Mi történt az ózonpajzzsal és az UV-sugárzással?
Lassan húsz év telik el az antarktiszi ózonlyuk felfedezése óta, és ezen idő alatt sok minden történt. Bizonyítottá vált, hogy a légkör ózontartalma folyamatosan fogy, és 1995-ben három kutató (M. J. Molina, F. Sherwood-Rowland és P. J. Crutzen) megkapta a kémiai Nobel-díjat az ózoncsökkenésért felelős fizikai-kémiai folyamatok pontos leírásáért. Nemzetközi egyezmény született az ózonréteg védelmére, amelynek keretében az aláíró országok vállalták az ózonkárosító anyagok ipari felhasználásának az aláírtakban foglaltak szerinti ütemezésű csökkentését, majd teljes megszüntetését. Az eredeti egyezményben foglalt ütemezést, az igen gyors pusztulási folyamatot látva, többször szigorítottak. Becslések szerint a sztratoszféra fizikai-kémiai állapotának perturbáltsága századunk második felére szűnhet meg, de a becsléseket persze csak nagy bizonytalansággal lehet elvégezni, így elvileg még az sem kizárt, hogy nem következik be a visszarendeződés. Az ózonlyuk egészen a legutóbbi évekig majdnem évről évre rekordot döntött, vagy a mért legalacsonyabb ózonérték tekintetében, vagy kiterjedésének nagyságával, amely eddig 2003-ban volt a legnagyobb. A mérsékelt övi ózoncsökkenés mértéke viszont a 90-es évek második fele óta mintha javuló tendenciát mutatna.
Mielőtt rátérünk az alapos elemzésre, ki kell térnünk néhány elengedhetetlen ismeret tárgyalására. Fontos megismerkednünk a sugárzásátvitel fogalmával, a Napból érkező elektromágneses sugárzással és azzal, hogyan keletkezik az ózon a légkörben. Ezen háttérismeretek egy része már szerepelt a lapban e sorok írója tollából. Az elektromágneses sugárzásról és a légköri sugárzásátvitelről
A Napból a földfelszínre érkező sugárzásról már mindenki tapasztalhatta, hogy különböző színekből áll. Mindenki gyönyörködött már a harmat- vagy vízcseppen megtörő napfény szivárványszíneiben. A látható fényt a vízcsepp színeire bontja, így láthatóvá válnak a vörös, narancs-, sárga, zöld, kék és ibolyaszínű összetevők.
Az elektromágneses sugárzás hullámok formájában terjedő elektromágneses energia. Elektromágneses sugárzást minden test bocsát ki, de hogy a legerősebben melyik hullámhossztartományban sugároz, azt hőmérséklete határozza meg. Az olyan forró égitestek, mint a csillagok (pl. a Nap), főként a látható tartományban sugároznak, míg a hidegebb testek (pl. a Föld vagy az emberi test) a hosszabb hullámhosszúságú infravörös tartományban. Hadd jegyezzük meg, nem véletlen, hogy a Nap a látható tartományban bocsátja ki energiájának döntő hányadát, azaz igazából fordítva: nem véletlen, hogy az emberi szem érzékenysége abba a tartományba esik, ahol a Nap a legerősebben sugároz. Ezért hívjuk látható tartománynak. Így volt praktikus kialakítania az evolúciónak; a szem érzékenysége még a látható tartományon belül is ott a legnagyobb, ahol a földfelszínre érkező sugárzásintenzitás a legnagyobb.
Az elektromágneses spektrum tartományai nyilván ismerősek lesznek az olvasónak, legfeljebb az nem annyira közismert, hogy e sugárzások mind ugyanannak az energiaterjedési formának, az elektromágneses sugárzásnak a részei, köztük csak a hullámhosszban van különbség. A következő hullámhosszokat különböztetjük meg a rövidebbektől a hosszabbak felé haladva: gamma-, röntgen-, ultraibolya, látható, infravörös és rádiótartomány. A napsugárzás legjelentősebb hányada tehát a látható és az infravörös tartományba esik.
Az elektromágneses sugárzás, miután kilépett a Nap fotoszférájából, gyakorlatilag számottevő változás vagy veszteség nélkül jut el a ritka bolygóközi téren át a Föld légköréig. Behatolva kölcsönhatásba lép a légkör molekuláival, atomjaival, és jelentősen módosul. A légkör alkotórészei egyrészt az eredeti haladási iránytól eltérítik (szórják), másrészt a légköri felhők típusuktól függő mértékben reflektálják egy részét. A kettő eredményeként a légkörbe érkező napsugárzás tekintélyes hányada távozik a világűrbe, ami veszteségnek tekinthető a Föld-légkör-rendszer számára. Ezeken túl a napsugárzás energiájának egy része ún. fotokémiai reakciókra (sok légköri kémiai reakció a napsugárzás hatására megy végbe, pl. az ózon is ilyen reakcióval keletkezik), valamint ionizációra fordítódik.
A földfelszín felé haladó napsugárzást módosító további fizikai folyamat a légkör egyes alkotóinak (atomok, molekulák, aeroszolok) elnyelése; az elnyelő anyagok közül a legismertebb a vízgőz, a szén-dioxid és az ózon. Az említett folyamatok eredményeképpen a felszínt elérő napsugárzás jelentősen gyengül, és spektrális összetétele is változik a légkör felső határára beérkezőhöz képest, ami jól látható az 1. ábrán. Összehasonlítható a légkör felső határára érkező spektrum és a földfelszínre érkező. A napsugárzás spektrális intenzitásának pontos mérése lehetőséget nyújt a légkörben levő abszorbeáló anyagok koncentrációjának meghatározására, például ezt kihasználva történnek mind a felszínről, mind a műholdról végrehajtott ózontartalom-meghatározások.
Az ózonréteg vagy ózonpajzs
Ultraibolya (UV-) sugárzásnak az elektromágneses spektrum 100 nm és 380 nm hullámhosszok közti részét hívjuk (a nm a nanométer jele, 1 nm=10 -9 m). Három részre osztjuk: UV-C (100-280 nm), UV-B (280-320 nm) és UV-A (320-380 nm). A Napból a földfelszínre beérkező UV-sugárzás a teljes napsugárzásnak mindössze 6 százalékát teszi ki. Legnagyobb részét a légkörben található ózon nyeli el, így az ózon mennyiségének döntő szerepe van a felszínt érő UV-besugárzás erősségének mértékében. A levegőben már nagy magasságokban elnyelődik belőle a legrövidebb hullámhosszúságú rész, így a légkörben a kb. 200 nm alatti tartományt nem találjuk meg. Igazából fordítva kellene elmesélnünk a folyamatokat: ugyanis pont az UV-sugárzás, azon belül is az UV-C-tartomány biztosítja a szükséges energiát azon fotokémiai reakciók létrejöttéhez, amelyekben a légköri oxigénből ózon keletkezik. Ez két lépésben történik. Először felbomlik az oxigénmolekula, majd a két oxigénmolekula egy harmadikkal összeállva ózonmolekulát képez. Ez a reakció a légkörben mindenütt lezajlik, ahol rendelkezésre állnak UV-C-fotonok és oxigén. Kérdés, hogy hol és mennyi áll rendelkezésre. Ehhez képzeletben kövessük végig egy sok fotonból álló, tetszőleges UV-C-sugárnyaláb útját, amint a légkör tetejére érve halad a földfelszín felé. (A valóságban ezt nem tudjuk megtenni, mert egy külön nyalábot csak úgy nem tudunk megfigyelni, csupán mérésekből, vagy elméleti úton lehet kiszámolni, hogy mi történik.)
A sugárnyaláb halad lefelé a légkörben, és azt vesszük észre, hogy fotonjai különböző atomoknak ütközve ionizálják azokat, azaz elektromos töltéseket "gyártanak": szabaddá teszik a különböző atomokhoz kötött elektronokat, és ezáltal maguknak az atomoknak is töltésük lesz. Ez viszont a fotonok "életébe" kerül: eltűnnek, mivel csak a maguk által hordozott energiaként léteztek, most viszont ez az energia elhasználódott az ionizációra. Tehát néhány fotonnyi mennyiséggel már gyengült a sugárnyalábunk. Továbbhaladva több más fotonja is ionizál, így intenzitása tovább csökken. Eközben más módon is további fotonokat veszít: egyrészt a légkörben már ott lévő ózonmolekulák elnyelik a fotonjai egy részét, fotonjainak egy másik csoportja pedig különféle fotokémiai reakciókhoz ad energiát, és ezáltal szintén semmivé válik, azaz megszűnik fotonnak lenni. E fotokémiai reakciók egyike az a folyamat, amelyben az oxigénből ózon keletkezik. Ahogy sugárnyalábunk egyre lejjebb halad, mind több oxigénmolekula áll rendelkezésre ahhoz, hogy ózont gyártson belőlük. Így egyre nagyobb mértékben csökken az energiája. Egyszer csak úgy elfogy, hogy már nem képes számottevő mennyiségű ózont termelni. Ez körülbelül a 10-15 km-es magasságban történik. Ezért hiába van az alacsonyabb magasságokban egyre több oxigén, az UV-C-sugárzás már gyakorlatilag nem képes ózont gyártani. Ennek az a következménye, hogy az ózonnak egy nagyon jellemző, magasság szerinti eloszlása alakul ki (l. a 6. ábrán a zavartalan esetre vonatkozó görbét). Van egy magassági tartomány (kb. a felszín fölött 15 és 35 km-re), ahol különösen sok az ózon. Ezt hívják ózonrétegnek, vagy ózonpajzsnak.
A légkör legalsó, kb. 10 km-es rétegében az összes ózonnak csupán 10 százaléka található. Ezáltal az ózon a felszíntől a légkör felső határáig mindenütt megtalálható. De miért van itt ózon, ha azt mondtuk, hogy lejjebb már csak elhanyagolható mennyiségben keletkezik? Ennek két oka van. Az egyik, hogy jelentős átkeveredés alakulhat ki a sztratoszféra és a troposzféra között, és ilyen esetekben tud lejutni ózon a troposzférába. A másik az, hogy a legalsó rétegekben ózon másféle úton is keletkezhet, főként szennyezett levegőben, de ez külön téma.
Még egy folyamatról szót kell ejteni, ha teljesen tiszta képet akarunk kapni az UV-sugárzásról; ez a szórás. Bonyolult fizikai folyamat, amelyet itt nem részletezünk. Annyit azonban fontos róla elmondani, hogy az elektromágneses sugárzás annál erősebben szóródik, azaz térül el az eredeti haladási iránytól, minél rövidebb a hullámhossza. Az UV-tartományban már igen jelentősek a szórási folyamatok, így a tárgyalt tartomány legrövidebb hullámhosszúságú része a szórás miatt is gyengül.
A napsugárzás az ózon bomlásában is szerepet játszik: keletkezés és bomlás a Föld életében évezredeken, évmilliókon át egyensúlyban volt. A legtöbb ózon az Egyenlítő környékén keletkezik, hiszen átlagosan ott a legnagyobb a besugárzás, de a légáramlatok messze elsodorják, így a légkörben az Egyenlítőtől a pólusokig mindenütt jelen van.
Az UV-sugárzás és az ózontartalom kapcsolata
Az ózongáz számottevő mértékben elnyeli az UV-sugárzás rövidebb hullámhosszú részét, így ez is erősen hozzájárul ahhoz, hogy a felszínre már gyakorlatilag nem érkezik le 280 nm-nél rövidebb hullámhosszú sugárzás. Ugyanakkor az ózon abszorpciója nagyon erősen csökken a hosszabb hullámhosszok felé haladva.
A felszínre lejutó UV-sugárzás nagyon veszélyes lehet. Sokan tudják, hogy a megnövekedett UV-sugárzás fokozza a bőrrák kialakulásának kockázatát, roncsolja az immunrendszert, káros a szemre stb. Csak annyit jegyzünk meg, hogy az UV-sugárzás abban a hosszú időszak alatt feltehetőleg eléggé változatlan mennyiségben, amelyhez az élőlények többsége alkalmazkodott, nem káros, sőt nagyon fontos, hiszen D-vitamin-képző.
A légköri ózon a Napból érkező biológiailag aktív UV-sugárzásnak 90 százalékát szűri ki. Saját méréseinkre alapozott számításaink szerint a légköri ózonmennyiség 1 százalékos csökkenése hatására a felszínre érkező UV-sugárzás 1,2 százalékkal növekszik (enyhe napmagasságfüggéssel), amely értékkel majdnem egyező értéket kaptak külföldi kutatók is. Ennek a mennyiségnek a neve RAF (Radiation Amplification Factor = sugárzás erősítési tényező), ami kicsit pongyola elnevezés, hiszen nincs benne a - szakemberek számára persze nyilvánvaló - lényeg: hogy ez az ultraibolya sugárzásra vonatkozik. Olyan napokon, amikor nagyobb az ózontartalom, kisebb lesz az UV-besugárzás.
Fontos tudni, hogy ez a teljes UV-B-tartományra vonatkozik, azonban az ózoncsökkenés által kiváltott UV-B-növekedés nem ugyanolyan mértékű a különböző hullámhosszokon, és ez újabb veszélyt rejt magában a bioszférára nézve. Spektrális UV-sugárzásméréseink tanúsága szerint adott mértékű ózoncsökkenésre a hullámhossz csökkenésével egyre nagyobb az UV-sugárzás növekedése. A hullámhossz csökkenésével növekszik a százalékos UV-B-növekmény. Ebből egyből felismerhetjük az ózoncsökkenés egy újabb és nagyon fontos veszélyes következményét, azt, hogy az ózoncsökkenéssel olyan nagy energiájú rövidhullámú UV-sugarak erőssége is számottevővé válhat, amilyenek eddig nem érték az élő szervezeteket.
A felszínt érő UV-besugárzás mennyisége nem csak az ózontartalomtól függ. Három nagyon fontos befolyásoló tényező van még: a napkorong horizont feletti magassága, az égbolt borultságának mértéke és a légkör aeroszoltartalma. Az UV-sugárzásnak ezen paraméterekkel való kapcsolatáról részletesen írtunk az említett cikkben, így most ezekre nem térünk ki. Fontos megjegyezni, hogy a szennyezett városokban lakók kevésbé vannak kitéve az UV-sugárzás veszélyeinek: az aeroszol elég jelentős mennyiségben elnyeli az UV-sugárzást, így az egyfajta védelmet ad a lakosságnak. Kissé bizarr, de így van: azok az anyagok védik meg a káros UV-sugaraktól, amelyek más módon viszont károsítják.
A biológiailag hatékony UV-sugárzás (UV-B-sugárzás)
Ha nagy pontosságú spektrofotométerrel megmérjük, hogy egy adott pillanatban mekkora a felszínre érkező UV-sugárzás intenzitása, azzal pontosan megtudjuk, hogy mekkora sugárzási teljesítmény érkezik be, de ebből még nem tudjuk megmondani, hogy mekkora ennek a besugárzásnak a biológiai hatékonysága. Hogyan lehet ezt kitalálni? Ehhez ismernünk kell az adott biológiai rendszer "válaszát" a sugárzásra, azaz melyik hullámhosszon mennyire érzékeny az UV-sugárzásra. A biológiai rendszer válaszára talán ismertebb az emberi szem érzékenységeloszlása. A szemünk sem egyformán érzékeny a látható tartományon belül. Valahol a zöld és a sárga határán van a maximuma (ott, ahol a napkorongból érkező sugárzás a legerősebb), és két irányban csökken. Így van ez más biológiai rendszereknél is, például az emberi bőr esetében is. A bőr érzékenysége erősen csökken 300 és 320 nm között, és a hosszabb hullámhosszokra már alig érzékeny a bőrünk: azokból nagyobb dózist se "érez meg". A bőr érzékenységének a spektrális eloszlását Erythema-spektrumnak hívjuk.
Az elmondottak jól érzékelhetőek a 2. ábrán, ahol egy adott időpontban általunk mért UV-spektrum látható. A vízszintes tengelyen a hullámhossz látható, a függőlegesen pedig a különböző hullámhosszokon mért UV-besugárzás. A vastag vonal az ún. fizikai intenzitást, azaz a beérkező sugárzás erősségét mutatja, a vékony pedig a biológiailag hatékony intenzitást, ami nem más, mint a fizikai spektrumnak, és az Erythema-spektrumnak mint függvényeknek a szorzata. Megfigyelhetjük, hogy az UV-spektrumnak azon a részen (az ábra jobb oldalán), ahol jóval nagyobbak az intenzitások, a biológiailag hatékony besugárzás kisebb. A biológiailag hatékony sugárzást röviden szoktuk UV-B-sugárzásnak hívni, mert majdnem azonosítható intenzitásában az UV-B-tartománnyal.
Ezekből világos, hogy ha az UV-sugárzásnak valamilyen iparilag előállított anyagon okozott roncsoló hatását vizsgáljuk, akkor a fizikai sugárzáserősségekkel kell dolgoznunk, viszont ha a lakosságot tájékoztatjuk, hogy mekkora az UV-sugárzás erőssége, mennyire legyenek elővigyázatosak pl. a napozással, akkor a biológiailag hatékony intenzitást kell használnunk.
A légköri ózon földrajzi eloszlása
A légköri ózonmennyiség mértékegysége a Dobson-egység, jele: DU (az angol változatból: Dobson Unit). Egy DU annak az ózonrétegnek a vastagsága századmilliméterekben, amely a földfelszíni mérési pont fölött kialakulna, ha a légoszlopban lévő összes ózon hőmérséklete és nyomása a felszíni értéket venné fel.
Az ózon földrajzi eloszlása elsőre meglepő képet mutat, hiszen a légkör átlagos ózontartalma a földrajzi szélesség növekedésével nő. A keletkezési mechanizmusok ismeretében ugyanakkor nyilvánvaló, hogy a legtöbb ózon a Föld azon területei fölött keletkezik, ahol a legnagyobb a beérkező sugárzás mennyisége, azaz az Egyenlítő vidékén. Hogyan lehetséges ez? Két oka van: egyrészt az, hogy az ózonbontó kémiai reakciók hatékonysága a pólusok felé haladva csökken a beeső sugárzás gyengülése miatt, másrészt a jelenség magyarázata a sztratoszféra áramlási viszonyaiban keresendő. Utóbbi okok rejtőznek az ózontartalom átlagos évi menetében is, amely szerint adott földrajzi szélességen ősszel mérjük a legalacsonyabb, és tavasszal a legmagasabb ózonértékeket. Ez az éves menet alig érzékelhető az Egyenlítő vidékén, de a pólusok felé haladva egyre kifejezettebb. A felszín adott pontja fölött mért ózontartalom nagyon változékony, mivel a sztratoszféra áramlásai erőteljesen befolyásolják. Olykor egyik napról a másikra jelentősen változhat az ózon mennyisége adott hely fölött. Extrém esetben akár a 25-30 százalékot is elérheti a változás mértéke.
Hosszú távon befolyásolja az ózon mennyiségét a naptevékenység, az egyenlítői sztratoszféra egy tipikus és különleges jelensége, a kvázikétéves oszcilláció, valamint azok a vulkánkitörések, amelyek után a vulkáni anyag igen magasra (20-25 km-re vagy följebb) jut.
Mi történt a légköri ózonnal az elmúlt évtizedekben?
Milyen tendenciák tapasztalhatóak a légköri ózon mennyiségében. Ha erre választ akarunk kapni, háromfelé kell bontani, földrajzi egységek szerint: 1. az antarktiszi ózonlyuk 2. arktiszi területek 3. közepes földrajzi szélességek. Azért kell megtennünk ezt a szétbontást, mert az adott földrajzi egységeken különböznek a körülmények, és ezáltal kissé módosulnak a kiváltó okok.
Antarktisz (ózonlyuk)
Vessünk egy pillantást a Halley Bay-mérőállomás 1956-2001 időszakra vonatkozó adatsorára, amely jól jellemzi az egész térség helyzetét. Ez volt az az antarktiszi mérőállomás, amelynek adatai alapján elsőként sikerült kimutatni az ózonlyukat a British Antarctic Survey kutatóinak 1985-ben. A 3. ábrán a kritikus szeptember-novemberi, illetve a január-márciusi időszakok sokéves átlagtól számított eltéréseinek időbeli menetét láthatjuk. Szembetűnő az ózoncsökkenés megjelenése a 80-as évek kezdetétől. A csökkenés tendenciája töretlen a 90-es évek első feléig. Az azóta eltelt évek alatt a csökkenő jelleg megállt, vagy legalábbis alig érzékelhető, a 90-es évek első felére jellemző állapot stagnálása figyelhető meg.
A 4. ábrából megtudhatjuk, hogyan változott az ózonlyuk mérete az évek folyamán. A pontok az adott évben megfigyelt átlagos terület nagyságát, a pontokhoz tartozó szakaszok alsó és felső határai pedig az adott évben előfordult maximális és minimális területet jelölik. A viszonyítás megkönnyítésére az ábra függőleges tengelyén fel van tüntetve az Antarktisz és Észak-Amerika területének nagysága. Idekapcsolódik az 5. ábra, amelyen az ózonlyuk területének és formájának változását követhetjük nyomon négy kiválasztott évre. Míg az ózonlyuk területe az évek során növekedett, addig a minimális ózonértékek egyre alacsonyabbak voltak.
Korábban már volt róla szó, hogy a sztratoszféra hőmérséklete, és a kialakuló ózoncsökkenés között szoros összefüggés mutatkozik. Az alacsony hőmérsékletek elősegítik a sztratoszferikus felhők kialakulását, amelyeknek meghatározó szerepük van az ózonroncsoló folyamatok kialakulásában, amelyek során a klór és a bróm erőteljes ózonpusztítást idéz elő. A 6. ábra az ózon függőleges eloszlását mutatja az ózonlyuk alatti, és egy zavartalan időszakba eső időpontban. Feltüntettük a bemutatott ózonprofil idején mért függőleges hőmérsékleti eloszlást. Megfigyelhetjük, hogy pont abban a magasságban fordulnak elő a legalacsonyabb hőmérsékletek, ahol a legnagyobb ózoncsökkenést mérték, ami jól bizonyítja azt, hogy kapcsolat van az ózoncsökkenés és a sztratoszferikus hőmérséklet között.
A antarktiszi ózonlyuk helyzetét a következőképpen foglalhatjuk össze: javuló tendenciáról még nem beszélhetünk, de látható, hogy a helyzet lényegesen nem romlott tovább.
Arktisz
Az antarktiszi területeken kívül az ózoncsökkenés legerősebben az északi félteke magasabb szélességein, az arktiszi területek felett jelentkezik. Az Északi-sark körül a legalacsonyabb értékek március, április hónapban, tehát a tavasz kezdetén figyelhetők meg. Míg az antarktiszi ózonlyuk esetében nem tapasztalható kedvező tendencia, addig az arktikus területeken mintha ennek jelei már fellelhetők lennének.
Fontos még egy tényt megemlíteni, ha teljes képet akarunk kapni az arktikus sztratoszféra állapotának perturbáltságáról. Főleg a 90-es évek kezdetétől jellemzőek az arktikus sztratoszférára a rövid időtartamú, de a csökkenés mértékét tekintve jelentős, epizódszerű, télen és kora tavasszal bekövetkező jelenségek. Ezek az antarktiszi ózonlyuk "kistestvérei", amelyeket olykor az áramlások egészen hazánk szélességéig is lesodornak. Az antarktiszi ózonlyukhoz hasonló méretű és erősségű ózonlyuk az északi poláris területeken nem tud kialakulni. Ennek oka az, hogy az északi arktikus vidékeken van szárazföld, amelynek domborzata, kiemelkedései nem hagyják az olyan stabil örvénylés kialakulását a téli időszakban, mint amelyik jellemző jelenség a déli poláris vidékeken, és amely gyakorlatilag kizárja az áramlás lehetőségét a magasabb és alacsonyabb szélességek között. Az arktikus sztratoszféra ezért mindig kb. 10 fokkal melegebb az antarktikusnál.
Ezeknek a jelenségeknek a gyakorisága jellemző az arktikus területek feletti ózoncsökkenésre. A 90-es évek elejének téli időszakaiban ezeket az epizódokat átlagosan kb. kétszer olyan hosszú ideig figyelhettük meg az északi félgömb magasabb földrajzi szélességei fölött (sőt gyakran a közepes szélességek felett is), mint az utóbbi évek hasonló időszakaiban. Ez javulást mutat, ugyanakkor 2001-2002 telén éppen az említett jelenség erősödését figyelhettük meg. Ez is mutatja, mennyire nehéz manapság még egyértelmű választ adni arra a kérdésre, hogy mutatkozik-e javulás az ózon állapotában.
Közepes szélességek
Ez azért is fontos számunkra, mert mi is ezen a vidéken élünk. Az ezen területek felett tapasztalt ózoncsökkenés menetében az utóbbi időben határozott változás tapasztalható (7. ábra). Már említettük, hogy az alacsony szélességeken nem mutatkoznak az ózoncsökkenés jelei, és a jelenség a pólusok felé haladva válik egyértelművé. A közepes szélességek esetén az ózoncsökkenés szempontjából a 90-es évek eleje volt a mélypont. Az azóta eltelt időszakban az adatok némi javuló tendenciát mutatnak. Hasonló következtetést vonhatunk le saját mérési adatsorunkból, amelyek az Országos Meteorológiai Szolgálat Pestszentlőrincen lévő Marczell György Főobszervatóriumában folyó felszíni Nap-spektrofotometriás méréseinkből származnak, amely mérések egyébként a legpontosabbak, a műholdas mérésekhez is ezeket használják referenciának. Ha kiszámítjuk az egész évek átlagainak a sokévi átlagtól való eltérését, érzékelhető, hogy 1969-től egyre több volt a negatív anomáliájú év, de trendszámítással egyértelmű csökkenő trendet kapunk. A legnagyobb negatív anomáliák 1992-ben, 1993-ban és 1995-ben voltak. Azóta enyhe növekvő tendencia mutatkozik az ózontartalomban.
A leírtak alapján
annyit mindenképpen mondhatunk, hogy az ózontartalom csökkenésének
rendkívül fenyegető tendenciájú csökkenése egyelőre kedvező irányba
változott.
Trendek az UV-B-sugárzásban
Az ózonnal ellentétben az UV-B-sugárzásról sajnos nem állnak rendelkezésre megbízható több évtizedes adatsorok, csak néhány kampányszerű méréssorozat eredményei. Ennek oka legfőképpen az, hogy az igazán pontos UV-sugárzásmérő berendezések igen drágák, és amíg nem volt égető szükség az UV-mérésekre (az ózoncsökkenés felismerése előtt), addig szinte "csak" alapkutatásokban vizsgálták, és ilyen drága "játszadozásra" még a gazdagabb országokban sem egyszerű anyagi fedezetet találni. Ennek következtében az UV-B-sugárzás hosszú távú változásairól csak számított információink vannak. Ezek pontosítására és annak kiszámítására, hogy milyenek lehettek a "normális" UV-B-sugárzási viszonyok, és mit jelentenek a jelenleg tapasztalható UV-B-szintek ezekhez képest (azaz a cél egyfajta UV-B-klimatológia megalkotása), indul el 2004-től a COST726 európai uniós kutatási program, amelyben az Országos Meteorológiai Szolgálat két szakembere, köztük e sorok írója is részt vesz.
Nézzük, mit tudunk idáig. Kiszámították, mekkora lehet a felszínre érkező UV-B-sugárzás átlagos növekedése különböző nagyobb területegységekre és időszakokra nézve. Ezek csak tájékoztató jellegű átlagos értékek, nyilván a növekedések nagyon körülményfüggők (pl. hegyvidékeken a korábban ismert okok miatt nyilvánvalóan erősebb a növekedés, mint városok közelében, de egyes ipari területeken, nagyvárosokban csökkenés is előfordul). Az eredmények a következőket mutatják:
Északi félgömb,
közepes szélességek, téli/tavaszi időszak: 7%
Északi félgömb, közepes szélességek, nyári/őszi időszak: 4%
Déli félgömb, közepes szélességek, teljes évekre: 6%
Antarktisz, tavaszi időszak: 130%
Arktisz, tavaszi időszak: 22%
Milyen jövőnek nézünk elébe?
Ez igen nehéz kérdés, nem is célunk megválaszolni, ráadásul ma még nem is nagyon lehet. Azonban úgy gondoljuk, hogy egy-két ezzel kapcsolatos gondolat nélkül nem zárhatjuk le a témát, hiszen a nagyon várt, és most már talán a mérési adatok alapján is egyre inkább joggal várható kedvező visszaalakulás esetleges elmaradása esetén bekövetkező tragédia túl nagy ahhoz, hogy ne szóljunk néhány szót a jövőről. Tudni kell, hogy az ózoncsökkenésnek csak az egyik súlyos következménye a felszínre érkező UV-sugárzás növekedése, és a rövidebb hullámhosszok nagyobb intenzitásban való megjelenése. Az alsó sztratoszférában lévő nagy mennyiségű ózon jelentős UV-elnyelése következtében melegíti a sztratoszférát, azaz ott a hőmérséklet jóval magasabb annál, mint amekkora ózon nélkül lenne. Ha hosszú távon (klimatikus skálán) csökken a sztratoszféra ózontartalma, akkor azoknak a rétegeknek a hőmérséklete is csökkenni fog. Ez viszont a globális légkörzés megváltozását vonja maga után, aminek viszont katasztrofális következményei lehetnek az egész földi civilizációra (sőt nyilvánvalóan az egész bioszférára) nézve.
Le kell szögezni,
hogy feltétlenül vannak biztató jelek. Ugyanakkor a modellszámítások
eredményei nem egyértelműek, a helyzet bonyolult. Ilyen komplex fizikai
rendszer távoli jövőbeli állapotának megbecslése nagyon nehéz, és
rengeteg bizonytalansági tényezőt hordozó probléma. Ebből kifolyólag
a számított visszaalakulási folyamatoknak egy sokasága létezik, amelynek
ismerjük két határát, amelyeken kívül biztosan nem futnak a visszaalakulási
folyamatot mutató görbék, és a legvalószínűbb visszaalakulási görbék
a két határ közti sáv közepéhez közel eső görbék. Ez utóbbiak 2080
környékén érik el a perturbáció előtti állapotot. Ugyanakkor az alsó
határ körüli görbék sosem érik el az eredeti állapotot, tehát aggasztó
a dologban, hogy létezik olyan lehetséges - bár kétségkívül kisebb
valószínűségű - "jövőkép", amelyben nincs teljes visszarendeződés.
Ez azt jelenti, hogy ma még nem tudjuk pontosan, hogy az egyelőre
hatásosnak tűnő beavatkozás (a nemzetközi egyezményekben foglaltak
végrehajtása) még a folyamat reverzibilis szakaszában történt-e.
| Természet Világa, | 135. évfolyam,
6. szám, 2004. június http://www.chemonet.hu/TermVil/ http://www.kfki.hu/chemonet/TermVil/ |