オゾンの気象学

オゾンの気象学
対流圏と成層圏は大気の最も低い二つの層です。 対流圏は地球の表面の隣の層です。 平均して、それは対流圏界面と呼ばれる対流圏の頂上まで11km延びています。

対流圏では、温度は一般的に高度とともに低下します。 その理由は、対流圏のガスが入ってくる太陽放射をほとんど吸収しないからです。 代わりに、地面はこの放射を吸収し、伝導と対流によって対流圏の空気を加熱します。 この加熱は地面の近くで最も効果的であるため、対流圏の温度は、対流圏界面に達するまで高度の増加とともに徐々に低下する。 これが成層圏の始まりです。 成層圏では、温度は約20kmまで等温のままです。 その後、奇妙なことが起こります-温度は実際に高度とともに増加し始めます。 20kmで約-56.5℃の温度から、50kmで-2.5℃に上昇する。

この温度変動の理由は、オゾンが下層大気中のuvb放射を吸収するためです。 しかし、大気中では、通常の二原子酸素はuvc放射を吸収する。 それが吸収されると、それは異なる波長で再放射され、それによって成層圏を暖める。 成層圏の頂上（約50km、成層圏）では、高度が上昇するにつれて温度が再び低下し始めます。 成層圏の上では、中間圏、熱圏、外圏では有害なガンマ線とX線が吸収されます。 チャート：NASA大気オゾンチャート。

大気の循環は非常に複雑であり、多くの原因となる要因があります。 地面に到達する太陽放射の量は、緯度、年の時間、および雲のカバーのために変化します。 異なった表面材料のための比熱容量は非常に変わります。

さらに、地球の回転に起因するコリオリの力は、空気の動きに影響を与えます。 これらの要因の正味の効果は、大部分のオゾンが形成される熱帯地方から中緯度および高緯度へのオゾンの輸送である。 もちろん、地球の周りの変動のために、オゾンの動きは均一ではなく、与えられた緯度では、濃度の変動があるでしょう。

オゾンは成層圏で生成され輸送されるため、成層圏の構造と循環についてのいくつかの理解が必要である。 子午線循環、または経度線に沿った循環は、中緯度と高緯度で下降する熱帯の成層圏空気の上昇を示しています。 オゾンはこの流れによって運ばれます。

右：青色の湾曲した線で描かれたオゾンの輸送。 J.によって示されるJETSTREAMの位置”図12.5″動的気象学の紹介から。 第三版（ジェームズ-ホルトン博士、1992年。 vol. ^『国際地球物理学シリーズ』48頁、412頁。）

成層圏のもう一つの重要な特徴は、冬の間に高緯度で形成される空気の冷たいプールです。 この冷たい空気は、約25kmの下部成層圏を中心としています。 南半球の冬の空気の間に南極の近くで-90Cより冷たい温度に達することができます。 北半球では、最低気温は約-65℃に達します。CLAES温度データ

その結果、強い西風（または渦）のゾーンが形成され、各極を取り囲んでいます。 南極付近では温度コントラストが最も大きいため、南半球の冬の間にそこに形成される渦は、北半球の冬の間に形成される渦よりもかなり強い。

南極近くの成層圏の非常に寒い温度の1つの結果は、2つのタイプの極成層圏雲（PSC）の形成です。 一つは、純粋な水の氷で構成されています。 空気には水分がほとんど含まれていませんが、非常に低い温度では、これらの少量でさえ、昇華（堆積）のプロセスを通じて氷結晶を含む雲を生成するこ 他のより一般的なタイプは、水和された形態の硝酸（HNO3）で構成されています：硝酸分子は水分子に結合しています。 これらの雲の反応は、安定した形態の塩素をCl2に変換し、日光の影響下で容易に解離し、オゾンを破壊する。 これらの反応はまた、気体のHNO3を除去する。 その結果、約14-19kmの高度で下部成層圏内のオゾンがほぼ完全に破壊されます。 太陽に照らされた条件の下で、HNO3は光分解を経、NO2を解放します。 その後、NO2はClOと反応し、オゾンとの反応からそれを除去する。

Pscの形成に必要な非常に寒い温度のために、北半球での発生のピーク確率は月上旬に約10％に過ぎません。 南半球では、それらは空間的な範囲と時間的な期間が異なるが、毎年発生している。CLAES Antartctic PSC観測を示す画像。

この図は、PSCsが期待できる場所を示しています。 多くの場合、大気中の垂直位置は大気圧によって参照されます。 Hectopascalsは使用される通常の単位です。 最大の発生は68hPa（ヘクトパスカル）の圧力であり、高度は19kmよりわずかに小さい。 示されている最低圧力は14hPa、約29kmです。