýva albedo povrchu (albedo povrchu predstavuje podiel odrazeného k dopadajúcemu globálnemu žiareniu).   Väčšina prírodných povrchov odráža menej ako 10% slnečného žiarenia. Čerstvý sneh však môže odraziť viac ako  70% UV žiarenia. Odrazené žiarenie prispieva k zvýšeniu rozptýlenej zložky UV žiarenia.  Preto v prechodných ročných  obdobiach (jar, jeseň) vo vysokých horských polohách, za podmienok so snehom,  môže UV index dosiahnuť takmer maximálne letné hodnoty. Pri dopade slnečného žiarenia na vodnú hladinu závisí podiel odrazeného žiarenia od výšky slnka (pri malej výške slnka sa od vodnej hladiny odrazí viac žiarenia ako pri veľkej výške slnka).  Zoslabenie toku UV žiarenia pri prenikaní do vody závisí od zloženia vody, najmä od obsahu organického  materiálu (výraznejšie absorbuje UV žiarenie). Do čistej vody preniká okolo 95 % UV žiarenia, pričom 50% prenikne až do hĺbky 0,5 m.

UV žiarenie a geografická poloha

Od polohy slnka závisí dĺžka dráhy slnečných lúčov v atmosfére. Poloha slnka, okrem dennej a ročnej doby,  závisí aj od zemepisnej šírky. V polárnych oblastiach (za polárnymi kruhmi) sa vyskytujú obdobia polárnej noci, kedy na povrch slnečné UV žiarenie nedopadá. Počas polárneho dňa je maximálna výška slnka malá a podobne ako v miernom pásme,  dopadá na zemský povrch najviac UV žiarenia na poludnie v období  letného slnovratu. V tropickej a subtropickej oblasti dopadá na zemský povrch najviac UV žiarenia na poludnie v období, keď tu slnko kulminuje v zenite (v nadhlavníku).
Napriek malej maximálnej výške slnka sú však aj v polárnych oblastiach, najmä na južnej pologuli,  merané vysoké hodnoty UV indexu a to  pri bezoblačných podmienkach a extrémne nízkych hodnotách celkového ozónu (ozónová diera).

Biologické účinky UV žiarenia

Biologické účinky UV žiarenia závisia od jeho vlnovej dĺžky:
  • UVC žiarenie zo slnka je takmer úplne absorbované atmosférou Zeme. Má napr. germicídne účinky.
  • UVB žiarenie zo slnka je výrazne ovplyvnené absorpciou atmosférickým ozónom. Podieľa sa napr. na syntéze vitamínu D, spôsobuje erytém kože.
  • UVA žiarenie zo slnka nie je tak výrazne ovplyvnené absorpciou zložkami vzduchu ako UVC a UVB žiarenie. V porovnaní s UVB žiarením preniká do hlbších vrstiev kože, kde spôsobuje zvýšenie koncentrácie voľných radikálov a tým nepriamo spôsobuje poškodenie buniek.
 Organizmy si počas ich vývoja vytvorili rôzne obranné mechanizmy pred slnečným UV žiarením (napr. tvorba melanínu spôsobujúceho po vystavení ľudskej kože slnečnému žiareniu jej hnednutie), nemajú však obranné mechanizmy pre žiarenie, ktoré na zemský povrch prirodzene nedopadá (napr. UVC žiarenie). Biologické účinky slnečného UV žiarenia sa prejavujú najviac na tých častiach ľudského tela, ktoré sú mu najviac vystavené (oči, nechránená koža). Prejavy pôsobenia UV žiarenia závisia nielen od hustoty toku žiarenia (výkonu), ale aj od dĺžky expozície organizmu tomuto žiareniu (dávky energie žiarenia).

 Biologické účinky UV žiarenia možno tiež rozdeliť na:

     1.     účinky na bunku

Príklad: UVB žiarenie  poškodzuje deoxyribonukleovú kyselinu v jadrách buniek.

     2.     pôsobenie na tkanivá a orgány

Príklad: UVB žiarenie spôsobuje bezprostredne  po nadmernej expozícii  zápal očných spojiviek, alebo  zápal kože prejavujúci sa jej začervenaním (erytémom).
     3.     pôsobenie na fotochemizmus a fyziológiu celého organizmu

Príklad: UVB žiarenie hrá dôležitú úlohu pri tvorbe vitamínu D v telách cicavcov. Pri nadmernej expozícii však oslabuje obranyschopnosť organizmu (imunosupresívne účinky).

Od r. 2011 bolo UV žiarenie Svetovou zdravotníckou organizáciou zaradené medzi karcinogény. Pre tvorbu dostatočného množstva vitamínu D v ľudskom tele nie je potrebná nadmerná expozícia celého ľudského tela slnečnému UV žiareniu spojená s jeho negatívnymi účinkami, akými sú erytém, alebo zápal očných spojiviek.

Akčné spektrum

Akčné spektrum je váhová funkcia, ktorá popisuje relatívny účinok UV žiarenia v závislosti od jeho vlnovej dĺžky. Hodnota relatívnej spektrálnej účinnosti 1 znamená, že žiarenie s danou vlnovou dĺžkou sa na určitom procese (napr. tvorba provitamínu D3) podieľa  v danej spektrálnej oblasti najviac. Hodnota relatívnej spektrálnej účinnosti 0 znamená, že žiarenie s danou vlnovou dĺžkou sledovaný proces neovplyvňuje.
Medzi najviac používané, v súvislosti s ľudským zdravím, patria erytémové, DNA a  melanómové akčné spektrá, či akčné spektrum pre tvorbu provitamínu D3.

Vlnová dĺžka

Erytémové UV žiarenie

Elektromagnetické žiarenie s erytémovým účinkom. Ak na merané spektrum slnečného žiarenia aplikujeme akčné spektrum pre erytém ľudskej kože (merané spektrálne hodnoty žiarenia vynásobíme váhovou funkciou pre erytém), následnou integráciou spektrálnych hodnôt žiarenia získame informáciu o hustote toku erytémového UV žiarenia. Erytémové akčné spektrum navrhli McKinley a Diffey v r. 1987. Medzinárodnou organizáciou pre žiarenie CIE (Commission Internationale de l’Eclairage) bolo toto spektrum prijaté ako referenčné pre erytém ľudskej kože. Erytémové UV žiarenie sa označuje skratkami EUV, CIE (1987) alebo aj DUV (podľa jedného z navrhovateľov tejto váhovej funkcie Diffeyho). Od globálneho erytémového UV žiarenia je odvodený slnečný UV index, ktorý  v r. 1994 Svetová meteorologická organizácia (WMO) a Svetová zdravotnícka organizácia (WHO) prijali ako štandard pre prezentáciu informácií o úrovni slnečného erytémového UV žiarenia.

UV Index

Pre zjednodušenie  vyjadrenia aktuálnej hodnoty slnečného erytémového UV žiarenia bola zavedená jednoduchá celočíselná stupnica reprezentujúca slnečný ultrafialový index (UVI). Hodnota 1 zodpovedá hustote toku globálneho erytémového UV žiarenia 25 mW na meter štvorcový. Podľa hodnoty UV indexu delíme intenzitu slnečného ultrafialového žiarenia do  kategórií 0 až 2 – nízka; 3 až 5 – mierna; 6 až 7 – vysoká; 8 až 10 – veľmi vysoká; od 11 - extrémna. UV index má pre  danú lokalitu typický ročný a denný chod. Hodnotu UV indexu určujú oblačnosť, celkový ozón, množsto a druhy aerosólu vo vzduchu, ale aj vlastnosti povrchu.  UV index rastie s nadmorskou výškou a závisí od zemepisnej šírky.
Pre vybrané intervaly hodnôt UV indexu Svetová zdravotnícka organizácia odporúča  použitie ochranných prostriedkov pred slnečným UV žiarením. Tieto odporúčania sú slovne a formou  piktogramov prezentované na internetových stránkach SHMÚ s informáciami o meraných a predpovedaných hodnotách UVI.

Predpoveď UV Indexu

Existuje celý rad metodík predpovede UV indexu od najjednoduchších štatistických metód až po zložité numerické predpovede. Predpovede sa tiež líšia  časovým intervalom, na ktorý sú vydávané a tiež zahrnutím oblačnosti, celkového ozónu, nadmorskej výšky a ďalších vplyvov. Najčastejšie sa v prvom kroku pomocou regresného alebo štatistického modelu predpovedá celkové množstvo ozónu. V ďalšom kroku sa pomocou regresného modelu alebo fyzikálneho modelu popisujúceho prenos žiarenia atmosférou predpovedá pre vybranú geografickú polohu UV žiarenie pre jasnú oblohu. Nakoniec sa vypočíta UV index, pričom pri zložitejších modeloch sa uvažuje vplyv oblačnosti a  obsahu aerosólu. Na SHMÚ sa používa regresný model, ktorý pri predpovedi ozónu využíva vzťah medzi celkovým atmosférickým ozónom a teplotou vo vybraných výškových hladinách. Ďalší regresný vzťah využíva závislosť medzi celkovým atmosférickým ozónom, zemepisnou polohou, ročnou a dennou dobou, nadmorskou výškou na jednej strane a dopadajúcim UV žiarením na druhej strane. Informácie o UV indexe pre verejnosť často zabezpečujú národné meteorologické služby alebo vedecké inštitúcie. Globálny monitoring UV indexu a jeho predpoveď zabezpečujú medzinárodné projekty, prevádzkovatelia družíc a numerických predpovedných modelov počasia:
COPERNICUS
Európska vesmírna agentúra ESA

Fototyp ľudskej kože

Prirodzenou reakciou ľudskej kože na UV žiarenie je tvorba melanínu, ktorý spôsobuje pri postupnej expozícii UV žiareniu jej zhnednutie.  Reakcia kože na absorbované erytémové ultrafialové žiarenie závisí od viacerých faktorov: od hustoty toku UV žiarenia (UV indexu), ročnej doby (po skončení zimy koža obsahuje prirodzene menej melanínu), veku jedinca, jeho zdravotného stavu a tiež od toho, aké lieky/doplnky stravy užíva. Dávka (suma) UV žiarenia, po ktorej vzniká erytém (začervenanie), závisí  aj od fototypu kože, ku ktorému človek patrí.
 Fototypy kože:
Fototyp Znaky Reakcia kože na UV žiarenie
I biela koža s pehami, blond/ryšavé vlasy, modré/zelené oči nikdy nestmavne, spáli sa
II biela koža, blond/ryšavé vlasy, modré/zelené oči stmavne ťažko, často sa spáli
III béžová koža, blond/hnedé vlasy, modré/hnedé oči stmavne postupne na bledohnedú, občas sa spáli
IV béžová-hnedá koža, hnedé oči, tmavé vlasy (Kaukazský typ) stmavne, výnimočne sa spáli
V tmavohnedá koža, hnedé oči, čierne vlasy stmavne, nikdy sa nespáli
VI čierna koža, vlasy a oči stmavne, hlboko pigmentuje
Fototypy ľudskej kože
 

MED

Skratka MED zodpovedá minimálnej erytémovej dávke slnečného ultrafialového žiarenia. Po jej prekročení  sa začína  na koži, ktorá predtým nebola dlhšie vystavovaná slnečnému žiareniu, vytvárať erytém. Jej veľkosť závisí od fototypu pokožky.  V rámci európskej populácie kolíše v intervale 200 až 500 J/m2 erytémového UV žiarenia.

Ochrana pre slnečným UV žiarením

Najlepšou ochranou pred nepriaznivými účinkami slnečného UV žiarenia je vyhýbanie sa pobytu vo vonkajšom prostredí v poludňajších hodinách v období, keď UV index presahuje stredné hodnoty. Pri dlhšom pobyte vonku sa treba chrániť použitím vhodného odevu, pokrývky hlavy (najlepšie takej, ktorá tieni krk, uši aj tvár) a slnečných okuliarov (okuliare by mali mať taký tvar, aby bránili prenikaniu rozptýleného žiarenia k oku). Na nechránené časti tela treba použiť ochranné krémy, gély a oleje. Tie sa delia na prostriedky:

  1. s mechanickou ochranou (sunblockers) – zložky prostriedku (zvyčajne bielej farby) odrážajú UV žiarenie.
  2. s chemickou ochranou (sunscreens)  – zložky prostriedku absorbujú UV žiarenie.

Ochranné prostriedky treba na kožu aplikovať podľa návodu v dostatočnom množstve a aplikáciu opakovať  približne raz za 2 h, po kúpaní a tiež vtedy, keď je predpoklad, že prostriedok sa z kože odstránil (napr. potom alebo utieraním). Podľa fototypu kože treba zvoliť prostriedok s príslušným ochranným faktorom SPF s ochranou pred UVB aj UVA zložkou slnečného žiarenia (treba voliť prostriedky so SPF aspoň 15, pre fototypy kože 1 – 3 aspoň 30). Zvláštnu pozornosť v ochrane pred škodlivými účinkami slnečného UV žiarenia treba venovať deťom do troch rokov života. 

Predmetom diskusií sú niektoré nepriaznivé účinky chemických ochranných prostriedkov na ľudský organizmus  a ekologické dopady ich  používania širokou verejnosťou.  Chemické ochranné prostriedky by sa mali používať vtedy a na tie časti tela (tvár, ruky, pery, krk), kedy nie je možný iný spôsob ochrany pred slnečným UV žiarením (pobyt v tieni, ochrana odevom). Benefit ich použitia na ochranu pred škodlivým pôsobením UV žiarenia mnohonásobne prevyšuje  diskutované nepriaznivé účinky.

Slnečný ochranný faktor (SPF)

Slnečný ochranný faktor (SPF) uvádzaný na ochranných prostriedkoch pred slnečným UV žiarením vyjadruje účinnosť jeho ochrany pred  slnečným UV žiarením. Prostriedky s vyšším SPF sú účinnejšie, ako tie s nižším SPF.  SPF uvedený na ochranných prostriedkoch sa spravidla  vzťahuje na ochranu pred UVB žiarením, niekedy je osobitne uvedený SPF pre UVB a UVA žiarenie. Medzi ochranným faktorom a ochranným efektom nie je lineárna závislosť. Odporúča sa používanie ochranných prostriedkov so SPF aspoň 15. Ochranný prostriedok so SPF 15 absorbuje  cca 93% UVB žiarenia, prostriedok  so SPF 30 absorbuje 97% UVB žiarenia.  Treba používať také ochranné prostriedky, ktoré zabezpečujú dostatočnú ochranu pred UVB aj UVA slnečným žiarením.

UV žiarenie a vitamín D

UV žiarenie v  spektrálnej UVB oblasti nemá iba negatívne účinky na ľudský organizmus. Toto žiarenie je zároveň účinné pri tvorbe vitamínu D v ľudskej koži. Dostatok vitamínu D v ľudskom tele zabezpečuje správny metabolizmus vápnika a fosforu, funkčnosť imunitného systému a mnohých ďalších procesov. Nedostatok vitamínu D sa môže prejaviť u tej časti populácie, ktorá v určitom období nie je vystavená slnečnému žiareniu (imobilní pacienti, obyvatelia vysokých zemepisných šírok počas zimných mesiacov a pod.). Vitamín D je však možné získavať aj prostredníctvom stravy (obsahujú ho napr. morské ryby, rybí tuk) a výživových doplnkov. WHO uvádza, že pre dostatočnú tvorbu vitamínu D stačí v lete v miernom pásme 5 – 15 min pobytu na slnku s obnaženou tvárou, rukami a predlaktiami 2 – 3 krát týždenne. Nie je potrebné opaľovanie väčšej plochy kože vedúce k erytému. V zimnom období pri nízkych hodnotách UVB žiarenia by u nás pre dostatočnú tvorbu vitamínu D bola potrebná dlhšie trvajúca expozícia väčšej plochy kože, čo v prirodzených podmienkach s nízkou teplotou nie je realizovateľné. Odborníci neodporúčajú na produkciu D vitamínu využívanie umelých zdrojov UV žiarenia v soláriách, pretože tieto zdroje  najčastejšie emitujú žiarenie v UVA spektrálnej  oblasti, ktoré na tvorbu vitamínu D vplyv nemá.

Meranie UV žiarenia

V SHMÚ sa na meranie globálneho slnečného UV žiarenia používajú Brewerove ozónové spektrofotometre  a UV rádiometre.
Brewerove ozónové spektrofotometre MKIV a MKIII sa nachádzajú v ARC SHMÚ Poprad-Gánovce. Spektrálne meranie UV žiarenia pozostáva z dvoch sérií meraní v celom spektrálnom rozsahu prístroja (290 – 325 nm pre Brewerov ozónový spektrofotometer MKIV a 286 – 363 nm pre Brewerov ozónový spektrofotometer MKIII) s krokom 0,5 nm. Meranie trvá 8 – 12 min. Výstupom sú spektrálna hustota toku  žiarenia v mW m-2 nm-1, integrálne hodnoty UVB žiarenia v mW m-2, alebo hustota toku erytémového UV žiarenia DUV v mW m-2. Spektrálne merania majú diskrétny charakter (niekoľko meraní denne).
Meranie UV žiarenia pomocou UV rádiometrov poskytuje reálnejší obraz denného priebehu a informáciu o sumách tohto žiarenia, pretože údaje sú snímané každých 5 s.  V staničnej sieti SHMÚ je 6 UV rádiometrov typu Solar Light 501, 501A, alebo Kipp&Zonen  UV S-E-T. Na internetovej stránke sú prezentované aktuálne merania týmito prístrojmi. Údaje nie sú korigované, zobrazujú sa iba kladné merané hodnoty. Pre prístroje, ktoré v nočných hodinách merajú malé záporné hodnoty (ofset),  sa údaje v grafoch v tomto období nezobrazujú. Pre prístroje, ktoré v nočných hodinách merajú malé kladné hodnoty (ofset), sa tieto údaje v grafoch zobrazujú. Ak údaje pre poruchu prístroja alebo  chybu prenosu dát nie sú k dispozícii, v grafe sa objavia medzery.
UV biometer
 UV biometer SL501

OZÓN

Troposféra

Troposférou sa nazýva spodná časť zemskej atmosféry, ktorá u nás siaha do výšky okolo 10 km. Sú v nej sústredené približne tri štvrtiny hmotnosti atmosféry. Charakteristickým znakom je pokles teploty s výškou v priemere o 6,5 °C na 1 km. Vyskytuje sa tu takmer všetka voda obsiahnutá v atmosfére. Vyznačuje sa veľkou časovou a priestorovou premenlivosťou meteorologických prvkov. V troposfére sa nachádza asi 10% ozónu, ktorý sa nazýva prízemný, alebo troposférický.

Stratosféra

Časť zemskej atmosféry medzi výškovými hladinami  cca 10 až 50 km, v ktorej teplota s výškou rastie, predstavuje stratosféru. Do výšky 20 až 25 km teplota s výškou rastie pomaly, vyššie teplota stúpa rýchlejšie. Vzostup teploty je spôsobený uvoľnením tepla pri fotochemických reakciách ozónu. Stratosféra je od troposféry oddelená izotermickou tropopauzou, ktorá bráni prenosu hmoty (aj vody) a energie z nižších vrstiev atmosféry. Výška tropopauzy počas roka kolíše,  je najväčšia je v tropickej oblasti (do 20 km) a najnižšia okolo geografických pólov (okolo 7 km). Vzostup teploty s výškou spôsobuje, že vzduch sa v stratosfére vo vertikálnom smere výrazne nepremiešava, je stratifikovaný.  V stratosfére sa nachádza veľmi málo vody. Stratosférické oblaky sa vyskytujú v polárnych oblastiach počas polárnej noci - na južnej pologuli každoročne, na severnej pologuli iba počas extrémne studených polárnych zím. V stratosfére sa nachádza asi 90% ozónu.
Stratosféra
Vrstvy atmosféry vyčlenené podľa zmeny teploty vzduchu s výškou. Credit: Randy Russell, UCAR

Polárny vortex

Pojem polárny vortex sa používa pre označenie dýzového cyklonálneho prúdenia, ktoré sa vytvára v oblasti  polárnej spodnej stratosféry a hornej troposféry. Je oveľa výraznejší počas polárnej noci, niekedy sa preto nazýva aj nočný polárny jet stream. Toto prúdenie izoluje veľmi studenú polárnu stratosférickú vzduchovú hmotu  od teplejších vzduchových hmôt nižších zemepisných šírok. Po skončení polárnej noci je toto prúdenie narušené planetárnymi vlnami. V studenej vzduchovej hmote v oblasti vortexu sa napriek malému obsahu vodnej pary počas zimy vytvárajú polárne stratosférické oblaky. Na južnej pologuli je tento jav oveľa výraznejší ako na severnej pologuli. Na južnej pologuli sa zvyčajne v zime vytvára jeden silný vortex s polárnymi stratosférickými oblakmi. Na severnej  pologuli sa počas teplých polárnych zím niekedy vytvára viac samostatných nevýrazných vortexov. Polárny vortex na severnej pologuli býva častejšie narušený prienikom teplejších vzduchových hmôt do polárnej stratosféry. Javy, kedy je, hlavne pôsobením planetárnych vĺn, prúdenie polárneho vortexu spomalené, pričom vzduch vo vnútri vortexu sa stlačí a výrazne zohreje, sa označujú skratkou SSW (Sudden Stratospheric Warming events). Jeden vortex sprevádza extrémne studené zimy, kedy sa aj na severnej pologuli tvoria polárne stratosférické oblaky. Vlastnosti polárneho vortexu predstavujú dynamické parametre, ktoré v období, keď sú v stratosfére látky poškodzujúce ozón, určujú rozsah a veľkosť úbytkov celkového ozónu v polárnej oblasti po skončení polárnej noci.

Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia

Pretože pri tvorbe ozónu hrá dôležitú úlohu slnečné žiarenie, predpokladalo sa, že najvyššie hodnoty celkového ozónu budú v tropickej oblasti. Merania však ukázali, že  najvyššie hodnoty sú v polárnych oblastiach. Na základe globálneho rozloženia celkového ozónu Dobson v r. 1930 predpokladal existenciu veľkorozmernej stratosférickej cirkulačnej bunky s výstupnými pohybmi vzduchu v trópoch a prevládajúcim zostupom vzduchu v polárnej oblasti a v oblasti mierneho pásma. Dobsonov predpoklad existencie meridionálneho prenosu vzduchu medzi tropickou stratosférou a polárnymi oblasťami potvrdil Brewer (1949) na základe meraní veľmi nízkeho obsahu vodnej pary v stratosfére mierneho pásma. Neskôr sa tento predpoklad potvrdil aj na základe sledovania koncentrácie ďalších látok s veľkou dĺžkou zotrvania v atmosfére. Pomalé „nasávanie“ vzduchu zo studenej  tropickej hornej troposféry do stratosféry, jeho výstup do hornej tropickej stratosféry a postupný meridionálny prenos spojený so zosadaním do spodnej  stratosféry mierneho pásma a polárnych oblastí, ktoré sú v zime obklopené polárnym vortexom, sa nazýva Brewerovsko-Dobsonovská stratosférická cirkulácia (BDC). BDC je intenzívnejšia na tzv. zimnej pologuli. Doba, kedy vzduchová častica prekoná 1 cyklus BDC sa odhaduje na cca 5 rokov. BDC je riadená planetárnymi a gravitačnými vlnami. Zabezpečuje veľkorozmernú výmenu vzduchu medzi troposférou a stratosférou. Okrem BDC však prebieha výmena vzduchu medzi spodnou stratosférou a troposférou pri rôznych procesoch oveľa menšieho, synoptického (pri rôznych procesoch narušenia tropopauzy mierneho pásma) alebo lokálneho (napr. prenikanie kopovitých búrkových oblakov do spodnej stratosféry) rozsahu.
Meridionálna cirkulácia

Prostredníctvom BDC sa do polárnej stratosféry v zime intenzívne transportujú aj zdroje látok poškodzujúcich ozón. V oblasti spodnej polárnej stratosféry sa hromadia, pretože táto oblasť je od okolia izolovaná polárnym vortexom.  Po skončení polárnej noci pôsobením slnečného žiarenia začnú prebiehať cykly chemických reakcií, ktoré vedú k deštrukcii molekúl ozónu.

Polárne stratosférické oblaky

Napriek tomu, že v stratosfére sa nachádza veľmi málo vody, formujú sa aj tu oblaky. Vyskytujú sa však hlavne v  stratosfére polárnych oblastí pri extrémne nízkej teplote vzduchu pod -78°C. Nazývajú sa aj perleťovými oblakmi. Sú dobre viditeľné po západe slnka, keď slnečné lúče osvetľujú len vyššie vrstvy atmosféry. Delia sa na polárne stratosférické oblaky prvého a druhého druhu. PSC prvého druhu vznikajú pri vyššej teplote, sú tvorené nielen vodným ľadom, ale aj kyselinami dusičnou a sírovou v rôznych skupenstvách,  vyskytujú sa aj na severnej pologuli. PSC druhého druhu vznikajú pri teplote vzduchu pod -88°C, sú tvorené iba vodným ľadom a vyskytujú sa iba v polárnej stratosfére južnej pologule. Prítomnosť PSC je jednou z podmienok, kedy po skončení polárnej noci nastáva za prítomnosti chemikálií poškodzujúcich ozón k jeho  rapídnemu úbytku. Molekuly ozónu zanikajú na čiastočkách PSC v reťazcoch rôznych heterogénnych fotochemických reakcií (chemických reakcií do ktorých vstupujú látky v rôznych skupenstvách za pôsobenia žiarenia). Na južnej pologuli sa  takýto úbytok ozónu  prejavuje výskytom ozónovej diery.

Stratosférické oblaky

Vlastnosti ozónu

  • trojatómová molekula kyslíka O3, molekulová hmotnosť 48
  • plyn ťažší ako vzduch
  • hustota: 2,143 kg/m3
  • bod varu: -111,9 °C (tmavomodrá kvapalina)
  • bod topenia: -192,5 °C (čierno-modré kryštály)
  • málo rozpustný vo vode
  • veľmi silný oxidačný činiteľ
  • silno absorbuje žiarenie v UV oblasti spektra, ale aj tepelné žiarenie (zaraďuje sa medzi skleníkové plyny) 

Prízemný (troposférický) ozón

Ozón v troposfére predstavuje asi 10% z celkového množstva ozónu. V industriálnej dobe sa jeho koncentrácie zvyšujú. Významným antropogénnym zdrojom prízemného ozónu je doprava. Prízemný ozón vzniká v cykloch fotochemických reakcií  oxidov dusíka a uhľovodíkov. Pri vysokej  koncentrácii prízemného ozónu sa výraznejšie prejavuje jeho  negatívny vplyv na živé organizmy.  Vysoké koncentrácie prízemného ozónu pre jeho nepriaznivé účinky nie sú žiadúce, naopak, zvýšenie množstva stratosférického ozónu  pre jeho ochrannú funkciu pred škodlivými účinkami UVB žiarenia je v čase, kedy je ozónosféra poškodená ľudskou činnosťou, žiadúce. Niekedy sa pre rozlíšenie účinkov troposférického a strastosférického ozónu  používajú termíny „dobrý ozón“ (stratosférický)  a „zlý ozón“ (troposférický).

Stratosférický ozón

V stratosfére sa nachádza  asi 90% z celkového ozónu. Najväčšie koncentrácie v miernom pásme sú pozorované vo vrstve vzduchu medzi hladinami s výškou 16 – 25 km. Možno povedať, že v stratosfére sa nachádza ozónová vrstva, alebo ozónosféra Zeme.
Ozón  v stratosfére v cykloch Chapmanových fotochemických reakcií prirodzene vzniká a zaniká. Pre jeho vznik je potrebný atóm kyslíka O a molekula kyslíka O2. Atóm kyslíka vzniká najmä v mezosfére a v hornej stratosfére fotodisociáciou molekúl kyslíka pôsobením žiarenia s vlnovou dĺžkou l menšou ako 240 nm.
O2 + hn → O + O, kde n je frekvencia žiarenia a platí n = c/l a c je rýchlosť svetla.
Reakciou  atómu kyslíka O a jeho molekuly O2 vzniká ozón.
O2 + O + X → O3 + X, kde X je ďalšia chemická látka vstupujúca do reakcie.
Molekula ozónu zaniká fotodisociáciou pôsobením UVB žiarenia s vlnovou dĺžkou 240 – 310 nm
O3 + hn → O2 + O,
alebo zlúčením s atómom kyslíka
O3 + O → 2O2.
Absorpciou UVB žiarenia chráni stratosférický ozón biosféru pred negatívnymi účinkami tohto žiarenia. Jedným z dôsledkov úbytku stratosférického ozónu sú zvýšené hodnoty UVB žiarenia pri zemskom povrchu. Poškodenie ozónosféry je spôsobené jednak chemickými látkami, ktoré reagujú s atómom kyslíka a tak obmedzujú tvorbu ozónu, alebo takými látkami, ktoré vstupujú priamo do reakcií s ozónom, pričom ozón v nich zaniká. Rekombinácia molekuly ozónu s atómom kyslíka je exotermická, uvoľňuje sa pri nej teplo. Ďalším dôsledkom úbytku ozónu v stratosfére je preto pokles teploty v tejto vrstve vzduchu. Okrem reakcií Chapmanovho cyklu však ozón reaguje aj s ďalšími chemickými látkami, ktoré sa do stratosféry dostávajú z prirodzených zdrojov, alebo ako výsledok ľudskej činnosti.

Celkový ozón

Celkovým ozónom sa rozumie celkové množstvo ozónu vo vertikálnom stĺpci atmosféry. Ozón je v zemskej atmosfére rozložený nerovnomerne. V troposfére sa nachádza asi 10 % a v stratosfére  až 90 % ozónu. Najvyššie koncentrácie pozorujeme vo výškach 16 – 25 km. Najviac ozónu vzniká v tropickej stratosfére, odkiaľ sa ozón transportuje k polárnym oblastiam prostredníctvom Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácie.  Výsledkom tohto prenosu je geografické rozloženie celkového ozónu s minimom v tropickej oblasti a maximom  v polárnej oblasti tzv. zimnej pologule.
Rozloženie celkového ozónu
Príklad globálneho rozloženia celkového ozónu zo 5.10.2020. Na južnej pologuli sú viditeľné oblasti s ozónovou dierou (odtiene fialovej-sivej), ktoré sa tu vyskytujú od konca septembra do novembra-decembra. Celkový ozón je z družicových meraní, číselné hodnoty reprezentujú pozemné merania (aj zo stanice Poprad-Gánovce).
 
V miernom pásme severnej pologule má celkový atmosférický ozón výrazný ročný chod s maximom  na prelome februára  a marca a minimom  na prelome novembra až decembra (hodnoty kolíšu ±20%). Počas roka sa mení taktiež medzidňová variabilita celkového ozónu (najväčšia je v mesiacoch február a marec).  V tropickej oblasti sa neprejavujú výrazné sezónne výkyvy celkového ozónu (±4%).  
Chod celkového ozónu v Poprade - Gánovciach
Príklad ročného chodu celkového ozónu v Poprade-Gánovciach v roku 2019 (modrá čiara) a jeho odchýlok (zelená čiara) od normálu (zhladeného dlhodobého priemeru) vypočítaného pre stanicu Hradec Králové za roky 1962 – 1990 (červená čiara).

Ozónová vrstva

Často používané označenie pre ozón v stratosfére. V užšom slova zmysle je to vrstva najväčšej koncentrácie ozónu medzi hladinami cca 16 – 25 km. Vo všeobecnosti pri používaní tohto pojmu ide o celkové množstvo ozónu, ktorý sa v atmosfére vyskytuje od zemského povrchu až do výšky 50 – 60 km.
 
Koncentrácia ozónu v závislosti od výšky

Dobsonova jednotka (DU - Dobson Unit)

DU je jednotka, ktorá sa používa  pre vyjadrenie  množstva celkového atmosférického ozónu. 1 DU je množstvo ozónu vo vertikálnom stĺpci atmosféry, ktoré by pri tlaku 1013 hPa a teplote 15 °C vytvorilo vrstvu hrubú 0,01 mm. Za uvedených podmienok by napríklad celkové množstvo ozónu 300 DU vytvorilo vrstvu hrubú 3 mm.

Poškodenie ozónosféry ľudskou činnosťou

 
Hodnoty celkového ozónu
 

Nezvyčajne nízke hodnoty celkového ozónu začali byť najskôr merané v októbri začiatkom 80-tych rokov na antarktickej stanici Halley Bay (British Antarctic Survey). Výsledky pozemných meraní boli potvrdené meraniami pomocou prístrojov na satelitoch Nimbus a AURA – TOMS (Total Ozone Mapping Spectrophotometer) a OMI (Ozone Monitoring Instrument).
 

V rokoch 1970 – 1971 P. Crutzen predstavil katalytické reakcie atómov kyslíka s radikálmi NO a NOx, ktoré by mohli viesť k úbytku ozónu hlavne vo vyšších vrstvách stratosféry. Zdrojom oxidov dusíka v stratosfére je hlavne letecká doprava. Možnosť poškodenia ozónovej vrstvy v stratosfére pôsobením radikálov Cl a ClO z  halónov (CFC a CC), ktoré boli dovtedy považované za stabilné a neškodné látky,  predpokladali vedci P.S. Rowland a  M. Molina už  v rokoch 1974 – 1975. Pre potvrdenie týchto zistení sa už v 70-tych rokoch začal stratosférický monitoring obsahu chemických látok, ktoré sú zdrojom radikálov poškodzujúcich ozón. Zastavili sa plány na využívanie spodnej stratosféry pre dopravu pomocou nadzvukových lietadiel. Našli sa ďalšie cykly chemických reakcií, ktoré by mohli viesť k poškodeniu ozónosféry.
V roku 1985 boli publikované  výsledky meraní celkového ozónu na Antarktickej stanici Halley Bay (celkový ozón sa tu meria od r.1957), ktoré ukazovali veľmi nízke hodnoty celkového ozónu po skončení polárnej noci od začiatku 80-tych rokov. Pozemné merania boli potvrdené meraním zo satelitov a oblasti s extrémne nízkou hodnotou celkového ozónu do 220 DU boli nazvané ozónovými dierami. Takéto úbytky ozónu vysvetľovali predpovedané cykly fotochemických reakcií vedúce ku katalytickej deštrukcii ozónu v stratosfére len čiastočne. Postupne boli popísané ďalšie cykly heterogénnych fotochemických reakcií prebiehajúcich pri veľmi nízkych teplotách v spodnej stratosfére na čiastočkách polárnych stratosférických oblakov po skončení polárnej noci, ktoré dokázali objasniť vznik ozónových dier. Boli tiež študované dynamické podmienky, ktoré podporujú formovanie vzduchovej hmoty s nízkou teplotou v polárnej stratosfére. Už v roku 1985 začali rokovania o obmedzení produkcie látok poškodzujúcich stratosférický ozón prostredníctvom Viedenskej konvencie, ktorá vstúpila do platnosti podpísaním Montrealského protokolu v r. 1987. Od 80-tych rokov sa významne rozšírila pozorovacia sieť staníc monitorujúcich celkový ozón, do ktorej bola v r. 1993 zaradená stanica Poprad-Gánovce.
 P. Crutzen, P.S. Rowland a  M. Molina dostali v r. 1995 Nobelovu cenu za chémiu za ich prácu zameranú na procesy vzniku a rozkladu stratosférického ozónu. Od polovice 90-tych rokov klesá v stratosfére, vďaka obmedzeniam produkcie na základe Montrealského protokolu, koncentrácia zlúčenín s obsahom halových prvkov, ktoré sú zdrojom radikálov poškodzujúcich stratosférický ozón.

 Ozónová diera

Predstavuje geografickú oblasť s hodnotami celkového ozónu do 220 Dobsonových jednotiek (DU). Vyskytuje sa iba  v oblasti Antarktídy. Ozónová diera sa začína formovať po skončení polárnej noci, na južnej pologuli začiatkom septembra a pretrváva do novembra – decembra. V tomto období sa tu vytvárajú dobré podmienky pre výrazný úbytok stratosférického ozónu (nízka teplota vzduchu, silný polárny vortex, vznik polárnych stratosférických oblakov druhého druhu, pôsobenie slnečného žiarenia ovplyvňujúceho fotochemické – často katalytické – reakcie vedúce za prítomnosti chemických látok poškodzujúcich ozón k jeho rapídnym úbytkom). Od r. 2012  sú dĺžka výskytu a rozloha oblasti s ozónovou dierou menšie, v porovnaní s 90-tymi rokmi 20. storočia.

Plocha ozónovej diery

Celkový ozón nad Antarktídou
Legenda k ozónu nad Antarktídou

Celkový ozón nad Antarktídou 5.10.2020, ozónová diera je zobrazená fialovou a modrou farbou.

Látky poškodzujúce ozónovú vrstvu

Poškodenie ozónosféry je spôsobené jednak chemickými látkami, ktoré reagujú s atómom kyslíka a tak obmedzujú tvorbu ozónu, alebo takými látkami, ktoré vstupujú priamo do reakcií s ozónom, pričom ozón v nich zaniká. Jedná sa hlavne o radikály, ktoré vstupujú do katalytických  reakcií s ozónom (radikály obsahujúce halové prvky Cl a Br, radikály NO, NOx, OH). Zdrojom týchto radikálov sú hlavne oxidy dusíka a halogénované uhľovodíky. Halogénované uhľovodíky vo svojich molekulách obsahujú chlór, fluór alebo bróm. V podmienkach troposféry sa javili ako bezpečné stabilné látky. V extrémnych podmienkach spodnej polárnej  stratosféry po skončení polárnej zimy pri spolupôsobení slnečného žiarenia sa však stávajú zdrojom radikálov katalyticky deštruujúcich ozón. Väčšina týchto látok sa do atmosféry dostávala pôsobením ľudskej činnosti. Využívali sa ako hnacie médiá v hasiacich prístrojoch, sprejoch, či ako chladiace médiá v chladničkách. Najdeštruktívnejšie účinky na ozón majú freóny – chlórované uhľovodíky CFC. Dnes je už výroba väčšiny týchto látok zakázaná na základe Montrealského protokolu a jeho dodatkov.
 
Časový vývoj emisií látok poškodzujúcich ozón
 

Časový vývoj emisií látok poškodzujúcich ozón (ODS Ozone Depleting Substances). Emisie sú vyjadrené ako ekvivalent emisií freónu CFC-11 (a) a koncentrácie látok poškodzujúcich ozón vyjadrené ako ekvivalent aktívneho chlóru v stratosfére účinného pri deštrukcii ozónu (EECl) v jednotkách ppb (parts per billion) (b).  Biela šípka v obr. (b) ukazuje čas, kedy sa koncentrácia EECl dostane na úroveň z r. 1980.

 

Prírodnými zdrojmi Cl a Br sú najmä látky CH3Br a CH3Cl, ktorých koncentrácia sa s časom výrazne nemení. Najväčšími ľudskými zdrojmi Cl a Br sú halóny CFC-11 (F11) a CFC-12 (F12).
Obnova ozónosféry závisí od dodržiavania obmedzení stanovených v Montrealskom protokole a v jeho dodatkoch.  V  rokoch 2014 – 2016 sa nameralo o 15% viac látky CFC-11 (CFCl3) ako v rokoch 2002 – 2012, čo znamená spomalenie poklesu koncentrácie tohto freónu v atmosfére oproti hodnotám modelovaným pre toto obdobie na základe informácií o známych registrovaných  zdrojoch tejto látky. Zdroj tejto chemikálie v juhovýchodnej Číne, ktorým bola výroba izolačnej peny, sa podarilo obmedziť. Modely ukázali, že táto nekontrolovaná výroba freónu CFC-11 v rokoch 2012 – 2018 môže asi o rok oddialiť obdobie, kedy koncentrácia chlóru účinného pri deštrukcii stratosférického ozónu klesne na úroveň z roku 1980. Obnova ozónovej vrstvy v polárnych oblastiach na úroveň spred roka 1980 sa vplyvom týchto emisií CFC-11 oneskorí asi o 3 roky.

Ročné emisie a výroba CFC-11

Ročné emisie a reportovaná výroba freónu CFC-11. Emisie merané v rámci projektu AGAGE (Advanced Global Atmospheric Gases Experiment – červená čiara), emisie z meraní v globálnej sieti staníc NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) a modelov (modrá čiara), emisie reportované v rámci programu UNEP (United Nation Environment Programme) (zelená čiara). Fialová vodorovná spojitá čiara predstavuje priemer za roky 2002 – 2012, fialová prerušovaná čiara vyjadruje rovnaké emisie do roku 2020. Odhady vývoja emisií od rokov 2006 a 2012 predstavujú sivá bodkovaná a sivá čiarkovaná čiara. Neistoty sú vyjadrené vertikálnymi chybovými úsečkami (zohľadňujú chyby meraní a modelov, nie však dynamické vplyvy). Projekcie vychádzajú z reportovaných údajov, odhadov zásob a  uvoľňovania CFC-11  z nich.

Globálne otepľovanie a ozónosféra

Globálne otepľovanie pri zemskom povrchu a poškodenie ozónosféry sú dva výrazné  prejavy ľudskej činnosti na životné prostredie.
 Súčasné zmeny klímy spôsobené vzostupom koncentrácie skleníkových plynov, najmä oxidu uhličitého CO2, ale aj metánu CH4, či oxidu dusného N2O ovplyvňujú aj stratosférický, prízemný a celkový ozón. Priamy vplyv niektorých skleníkových plynov sa prejavuje  prostredníctvom chemických reakcií s ozónom. Z metánu CH4  vzniká v spodnej stratosfére prostredníctvom cyklov reakcií radikál HOx, ktorý reaguje s ozónom a spôsobuje jeho úbytok. Podobne z N2O v hornej stratosfére prostredníctvom cyklov reakcií vznikajú radikály NOx vstupujúce do chemických reakcií, pri ktorých zaniká ozón. V roku 1987, kedy kulminovali emisie CFC, predstavoval ODP (Ozone Depletion Potential -  relatívna účinnosť chemikálie pri likvidácii ozónu vyjadrená vzhľadom na účinky freónu CFC-11) z antropogénnych emisií oxidu dusného asi 20 % z ODP všetkých zlúčenín CFC, v roku 2020 to však už bola polovica, najmä vďaka redukcii CFC.
Oxid uhličitý a metán najviac prispievajú k súčasnému globálnemu otepľovaniu pri zemskom povrchu, ktoré sa prejavuje ochladením v stratosfére a zintenzívnením prenosu stratosférického ozónu do vyšších zemepisných šírok. Oba tieto prejavy globálneho otepľovania by mali spolu prispieť k urýchleniu obnovy ozónovej vrstvy Zeme vo vyšších zemepisných šírkach (zosilnenie Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácie). Výsledkom globálneho otepľovania je tiež zosilnenie stratosférického polárneho vortexu  - dýzového prúdenia okolo spodnej polárnej stratosféry). V druhej polovici storočia bude vývoj celkového ozónu závisieť hlavne od riešenia problému globálneho otepľovania.
Zvýšená koncentrácia skleníkových plynov vo vzduchu ovplyvňuje teplotu v stratosfére a tiež globálne cirkulačné systémy a tak nepriamo vplýva na celkový ozón a jeho rozloženie. Zvýšená absorpcia tepelného vyžarovania Zeme  skleníkovými plynmi v troposfére zabraňuje ohrevu vyšších vrstiev atmosféry – stratosféry a mezosféry. V hornej stratosfére zodpovedá úbytok ozónu asi za 30% poklesu teploty vzduchu.  Globálny (oblasť 60° S - 60° J) trend teploty vzduchu v spodnej a strednej stratosfére je -0,6 °C/10 rokov. Za obdobie 1979 – 1997 je pokles teploty v stratosfére výraznejší ako v neskoršom  období, kedy sa celkový ozón významne nemenil. 
Nízka teplota počas polárnej stratosférickej  zimy podporuje vznik polárnych stratosférických oblakov PSC, v ktorých po skončení polárnej noci prebiehajú za prítomnosti látok poškodzujúcich ozón heterogénne chemické reakcie vedúce k rapídnym úbytkom ozónu. Od r. 2005 každý rok začiatkom zimy v Arktíde teplota v stratosfére klesá pod kritickú hodnotu potrebnú pre tvorbu polárnych stratosférických oblakov, menej časté sú krátkodobé oteplenia, ktoré vznikajú pri narušenom polárnom vortexe (vplyv planetárnych vĺn) prienikom teplejšieho vzduchu do polárnej stratosféry. Po extrémne chladných stratosférických zimách sa v Arktíde na jar pozorujú epizódy s veľmi nízkymi hodnotami celkového ozónu v porovnaní s normálovým obdobím (v zime 2010/2011 bol po skončení polárnej zimy v Arktíde  úbytok celkového ozónu 40%, po zime 2016/2017 úbytok cca 30%, podobná situácia sa vyskytla po skončení zimy 2019/2020). Za prítomnosti látok poškodzujúcich ozón v polárnej stratosfére a v čase pretrvávajúceho klesajúceho trendu teploty v spodnej polárnej stratosfére sa rapídne poklesy celkového ozónu na začiatku jari v Arktíde budú opakovať. Po extrémne studených Arktických zimách preniká na ozón chudobná stratosférická vzduchová hmota do nižších zemepisných šírok a aj do našej oblasti.
Obnova ozónovej vrstvy môže zmierňovať ochladzovanie vyvolané vzostupom koncentrácie skleníkových plynov, hlavne v strednej a spodnej stratosfére.
 Na základe Montrealského protokolu a jeho dodatkov boli zlúčeniny CFC postupne nahrádzané uhľovodíkmi neobsahujúcimi Cl alebo so zníženým obsahom Cl: HCFC a HFC. HCFC a HFC sú účinnými skleníkovými plynmi. Koncentrácia HCFC a HFC vo vzduchu od r. 1993 rastie. V r. 2020 bol radiačný účinok HCFC a HFC na klímu Zeme 0,337 W m-2 (čo je asi 16 % z radiačného účinku oxidu uhličitého). Tieto látky zrejme významne prispeli k efektu výraznejšieho rastu teploty vzduchu pri zemskom povrchu v polárnych oblastiach (polar amplification) v porovnaní s nižšími zemepisnými šírkami. Bez regulácie produkcie zlúčenín HFC dodatkom Montrealského protokolu z Kigali (platnosť od r. 2019) by koncom tohto storočia iba tieto látky zodpovedali za vzostup globálnej teploty o 0,3 – 0,5 °C.  Cieľom je znížiť ich radiačný účinok na klímu na  0,1 W m-2 do r. 2100.


Emisie HFC
Emisie HFC (vľavo) a ich dopad na globálnu povrchovú teplotu (vpravo)
Scenár bez obmedzení výroby týchto látok (modrá oblasť), scenáre z r. 2018 (oranžová čiara) a 2022 (fialová čiara) počítajúce s úplným dodržaním obmedzení produkcie podľa dodatku Montrealského protokolu z Kigali  a scenár počítajúci so zastavením ich produkcie v r. 2020 (čierna čiarkovaná čiara). Pre porovnanie, celkové oteplenie spôsobené všetkými skleníkovými plynmi je do konca storočia  odhadované v rozsahu od  1,4 °C do 4,4 °C, vzhľadom na obdobie 1880 – 1900 (IPCC, 2021).
 

Výrazný úbytok celkového ozónu, najmä na južnej pologuli, sa prejavil posunom cirkulačných systémov. Dôsledky tohto posunu sa ukázali hlavne v austrálnom letnom období. V čase klesajúcich trendov celkového ozónu sa posunula pozícia dýzového prúdenia polárneho frontu a rozšírili hranice subtropického pásma (Hadleyho cirkulačnej bunky) smerom k južnému pólu. Podobný posun cirkulačných systémov, ako v čase úbytku celkového ozónu k južnému pólu sa očakáva v budúcnosti pre klimatické scenáre, ktoré  nepredpokladajú výrazné obmedzenie emisií skleníkových plynov.

Zmeny cirkulácie na južnej pologuli
  Obnova ozónovej vrstvy v oblasti Antarktídy sa na južnej pologuli prejavila rozdielnymi trendami v polohe cirkulačných systémov za obdobie poklesu celkového množstva ozónu a za obdobie, kedy začína prebiehať obnova ozónovej vrstvy. Naľavo je zemepisná šírka vyjadrujúca polohu dýzového prúdenia polárneho frontu, napravo poloha okraja Hadleyho cirkulačnej bunky. Tieto zmeny ukazujú na posun suchej subtropickej oblasti smerom k južnému pólu počas austrálneho leta (december – február) v období s poškodenou ozónovou vrstvou. Fialové čiary predstavujú údaje z rôznych reanalýz vyhladené trojročným kĺzavým priemerom. Čierne čiarkované čiary predstavujú priamky, ktorými boli preložené údaje za roky 1980 – 2000 a 2000 – 2017.

SAI a stratosférický ozón

Vstrekovanie aerosólov do stratosféry (SAI – Stratospheric Aerosol Injection) je podobný proces, aký prebieha pri veľkých sopečných erupciách. Predstavuje jednu z geoinžinierskych aktivít, ktorých cieľom je zmierniť globálne otepľovanie a zabezpečiť, aby vzostup teploty vzduchu od preindustriálneho obdobia neprekročil 1,5 °C. Súčasná globálna teplota prekračuje tento limit asi o 1,2 °C. Dôvod, pre ktorý sa takýto zásah nejavil bezpečným, je riziko poškodenia ozónovej vrstvy. Zvýšené množstvo aerosólov, najmä v spodnej polárnej stratosfére, totiž môže za prítomnosti látok poškodzujúcich ozón prispieť k zintenzívneniu heterogénnych chemických reakcií, ktoré sa najmä v polárnych oblastiach po skončení polárnej noci prejavujú veľkými úbytkami stratosférického ozónu. Ďalším prejavom veľkého množstva aerosólu v stratosfére je zvýšená teplota, čo taktiež ovplyvňuje koncentráciu ozónu.
Podľa simulácií účinok SAI na globálnu teplotu a stratosférický ozón závisel od mnohých faktorov: od miesta vháňania aerosólov do stratosféry, ročného obdobia, spôsobu dávkovania aerosólu, celkového množstva aerosólu, ktorý sa do stratosféry dostal, od jeho vlastností a od scenára produkcie skleníkových plynov v budúcnosti. Modely ukázali diametrálne odlišné výsledky pre scenáre, keď sa aerosól dostal do atmosféry lokálne, náhle a vo veľkom množstve, než keď sa do stratosféry vháňal pomaly, dlhodobo a globálne.
Ak by sa rast globálnej teploty redukoval iba pôsobením SAI (obr.  B – STRONG SAI – silný scenár), na udržanie globálnej teploty pod stanoveným limitom bude potrebné v budúcnosti do stratosféry dodávať čoraz viac aerosólu. Pre scenár, kedy by sa rast globálnej teploty reguloval menej intenzívnym dodávaním aerosólu do atmosféry (obr.  C – MEDIUM SAI – stredný scenár), by globálna teplota stále stúpala, avšak miernejšie ako bez regulácie globálneho otepľovania. Ak by sa vstrekovanie aerosólu do stratosféry použilo iba krátkodobo na odvrátenie prekročenia stanoveného limitu globálnej teploty, kým sa nenájdu iné účinné spôsoby zníženia skleníkového efektu atmosféry, napr. intenzívnym znižovaním obsahu oxidu uhličitého vo vzduchu (obr.  A – PEAKSHAVING scenár SAI), riziko nástupu vedľajších účinkov SAI by bolo z troch uvedených scenárov najnižšie.

Diagramy konceptu troch scenárov

Schematické diagramy konceptu troch scenárov pre SAI: STRONG – B, MEDIUM – C a PEAKSHAVING – A. Čierna čiara zodpovedá výraznému rastu globálnej teploty pre scenáre predpokladajúce žiadne alebo obmedzené zmierňovanie globálneho otepľovania. Červená čiara vyjadruje rast globálnej teploty pri miernom obmedzovaní globálneho otepľovania prostredníctvom SAI. Oranžová čiara predstavuje časový priebeh globálnej teploty za predpokladu silného obmedzovania rastu globálnej teploty a odstraňovania oxidu uhličitého zo vzduchu (CDR) – tzv. „overshoot “ scenár počíta s prekročením stanoveného limitu globálnej teploty iba počas určitého kratšieho obdobia. Pri PEAKSHAVING scenári SAI sa počíta s krátkodobým použitím aerosólov len vtedy, keď globálna teplota (oranžová čiara) prekročí stanovený bezpečný limit (fialová čiara). Modré šípky ukazujú relatívny účinok SAI na globálnu teplotu. Sivá vodorovná prerušovaná čiara predstavuje limit globálnej teploty zabezpečujúci stabilizáciu klímy na Zemi. V časti D je vyjadrené množstvo aerosólu vstrekovaného do stratosféry pre scenáre A až C.

 

Simulácie ukazovali výraznejší vplyv SAI na klímu pri „silnom“ scenári. Pre „silný“ scenár so začiatkom SAI okolo r. 2020, pri ktorom by klesla globálna teplota do r. 2040 o 0,5 °C, by, za predpokladu dodržania Montrealského protokolu, jarné hodnoty celkového ozónu v Antarktíde okolo r. 2040 klesli asi o 58 Dobsonových jednotiek oproti scenáru bez SAI. Dostali by sa späť na hodnoty merané začiatkom 90-tych rokov a koniec výskytu ozónových dier by sa oddialil o 25 – 50 rokov. V Arktickej oblasti by bol pri tomto scenári jarný úbytok celkového ozónu okolo r. 2040 asi 13 – 22 DU, v druhej polovici storočia by bol už nevýznamný. Pre „stredný“ SAI scenár by bol jarný úbytok ozónu v Antarktíde okolo r. 2040 asi 9 – 29 DU. Vývoj jarných hodnôt celkového ozónu závisel v Antarktíde, na rozdiel od Arktídy, od počiatočnej rýchlosti vstrekovania aerosólu, pričom väčšie úbytky ozónu zodpovedali väčším počiatočným rýchlostiam jeho vháňania. V druhej polovici 21. storočia modely pre „silný“ scenár SAI ukázali stále veľký jarný úbytok celkového ozónu v Antarktíde okolo 55 DU, pre stredný scenár asi 9 DU a pre „peakshaving“ scenár sa už nezistil žiaden vplyv SAI na celkový ozón.
Pri scenároch intenzívneho vstrekovania aerosólu do stratosféry by mali rásť hodnoty celkového ozónu v miernom pásme severnej pologule v zime pre zintenzívnenie transportu ozónu z tropickej oblasti do vyšších zemepisných šírok. Po náhlom prerušení SAI by globálna teplota stúpla na hodnoty zodpovedajúce situácii bez tohto zásahu do 10 rokov. Intenzívne vstrekovanie aerosólu do stratosféry by malo za následok teplejšie zimy v Európe a v Ázii a s tým súvisiace zmeny zrážkového režimu, či slabšie monzúny v Ázii. Prostredníctvom SAI by sa neriešil napr. taký dôležitý sprievodný jav vzostupu koncentrácie oxidu uhličitého vo vzduchu, akým je okysľovanie oceánov.

Prirodzená variabilita celkového ozónu

Premenlivosť koncentrácie ozónu v rôznych vrstvách stratosféry ovplyvňuje rôzne periodické (periodické zmeny slnečnej aktivity, kolísanie rozdielu tlaku vzduchu medzi regionálnymi  riadiacimi tlakovými útvarmi, periodické zmeny v cirkulácii vzduchu) a neperiodické javy (sopečná činnosť, veľké požiare). Tieto javy  sa zohľadňujú v jeho modeloch.
Vznik ozónu v stratosfére ovplyvňuje slnečné UV žiarenie (cykly Chapmanových reakcií). Zvýšenie toku tohto žiarenia spôsobuje zvýšenie koncentrácie stratosférického ozónu.  V časových radoch celkového ozónu možno nájsť signály periodického 11-ročného cyklu slnečnej aktivity. Medzi maximom a minimom  tohto cyklu celkový ozón kolíše v rozsahu cca 1 – 2%.
Pri veľkých sopečných erupciách sa do vzduchu dostáva množstvo prachu, popola s vysokým obsahom zlúčenín síry, ale aj zlúčením halových prvkov, najmä chlóru (HCl), ktoré sa priamo podieľajú na deštrukcii ozónu. Z miesta erupcie sa častice postupne rozšíria do celej stratosféry. Na týchto čiastočkách, podobne ako na čiastočkách polárnych stratosférických oblakov, prebiehajú heterogénne fotochemické reakcie, pri ktorých za prítomnosti látok poškodzujúcich stratosférický ozón, dochádza k jeho úbytku.  Preto sa po veľkých sopečných erupciách niekoľko rokov merajú nižšie hodnoty celkového ozónu. Množstvo sopečného aerosólu v stratosfére po erupcii postupne klesá a po niekoľkých rokoch sa vplyv erupcie na celkovom ozóne prestane prejavovať. Vplyv erupcií (napr. Mt. Agung) v období, kedy bolo v stratosfére málo chemikálií poškodzujúcich ozón, nebol taký výrazný, ako po výbuchu sopky Mt. Pinatubo v r. 1991. Zníženie priepustnosti atmosféry pre slnečné žiarenie spôsobené sopečným aerosólom  tiež vplýva na teplotu v stratosfére a nepriamo na stratosférický ozón.
Množstvo ozónu, najmä v spodnej stratosfére mierneho pásma a v polárnych oblastiach severnej pologule, výrazne ovplyvňuje pohyb vzduchu. Periodické zmeny v rozložení cirkulačných systémov preto ovplyvňujú aj hodnoty celkového ozónu. Tieto oscilácie často ovplyvňujú intenzitu Brewerovsko-Dobsonovskej stratosférickej cirkulácie. Určenie vplyvu jednotlivých atmosférických oscilácií na stratosférický ozón je problematické, lebo v danom čase sa prejavujú v rôznych fázach. V spodnej stratosfére tropickej oblasti sa prejavuje korelácia medzi koncentráciou ozónu a zonálnym vetrom, ktorý postupne s výškou mení smer (východný sa zmení na západný a opäť na východný) a intenzitu s periódou cca 28 mesiacov (QBO Quasi Biannual Oscillation). Signál QBO sa prejavuje aj v spodnej stratosfére mierneho pásma. Ďalším významným dynamickým faktorom, ktorý sa prejavuje v meraniach celového ozónu je kolísanie rozdielu tlaku vzduchu medzi riadiacimi tlakovými útvarmi v južnom Pacifiku – El Niño, Južná oscilácia. Regionálne sa v radoch meraní ozónu prejavuje aj vplyv Severoatlantickej oscilácie, Arktickej oscilácie, či Antarktickej oscilácie.
V austrálnom lete 2019/2020 sa v Austrálii vyskytli obrovské lesné požiare prevažne eukalyptových lesov. Do vzduchu sa dostalo asi milión ton aerosólu, čo je porovnateľné s množstvom uvoľneným pri strednej sopečnej erupcii. Aerosól z požiarov sa dostal až do stratosféry, pričom čiastočky dymu boli zaznamenané vo výške až okolo 35 km nad povrchom. Prienik čiastočiek dymu z lesných požiarov do stratosféry  sprevádzal výskyt kopovitých oblakov Cumulonimbus pyrogenitus nad zhoreniskami. Dymové čiastočky spôsobili ohrev spodnej stratosféry mierneho pásma južnej pologule o 1 až 3 K. Na rozdiel od sopečných erupcií, kedy sa do vzduchu dostávajú najmä zlúčeniny s vysokým obsahom síry, pri austrálskych lesných požiaroch čiastočky aerosólu obsahovali zložité anorganické aj organické zlúčeniny s vysokým podielom uhlíka, ktoré v atmosfére interagovali s jej zložkami (aj s vodou) za vzniku tzv. sekundárneho aerosólu. Veľký podiel tohto aerosólu tvorili organické kyseliny a acetón. Merania ukázali, že na čiastočkách aerosólov z požiarov sa často nachádza aj voda a zlúčeniny síry (sulfáty).

Družicová snímka

Družicová snímka juhovýchodného pobrežia Austrálie z r. 2020 s dymom z lesných požiarov


Už dva až tri mesiace po skončení požiarov v roku 2020 boli merané nižšie hodnoty celkového ozónu nielen v polárnej oblasti, ale aj v miernom pásme južnej pologule. Ozónová diera na južnej pologuli mala v roku 2020 mimoriadne veľký plošný rozsah.
Zistilo sa, že rozpustnosť HCl (zdroj zlúčenín poškodzujúcich ozón v stratosfére) v mnohých organických zlúčeninách je pri vyšších teplotách nad 200 K lepšia než na aerosóloch tvorených zlúčeninami sulfátov a vody (sopečný aerosól). Zistenie aktivácie chemikálií poškodzujúcich ozón na  oxidovaných čiastočkách dymu vyvoláva obavy z možnosti poškodenia ozónovej vrstvy Zeme po veľkých lesných požiaroch, ktoré sa v spojitosti s globálnym otepľovaním vyskytujú v niektorých oblastiach stále častejšie.

 

Stratosféra

Schematické znázornenie vplyvu dymu z lesných požiarov na úbytok ozónu v stratosfére. Čiastočky dymu dokážu v stratosfére absorbovať kyselinu chlórovodíkovú (HCl) v plynnej fáze, ktorá vzniká hlavne z freónov – antropogénnych látok, ktoré poškodzujú ozónovú vrstvu Zeme. Na čiastočkách dymu sa spúšťajú katalytické reakcie, pri ktorých sa, za pôsobenia HCl, menia ďalšie látky HOCl a ClONO2 na „fotoreaktívne“ zlúčeniny chlóru. Tie sa vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia menia na radikály s obsahom chlóru, ktoré katalyticky likvidujú molekuly ozónu v stratosfére.

Trendy celkového ozónu

Okrem chemikálií poškodzujúcich stratosférický ozón, jeho hodnoty ovplyvňujú aj dynamické procesy v atmosfére,  množstvo periodických aj neperiodických faktorov a taktiež javy spojené s globálnym otepľovaním. Hodnoty celkového ozónu vykazujú veľkú variabilitu najmä tam, kde sa výrazne prejavuje vplyv dynamických procesov (spodná stratosféra mierneho pásma a arktických polárnych oblastí).
Za roky 2017 – 2020 je globálne (oblasť 60° S – 60° J) celkové množstvo ozónu stále asi o 2 % nižšie v porovnaní s priemerom rokov 1964 – 1980. V miernom pásme severnej pologule (oblasť 60° S – 35° S) je celkové množstvo ozónu za posledné roky asi o 4 % nižšie, na južnej pologuli asi o 5 % nižšie v porovnaní s obdobím pred poškodením ozónovej vrstvy.
Od konca 70-tich rokov do polovice 90-tych rokov bol globálny trend celkového ozónu klesajúci. Štatisticky významné prejavy obnovy ozónovej vrstvy Zeme sa prejavujú tam, kde sa prejavil vplyv ľudskej činnosti na ozón najvýraznejšie. Takýmito oblasťami sú horná stratosféra a Antarktická polárna stratosféra po skončení polárnej noci. Množstvo ozónu v hornej stratosfére mimo polárnych oblastí rástlo za roky 2000 – 2020 rýchlosťou  +1,5 až +2,%/10 rokov. Hoci výskyt polárnej ozónovej diery je na južnej pologuli každoročný, rozsah, trvanie a najnižšie hodnoty ozónu v týchto oblastiach signalizujú obnovu ozónosféry.
Nevýrazný, avšak stúpajúci globálny trend celkového ozónu +0,3 ± 0,3 %/10 rokov sa zistil za obdobie 1996 – 2020.  V miernom pásme južnej pologule (oblasť 60° J – 35° J) je tento trend výraznejší (+0,8 ± 0,7 %/10 rokov). V arktickej oblasti a v miernom pásme sa vplyv klesajúcej koncentrácie látok poškodzujúcich ozón zisťuje ťažko, najmä pre veľkú variabilitu celkového ozónu spôsobenú dynamickými faktormi a pre vplyvy spojené s globálnym otepľovaním.
V tropickej oblasti sa vplyv látok poškodzujúcich ozón výraznejšie neprejavuje; mierne tu klesá koncentrácia ozónu v spodnej stratosfére a naopak, ozónu pribúda v troposfére.

Celkový ozón (DUI)

Zmeny celkového ozónu. Globálny ozón vyjadruje ročný priemer pre oblasť 60°S – 60°J, októbrový ozón v Antarktíde sa vzťahuje na oblasť 70°J – 90°J. V obr. (c) a (d) sú porovnania modelovaných hodnôt celkového ozónu pomocou chemicko-klimatických modelov (čierna čiara) a ich neistota (sivé plochy). Neistota je vyjadrená ako 1x štandardná odchýlka od priemeru z viacerých modelových hodnôt (MultiModel Mean). Horný limit neistoty bol vypočítaný pridaním neistoty k viacmodelovému priemeru pre klimatický scenár SSP3–7.0. Pre dolný limit bola neistota odčítaná od viacmodelového priemeru pre klimatický scenár SSP1–2.6. Fialová čiara vyjadruje merania. Pre scenáre budúceho vývoja celkového ozónu chemicko-klimatické modely predpokladali dodržanie Montrealského protokolu a od roku 2014 vychádzali z rôznych scenárov vývoja budúcej klímy: SSP1–2.6 (nízky účinok klímy na celkový ozón), SSP2–4.5 (stredný účinok klímy na celkový ozón) a SSP3–7.0 (vysoký účinok klímy na celkový ozón).

Pri scenároch budúceho vývoja ozónu sa vychádza z predpokladu  dodržania  Montrealského protokolu a jeho dodatkov. Celkový ozón bude čoraz viac ovplyvňovať prístup k riešeniu problému  globálneho otepľovania. Pri modelovaní budúceho vývoja celkového ozónu sa používajú rôzne scenáre vývoja klimatického systému. V budúcnosti sa očakáva v spojitosti s pokračujúcim globálnym otepľovaním zosilnenie Brewerovsko–Dobsonovskej cirkulácie a s tým spojené skoršie obnovenie ozónovej vrstvy v miernom pásme a v polárnych oblastiach. Pre stredný scenár socioekonomického vývoja SSP2–4.5, sa očakáva obnova ozónovej vrstvy na úroveň z r. 1980 v miernom pásme južnej pologule (35°J – 60°J) okolo roku 2045, severnej pologule (35°S – 60°S) už okolo roku 2035 a globálne (60°S – 60°J)  v roku 2040. V polárnej oblasti južnej pologule sa očakáva obnova ozónovej vrstvy na úroveň z r. 1980 okolo r. 2065, kedy by sa mali prestať pravidelne vyskytovať ozónové diery. Obnovu ozónovej vrstvy  v miernom pásme severnej pologule a v arktickej oblasti však môžu spomaliť epizódy s výrazným úbytkom ozónu po skončení extrémne studených polárnych zím. V tropickej oblasti sa v budúcnosti očakáva, v spojení so silnejúcou Brewerovsko-Dobsonovskou cirkuláciou, mierny pokles množstva ozónu v spodnej stratosfére, mierny vzostup v hornej stratosfére – celkovo mierny pokles celkového ozónu.

Medzinárodné dohody, protokoly a zákon o ochrane ozónovej vrstvy

Prvým krokom k aktívnej ochrane ozónovej vrstvy Zeme sa stala Viedenská dohoda o ochrane ozónovej vrstvy (1985). Vykonávacím prostriedkom dohody je Montrealský protokol o látkach poškodzujúcich ozónovú vrstvu (1987). Montrealský protokol obsahuje praktické regulačné opatrenia týkajúce sa zaobchádzania s látkami poškodzujúcimi ozónovú vrstvu Zeme,  zoznam zakázaných látok poškodzujúcich stratosférický ozón a stanovuje časový harmonogram zastavenia ich výroby a spotreby. 
Agendu súvisiacu s Viedenskou konvenciou a vykonávacími protokolmi má na starosti Ozónový sekretariát Environmentálneho programu Organizácie Spojených národov (UNEP, United Nations Environment Programme), ktorý sa podieľa aj na organizovaní mnohých ďalších medzinárodných akcií, súvisiacich s problematikou ochrany ozónovej vrstvy Zeme.
Montrealský protokol bol formou dodatkov viackrát doplnený. Dodatok z Kigali (2016) sa zaoberá najmä obmedzením produkcie tých látok, ktoré síce postupne nahradili látky poškodzujúce ozónosféru, avšak  sú zároveň účinnými skleníkovými plynmi (látkami, ktoré podporujú globálne otepľovanie).
V rámci aktivít na ochranu ozónovej vrstvy Zeme hrá významnú úlohu Svetová meteorologická organizácia (WMO, World Meteorological Organization), ktorá už takmer polstoročie zabezpečuje jej monitorovanie. V rámci pôsobnosti Organizácie spojených národov má WMO poverenie poskytovať vládam vedecké informácie o stave a vývoji zemskej atmosféry a podnebia.

Abundance (parts per billion)

Modelovaná koncentrácia zlúčenín chlóru a brómu poškodzujúcich ozónosféru bez obmedzenia ich produkcie a na základe obmedzenia ich výroby podľa dodatkov Montrealského protokolu (WMO, 1998).


Globálny ozónový pozorovací systém (GO3OS, Global Ozone Observing System) je v súčasnosti začlenený do širšieho systému Svetovej meteorologickej organizácie pre environmentálny monitoring a výskum, ktorý má názov Globálne sledovanie atmosféry (GAW, Global Atmosphere Watch). Svetová ozónometrická sieť má v súčasnosti okolo 200 pozemných staníc na meranie celkového atmosférického ozónu (v SR je takouto stanicou ARC SHMÚ Poprad-Gánovce), približne 30 staníc, ktoré robia meranie vertikálneho profilu atmosférického ozónu zo zemského povrchu a takmer 40 ozónových rádiosondážnych staníc. Tieto stanice poskytujú kľúčové dáta na detekciu a štúdium zmien v ozónovej vrstve a sú tiež bázou pre zaznamenanie obnovy poškodenej ozónovej vrstvy v budúcnosti. Významnou spoločnou aktivitou WMO a ďalších 4 organizácií (NOAA, EC, UNEP a NASA) je periodické vydávanie súbornej publikácie s názvom Vedecký odhad úbytku ozónu (Scientific Assessment of Ozone Depletion), ktorá je produktom koncentrovaného úsilia stoviek vedcov podporovaných mnohými národnými a medzinárodnými organizáciami. Tento kľúčový prehľad je odbornou základňou pre pripojenie sa krajín k Viedenskej dohode a jej vykonávaciemu Montrealskému protokolu a súvisiacim dodatkom.
Generálne zhromaždenie OSN prijalo v decembri 1994 na svojom 49. zasadaní rezolúciu 49/114 o vyhlásení 16. septembra za Medzinárodný deň ochrany ozónovej vrstvy. Tento deň pripomína podpísanie Montrealského protokolu o obmedzení výroby látok poškodzujúcich ozónovú vrstvu (16. september 1987).
Slovenská republika je signatárom Viedenskej dohody o ochrane ozónovej vrstvy a  Montrealského protokolu, pripojila sa tiež k jeho dodatkom. Právne bola ochrana ozónovej vrstvy na Slovensku vyjadrená v Zákone o ochrane ozónovej vrstvy Zeme č. 76/1998 Zb. a v doplnení zákona č. 455/1991 Zb. o živnostenskom podnikaní. Na tieto zákony nadväzuje z. 321/2012 Zb. O ochrane ozónovej vrstvy Zeme a o zmene a doplnení niektorých zákonov.

Spektrofotometrické meranie celkového ozónu

Najrozšírenejšia metóda na určovanie celkového atmosférického ozónu. Pri meraní sa porovnáva zoslabenie priameho slnečného ultrafialového žiarenia pri prechode cez atmosféru na vlnových dĺžkach, ktoré ležia v spektrálnej absorpčnej oblasti ozónu a tesne mimo nich. Jedná sa o meranie pomocou diferenciálnej spektrofotometrie. Túto metódu pre určovanie celkového ozónu využívajú Dobsonove  a Brewerove spektrofotometre.  Pri meraní koncentrácie prízemného (troposférického) ozónu sa podobne porovnáva zoslabenie UV žiarenia prechodom cez určitý objem vzduchu a referenčnú vzorku,  ako zdroj UV žiarenia  sa však nevyužíva slnečné žiarenie.

Ozónový spektrofotometer

Ozónový spektrometer

Brewerov ozónový spektrofotometer MKIV 097 v ARC SHMÚ Poprad-Gánovce.


Brewerov ozónový spektrofotometer je prístroj na meranie množstva celkového atmosférického ozónu. Celkové množstvo ozónu sa určuje na základe meraní priameho slnečného UV žiarenia v oblasti piatich vlnových dĺžok UV žiarenia, ktoré je rôzne ovplyvnené absorpciou ozónom. Na  rozklad UV žiarenia do vybraných spektrálnych  oblastí  sa používa optická mriežka. Pri určení celkového ozónu sa využíva princíp diferenciálnej spektrofotometrie a vychádza sa z  modelu zoslabenia priameho slnečného žiarenia pri prechode cez atmosféru (DS meranie).  Prístroj umožňuje určovanie celkového ozónu aj pri podmienkach s oblačnosťou a tiež meranie využitím odrazeného slnečného žiarenia od Mesiaca v nočných hodinách. Na podobnom princípe, akým sa určuje celkový ozón, je možné  merať celkové množstvo oxidu siričitého. Brewerovým spektrofotometrom je tiež možné vykonávať spektrálne merania globálneho slnečného UV žiarenia a merania vertikálnych profilov koncentrácie ozónu metódou Umkehr.
Od 20-tych rokov minulého storočia sa na určenie množstva celkového ozónu používali Dobsonove spektrofotometre.  Narozdiel od Brewerovho spektrofotometra,  používa tento prístroj  na rozklad svetla optický hranol. Tieto prístroje  sa na meranie celkového ozónu používajú doteraz.
V Slovenskom hydrometeorologickom ústave je od r. 1993 inštalovaný Brewerov ozónový spektrofotometer MKIV č. 097 v Aerologickom a radiačnom centre v Gánovciach pri Poprade. Od roku 2015 je tu inštalovaný aj Brewerov ozónový spektrofotometer MKIII č. 225.  Merania celkového ozónu a UV žiarenia sa používajú pre informovanie verejnosti o stave ozónovej vrstvy, pre vedecké účely a zasielajú sa do Svetového dátového centra pre celkový ozón a UV žiarenie WOUDC Toronto a do ďalších dátových centier ( napr. EUBREWNET). Údaje o celkovom ozóne na internetovej stránke SHMÚ predstavujú merania Brewerových spektrofotometrov MKIV a MKIII v ARC SHMÚ Gánovce.

Ozónová sondáž atmosféry

Je to meranie vertikálneho profilu koncentrácie ozónu in situ pomocou meracieho zariadenia (najčastejšie býva meranie založené na elektrochemickom princípe) pripojeného na rádiosondu nesenú od povrchu do výšky pomocou balóna naplneného ľahkým plynom. Jedná sa o aerologické meranie.