Fyzická geografie - Zapisky PDF

Z0026 Fyzická geografie Zpracovala: Veronika Dufková Rozsah: 4/0/0 Ukončení: zk Kredity: 7 kr Cíle předmětu a výstupy z učení: Předmět podává základní představu o subsystému fyzickogeografické sféry Země se z...

Z0026 Fyzická geografie Zpracovala: Veronika Dufková Rozsah: 4/0/0 Ukončení: zk Kredity: 7 kr Cíle předmětu a výstupy z učení: Předmět podává základní představu o subsystému fyzickogeografické sféry Země se zaměřením na jednotlivé procesy a jevy, které se v ní odehrávají. Zároveň jde o prezentaci vzájemného propojení a souvislostí odehrávajících se procesů, objasnění příčin a mechanismů jejich fungování s uplatněním složkového a celostního pohledu. Výukové výstupy jsou následující: - naučit se základům jednotlivých disciplín fyzické geografie; - rozumět vztahům mezi fyzicko-geografickými složkami krajiny. Literatura: Povinná literatura: STRAHLER, Alan H. Introducing Physical Geography. 5. vyd. Wiley, 2010. 656 s. ISBN 0-470-13486-0. Doporučená literatura: STRAHLER, Alan H. a Zeeya MERALI. Visualizing physical geography. Hoboken, N.J.: John Wiley & Sons, 2007. xxxi, 592. ISBN 9780470095720. Výukové metody: Teoretická příprava - přednášky. Látka z přednášky je procvičována v rámci navazujícího předmětu Fyzická geografie - cvičení (Z0026c). Metody hodnocení: Student by měl prokázat znalosti základních pojmů, pochopení základních procesů a jevů, jejich mechanismů, včetně role jednotlivých složek fyzickogeografické sféry. Zároveň jde o vytvoření celostního pohledu na procesy a jevy odehrávající se ve fyzickogeografické sféře, v jejich vzájemném propojení a souvislostech. Úspěšné zakončení předmětu vyžaduje absolvování písemné zkoušky. Zkouška má písemnou podobu a skládá se ze sady otázek, které pokrývají všechna přednášená témata. Písemka obsahuje otázky s různou bodovou hodnotou podle jejich obtížnosti. Aktuálně, pro ukončení předmětu v podzimním semestru, předpokládáme písemku prezenční formou na fakultě ve skupinách po 10 studentech. (V souladu s aktuálním nařízením vedení fakulty) Pokud by se do termínu písemky fakultní nařízení změnila, budeme Vás informovat e-mailem. Klasifikace podle bodového zisku z písemky je následující: 22,5 - 24,8 b E 24,81 - 27,1 b D 27,11 - 29,4 b C 29,41 - 31,7 b B 31,71 - 34 b A - učit se obrázky !! - 1. zápočťák - 6 témat (en. bilance, teplota vzduchu…) - v čas cvičení (50 minut) - forma výběru z možností, doplňování (pojmy), 4 otevřené otázky + schémata + obrázky - 24 otázek (až 48b) 1  1 Úvod do studia fyzické geografie - fyzická geografie - vědní disciplína v rámci geografických věd, zabývající se studiem fyzickogeografické sféry Země - z časového a prostorového hlediska popisuje, studuje a prognózuje procesy a jevy, které se v ní odehrávají - geosféry fyzickogeografické sféry Země: a. Zemská kůra s georeliéfem – nejsvrchnější vrstva pevného zemského tělesa, jejíž povrch se označuje jako georeliéf – geomorfologie b. Atmosféra – plynný obal Země (po ozonovou vrstvu) – meteorologie a klimatologie c. Hydrosféra – geosféra tvořená vodami oceánů a pevniny – hydrologie d. Kryosféra – část zemské kůry a hydrosféry, jejíž teplota je po více než 2 roky pod bodem mrazu – glaciologie e. Pedosféra – půdní pokryv na povrchu pevnin – pedogeografie f. Biosféra – geosféra s podmínkami pro život a trvale obydlena živými organismy – biogeografie - fyzickogeografická + socioekonomická sféra = krajinná sféra Země -> geografie se zabývá studiem krajinné sféry Země 1.1 Vrstvy atmosféry PODLE TEPLOTY A. Troposféra - nejnižší vrstva atmosféry, sahá od zemského povrchu do výšky přibližně 8 km v polárních oblastech a 18 km kolem rovníku - teplota vzduchu zde klesá s výškou (cca o 0,65 °C na 100 metrů) - aréna povětrnostních jevů (oblaka, bouřky atd.) - v troposféře je největší hustota vzduchu - tropopauza – přechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou (teplota se v ní s výškou nemění – tzv. izotermie, nebo roste – inverze), s výjimkou jet streamů B. Stratosféra - růst teploty vzduchu s výškou (teplotní inverze oproti troposféře a tropopauze), hlavně v důsledku pohlcování sluneční záření ozonem - sahá do výšky asi 50 km, slabá výměna vzduchu s troposférou – obsahuje málo vodní páry a aerosolů - ve výšce kolem 30 km se je ozonová vrstva, která chrání zemský povrch před UV zářením - stratopauza C. Mezosféra - končí ve výšce kolem 85 km - mezopauza D. Termosféra - odpovídá heterosféře - sahá do výšky přibližně 600 km - teplota zde s výškou stoupá a to až na přibližně 1400 °C - vyskytuje se zde polární záře - termopauza E. Exosféra - sahá do výšky, kde ještě vzduchové částice rotují spolu se Zemí, někdy se ale jako výška exosféry uvádí cca 10 000 km PODLE KONCENTRACE IONTŮ A VOLNÝCH ELEKTRONŮ A. Neutrosféra - sahá přibližně do 65 km a obsahuje převážně neutrální částice B. Ionosféra - koncentrace iontů a volných elektronů vysoká -> odrážejí se od ní rádiové vlny - Jižní a severní polární záře vznikají interakcí mezi nabitými částicemi, které se vyskytují v ionosféře, a magnetickým polem Země PODLE CHEMICKÉHO SLOŽENÍ A. Homosféra - sahá přibližně do výšky 100 km a vzduch je zde dobře promíchaný B. Heterosféra - těžší prvky se vyskytují jen v nižších oblastech a promíchávání s výškou slábne 2  2 Globální energetická bilance Země 2.1 Elektromagnetické záření - hlavním energetickým zdrojem pro Zemi je Slunce – sluneční záření: a. Korpuskulární (částicové) – vzniká při termonukleárních reakcích na Slunci, ovlivňuje procesy, které jsou ve vysokých vrstvách atmosféry, má vliv na magnetické pole Země (ovlivňuje např. polární záře) b. Elektromagnetické záření – soubor záření různých vlnových délek vycházejícího od povrchu objektu - vlnová délka L = vzdálenost od jednoho hřbetu vlny k sousednímu hřbetu; jednotka – mikrometr (μm, 10-6 m) nebo nanometr (nm, 10-9 m) ZÁŘENÍ A TEPLOTA - dva základní principy emise elektromagnetického záření: a) nepřímý vztah mezi vlnovou délkou záření daného tělesa a jeho teplotou (Slunce vydává záření o kratších vlnových délkách, Země vydává záření o větších vlnových délkách) b) teplejší tělesa vyzařují mnohem více než tělesa chladnější (Stefan-Boltzmannův zákon = intenzita vyzařování tělesa závisí na čtvrté mocnině absolutní teploty) – absolutní teplota se vyjadřuje v Kelvinech -> 0 °K = 273 °C SLUNEČNÍ ZÁŘENÍ - Slunce: - zdrojem zářivé energie Slunce jsou jaderné reakce proton-protonového cyklu (přeměna vodíku na hélium) - povrchová teplota Slunce 6000 °C - výkon Slunce 2,8.1026 W (= J.m-2.s-1) - rychlost elektromagnetického záření 300 tisíc km.s-1 - trvá 8 a 1/3 min. než elektromagnetické záření z povrchu Slunce dorazí na Zemi - vzdálenější planety získávají méně energie od Slunce -> Země od Slunce přijímá 1,7.1017 W - spektrum elektromagnetického záření: A. Krátkovlnná záření 1. Ultrafialové záření - 0,2-0,4 μm - pohlceno téměř úplně plyny v atmosféře (ozonová vrstva) – UV je škodlivé pro živé organismy 2. Viditelné záření - 0,4-0,7 μm - světelná energie – barva závislá na vlnové délce (fialová, modrá, zelená, žlutá, oranžová, červená) - jen malá část pohlcována 3. Krátkovlnné infračervené záření - 0,7-3 μm - lidské oko není na ně citlivé – snadno proniká atmosférou B. Dlouhovlnné záření 4. Tepelné infračervené záření - větší než 3 μm - vydáváno chladnějšími objekty – pociťováno jako teplo - různé povrchy jsou schopné vyzařovat různé množství energie -> umožňuje nám tepelné snímkování - pozn. absolutně černé těleso – ideálně pohlcuje záření a ideálně vyzařuje, blíží se mu saze 3 CHARAKTERISTIKA SLUNĚČNÍHO ZÁŘENÍ - různá intenzita vyzařování podle vlnové délky: ULTRAFIALOVÉ VIDITELNÉ KRÁTKOVLNNÉ INFRAČERVENÉ 9% 41 % 50 % (velmi málo energie pro L > 2 μm) - intenzita slunečního záření je největší ve viditelné části spektra - na Zemi se nedostává veškeré záření ze Slunce – např. UV záření je z většiny pohlceno atmosférou – viz obr. v prezentaci - solární konstanta IS – celková intenzita elektromagnetického záření Slunce dopadajícího na horní hranici atmosféry na jednotkovou plochu kolmou k paprskům při střední vzdálenosti Země-Slunce: IS = 1367 W.m-2 ± 0,3 % DLOUHOVLNNÉ ZÁŘENÍ ZEMĚ - zemský povrch a atmosféra vyzařují méně energie o větších vlnových délkách (v porovnání se Sluncem) - intenzita vyzařování má tři maxima pro L = 5, 10 a 20 μm (tzv. atmosférické okno) – vlnové délky mezi tím pohlcovány hlavně vodní párou a CO2 GLOBÁLNÍ RADIAČNÍ BILANCE - Země stále pohlcuje krátkovlnné sluneční záření a vydává dlouhovlnné záření = radiační bilance - krátkovlnné záření je zčásti: a. Odráženo zpět do meziplanetárního prostoru (též oblaky, částicemi) b. Rozptylováno (každá částice v atmosféře se jakoby stává zdrojem záření -> rozptýlené záření -> vjem bílého dne při zatažené obloze) c. Pohlcováno v atmosféře a na aktivním povrchu (-> vzestup teploty) -> rozptýlené (v atmosféře) x přímé záření (prochází atmosférou až na zemský povrch) - dlouhovlnné záření vydávané zemským povrchem uniká do meziplanetárního prostoru (-> pokles teploty) - dlouhodobě je příjem krátkovlnného záření vyrovnáván výdejem dlouhovlnného záření (= zářivá rovnováha) 2.2 Insolace Země = tok dopadající sluneční energie na exponovaný povrch pro sférickou Zemi bez atmosféry (W.m-2) – závisí na výšce Slunce nad obzorem (maximální pro Slunce v zenitu) - výška Slunce závisí na zeměpisné šířce, části dne a části roku - sluneční záření je proměnlivé v závislosti na čase a na místě na Zemi DRÁHA SLUNCE NA OBLOZE - pohyb Slunce po obloze během dne a jeho změny v průběhu roku jsou pouze zdánlivé a jsou dány odklonem zemské osy od komice na rovinu oběhu a současně otáčením Země kolem vlastní osy - Země obíhá okolo Slunce po ekliptice, tedy po myšlené průsečnici roviny oběhu Země s nebeskou sférou; rovina ekliptiky svírá s pomyslnou rovinou nebeského rovníku 23,5° (= také odklon zemské osy od kolmice na rovinu oběhu) - sluneční paprsky při jarní a podzimní rovnodennosti dopadají kolmo na rovník (protože odchylka roviny ekliptiky a rovinou nebeského rovníku je 0°) - Na rovníku jsou zdánlivé denní dráhy Slunce kolmé k rovině obzoru a postupně se posunují mezi letním (blíže k PSS) a zimním (blíže PSJ) slunovratem. Ve dnech rovnodenností se Slunce zdánlivě pohybuje po světovém rovníku (vychází přesně na východě, zapadá přesně na západě). Den i noc mají na rovníku vždy stejnou délku, slunce je jen v jiném úhlu – není v zenitu. (obr. 2) - Na severním pólu jsou zdánlivé denní dráhy Slunce rovnoběžné s rovinou obzoru (splývající se světovým rovníkem). V době od jarní rovnodennosti přes letní slunovrat po podzimní rovnodennost (rovník) se Slunce pohybuje nad obzorem (polární den), ve zbytku roku pod obzorem (polární noc); nejníže je v době zimního slunovratu; polární noc i den trvají půl roku). (obr. 3) 4 DENNÍ INSOLACE BĚHEM ROKU (obr. vpravo) - denní insolace (úhrn přímého záření) závisí na úhlu dopadu slunečních paprsků a době expozice (tedy na zeměpisné šířce a roční době) - v pásmu mezi obratníky (na rovníku): - 2 maxima intenzity záření - když je Slunce v zenitu -> v období rovnodenností - 2 minima – v období slunovratů - 2 maxima v pásmu existující mezi obratníky se od rovníku k obratníkům přibližují až splývají v 1 maximum: - mezi obratníky a polárními kruhy – maximum při letním slunovratu, minimum při zimním slunovratu - mezi polárními kruhy a póly – minimum nulové postupně se rozšiřující na půl roku - v době letního slunovratu dostává severní pól větší hodnoty insolace než dostává rovník (díky prodlužování délky dne – na pólu 24 h, na rovníku 12 h) - na pólu je největší rozdíl insolace v průběhu roku ROČNÍ INSOLACE PODLE ZEMĚPISNÝCH ŠÍŘEK (obr. vlevo) - roční insolace plynule klesá od rovníku k pólu – na pólu asi 40 % hodnoty insolace na rovníku - díky sklonu zemské osy k rovině ekliptiky* (66,5º) je významná část insolace přerozdělena od rovníku k pólům a střídají se roční období * rovina oběžné dráhy Země kolem Slunce 2.3 Světové šířkové zóny - solární členění klimatu země -> klimatická pásma - vyjadřuje různé podmínky pro podmínky roční insolace na Zemi A. Rovníkový pás - 10° s.š. – 10° j.š.(severní a jižní šířka) - intenzivní insolace během roku, dny a noci téměř stejně dlouhé B. Tropický pás - 10 – 25° z.š. (zeměpisná šířka) - roční cyklus, velká roční insolace C. Subtropický pás - 25 – 35° z.š. D. Pás mírných šířek - 35 – 55° z.š. - velké rozdíly ve výšce Slunce a délce dnů a nocí mezi zimou a létem E. Subarktický (subantarktický) pás - 55–60° z.š. F. Arktický (antarktický) pás - 60 – 75° z.š. - velké rozdíly v délce dne a v insolaci G. Polární pás - nad 75° z.š. - dominuje vždy téměř půl roku polární den a půl roku polární noc 5 2.4 Složení atmosféry - atmosféra (atmos – pára, sphaira – koule, obal) – plynný obal Země, tvořený zvláštní směsí plynů – vzduchem - hmotnost 5,157.1018 kg - rozložení hmotnosti: do 16 km do 5-6 km do 30 km (včetně 5-6 km) 50 % 90 % 99 % 2.4.1 Hlavní plynné složky atmosféry v suchém čistém vzduchu - původní atmosféra byla vytvořena ve fázi formování naší Země, poté byla odvanuta silným větrem - v dnešní době máme na Zemi druhotnou atmosféru, která vznikla důsledkem odplyňování láv a fotosyntézou - suchá čistá atmosféra – neobsahuje žádné kapalné a pevné příměsi; vztahujeme k ní objemové a hmotnostní podíly plynů: 1. Dusík (N2) - objemový podíl: 78,084 %; hmotnostní podíl: 75,51 % - inertní plyn (nevstupuje do reakcí), hlavním zdrojem je vulkanická činnost 2. Kyslík (O2) - objemový podíl: 20,946 %; hmotnostní podíl: 23,01 % - dýchání, reaktivní plyn, pohlcování záření, vytváří se z něj ozon, fotosyntéza 3. Argon (Ar) - objemový podíl: 0,934 %; hmotnostní podíl: 1,286 % - inertní plyn, nejvýznamnější stopová plyn, vzniká rozpadem radioaktivního izotopu 40K - stopové plyny: - oxid uhličitý (CO2) - pohlcování dlouhovlnného záření (-> oteplování atmosféry) – nejvýznamnější skleníkový plyn - spotřebováván při fotosyntéze - ozon, methan, neon, krypton, xenon, vodík, oxid dusný, hélium… - vlhký čistý vzduch: - vodní pára - max. do 4 % objemu (průměrně 2,6 %) na úkor dalších plynných komponent - pokles s výškou – největší množství je při zemském povrchu - pohlcování dlouhovlnného záření - atmosférické aerosoly – pevné a tekuté příměsi ve vzduchu (prachové částice…) 2.4.2 Ozon ve stratosféře - ozon = zapáchající plyn vznikající při elektrických výbojích v atmosféře (C. F. Schönbein – 1840) - přesun života z vody na souš byl možný až po vzniku ochranné ozonové vrstvy PŘIROZENÁ ROVNOVÁHA OZONU V ATMOSFÉŘE - stopový plyn, tvořený 3 atomárními kyslíky (O3) - 90 % ve stratosféře v 17-55 km, asi 3/4 z toho jsou v 15-30 km – ozonosféra - měření spektrofotometrem – sleduje jak je pohlcováno sluneční záření při průchodu atmosférou; dnes i družicová měření - Dobsonovy jednotky (DU) - celkové množství O3 ve vertikálním sloupci vzduchu o základně 1 cm2 - 100 DU odpovídá při normálním tlaku a teplotě 298 °K vrstvě O3 o tloušťce 1 mm - geografické rozložení ozonu: - růst koncentrací od minim v oblasti rovníku (cca 250 DU) k maximům na 60º zem. š. (cca 400 DU, pubpolární oblasti) - odtud pokles k pólům, koncentrace v Arktidě (S) vyšší než v Antarktidě (J) - roční chod: maximum koncentrací ozonu na jaře, minimum na podzim - vznik a zánik O3 – Chapmanova teorie 1. Vznik: a. UV-záření o L < 0,242 μm – disociace kyslíku: O2 + hν -> 2 O b. Reakce atomárního a molekulárního kyslíku: O + O2 + M -> O3 + M (hν – světelný foton, M – částice vyrovnávající energii reakce) 2. Zánik: a) Disociace O3 zářením s L < 1,2 μm: O3 + hν -> O + O2 popř. reakce O3 s atomárním kyslíkem: O3 + O -> O2 + O2 b) Katalytické reakce (X – katalyzátor): O3 + X -> OX + O2 OX + O -> X + O2 - katalyzátory: - radikály dusíku NOX (NO, NO2) – 70 % v 15-35 km - radikály vodíku HOX (HO, HO2) – 70 % nad 50 km 6 OZONOVÁ DÍRA A JEJÍ PŘÍČINY - ozonová díra – drastický úbytek celkového ozonu, pozorovaný v Antarktidě v září-říjnu v porovnání s koncem 70. let 20. století -> v Antarktidě se vytváří uzavřená oblast, kde koncentrace ozonu klesají na velmi nízké hodnoty (pod 200 DU) - halogenované uhlovodíky – příčina ozonové díry = lehké uhlovodíky (zejména methan CH4 a ethan C2H6), v nichž je vodík nahrazen: a. Atomy fluoru F a chloru Cl - chlorofluorouhlovodíky (CFC) – též freony - hydrochlorofluorouhlovodíky (HCFC) b. Atomy bromu Br - bromované uhlovodíky – též halony - vlastnosti: plyny nebo lehce těkavé kapaliny – nehořlavost, nejedovatost, chemická netečnost, domnělá ekologická nezávadnost –> prudký nárůst produkce ve 2. polovině 20. století - použití: hnací plyny, chladiva, nadouvadla, čistící a odmašťovací prostředky, protipožární technika atd. - mechanismus působení halogenovaných uhlovodíků na O3 a. Průnik z troposféry do stratosféry b. Vůči O3 inertní sloučeniny Cl (chlorovodík HCl, chlornitrát ClONO2) c. V polární noci na částicích polárních stratosférických oblak (PSO) – aktivní formy (Cl2, HOCl) PSO – vázána na polární vortex, teploty kolem –80 °C d. Časně zjara působením slunečního záření uvolňován aktivní Cl – katalytické reakce – zánik O3 - pokles O3 v Antarktidě větší než v Arktidě (na S nestabilní vortex – přichází sem teplé proudy, vznik PSO méně častý) - grafy viz prezentace - v ČR měří ozon několik stanic – například v Hradci Králové se měří od r. 1961 2.5 Turbulentní a latentní tok tepla - tepelná energie se mezi objekty může vyměňovat buď ve formě záření (pohlcování/vydávání), nebo vedením - stýkají-li se dva objekty různé teploty, předává se teplo od teplejšího k chladnějšímu vedením - turbulentní tok tepla (sensible heat transfer) – neuspořádaný vertikální přenos tepla (způsoben nerovnoměrným ohříváním atmosféry -> teplejší objemy vzduchu vystupují nahoru a vydávají zde svou tepelnou energii na ohřátí okolního vzduchu) - latentní teplo (skryté teplo) – teplo spotřebované či uvolňované při fázových změnách vodní páry - latentní tok tepla (latent heat transfer) – přenos tepla od povrchu do atmosféry při výparu, uvolňování latentního tepla na povrchu při kondenzaci nebo sublimaci vodní páry 2.6 Globální energetická bilance - tok energie mezi Sluncem a Zemí zahrnuje nejen záření, ale i pohlcování a transport energie ZTRÁTY ZÁŘENÍ A. Rozptýlené záření - molekuly a částice ve vzduchu rozptylují sluneční záření všemi směry - část záření, která je rozptýlena zpět do meziplanetárního prostoru, se označuje jako difuzní odraz (asi 5 % přicházejícího slunečního záření) - rozptyl je nejintenzivnější v kratších vlnových délkách viditelného záření -> největší intenzita záření je v modré a fialové B. Pohlcování záření - při průchodu atmosférou (pohlcováno asi 15 % přicházejícího záření) – molekuly, prachové částice - pohlcování záření se může měnit výrazně podle prostředí - oblaka mohou odrážet 30-60 % přicházejícího záření a pohlcovat 5-20 % - v případě husté oblačné vrstvy může být při povrchu jen 10 % z dopadajícího záření ALBEDO = percentuální podíl odraženého záření vzhledem k celkovému dopadajícímu záření - albedo určuje, jak rychle se povrch vystavený insolaci zahřívá - např. albedo sněhu 45-85 % – odráží většinu záření, zahřívá se pomalu - albedo Země měřené pomocí družic: 29-34 % (průměrně 31%) ZPĚTNÉ ZÁŘENÍ ATMOSFÉRY - aktivní povrch vydává dlouhovlnné záření pouze do atmosféry, kde je pohlcováno CO 2 a vodní párou, ale i oblaky - skleníkový efekt atmosféry - atmosféra je dobře propustná pro krátkovlnné záření, ale pohlcuje část dlouhovlnného vyzařovaného zemským povrchem - zpětné záření atmosféry = část dlouhovlnného záření odráženého od atmosféry zpět k zemskému povrchu a do meziplanetárního prostoru - bez skleníkového efektu by na Zemi bylo průměrně -18°C - zářivá rovnováha 7 GLOBÁLNÍ ENERGETICKÁ BILANCE ATMOSFÉRY A AKTIVNÍHO POVRCHU A. Bilance krátkovlnného záření (obr. 1) - albedo systému zemský povrch - atmosféra 31 % (rozptyl 3 %, mraky 19 %, země 9 %) - pohlcování v atmosféře 20 % (molekuly a prach 17 %, mraky 3 %) - pohlceno zemským povrchem 49 % B. Bilance dlouhovlnného záření: - vyzařování zemského povrchu 114 %, z čehož 102 % pohltí atmosféra a zbytek 12 % uniká do meziplanetárního prostoru (atmosférické okno) - zpětné záření atmosféry 95 % - zisk se musí rovnat ztrátám -> bilance Zemský povrch: Zisk: 49 % + 95 % = 144 % krátkovlnné dlouhovlnné Tedy: 144 % - 114 % = 30 % zisk ztráta zisk - tento zisk se předává do atmosféry latentním tokem tepla (23 %) a turbulentním tokem tepla (7 %) - celková ztráta zemského povrchu: 114 % + 23 % +7% = 144 % dlouhovlnné latentní tok tepla turbulentní tok tepla Atmosféra: - bez skleníkového efektu by byla Země chladným neobývatelným místem Ztráta: 57 % + 95 % = 152 % do meziplanetárního prostoru k zemi jako zpětné záření atmosféry Zisk: 102 % + 20 % + 23 % +7% = 152 % dlouhovlnné krátkovlnné pohlcené latentní tok turbulentní tok ŠÍŘKOVÝ TRANSPORT ENERGIE - příjem a výdej energie pro Zemi v delším časovém intervalu je vyrovnaný, což ale nemusí platit pro konkrétní místo nebo kratší časové úseky - radiační bilance – diference mezi veškerým přijímaným a vyzařovaným zářením: 1. Pozitivní – příjem záření větší než výdej (např. den) - mezi 40° s.š. a 40° j.š. je v ročním průměru přebytek zářivé energie (kladná radiační bilance) 2. Negativní – výdej záření větší než příjem (např. noc) - ve vyšších šířkách než je 40° z.š. je negativní radiační bilance - deficit je vyrovnávám transportem energie z rovníkové a tropické zóny směrem k pólům dvěma způsoby: a. Přenos tepelné energie oceánskou cirkulací (teplé mořské proudy od rovníku – Golfský proud z Karibského moře) b. Přenos tepelné energie atmosférickou cirkulací (latentní teplo) ANTROPOGENNÍ VLIVY NA ENERGETICKOU BILANCI - energetická bilance je citlivá na řadu faktorů, ovlivňujících pohlcování a výdej energie - růst CO2 a dalších „skleníkových plynů“ (CH4, N2O, halogenované uhlovodíky, ozon v troposféře) zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření v atmosféře – antropogenní zesilování skleníkového efektu - růst aerosolů ve vyšších vrstvách atmosféry zvyšuje rozptyl záření a tedy snižuje přívod krátkovlnného záření k povrchu - větší obsah aerosolů v dolních vrstvách atmosféry zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření - lidskou činností se mění charakter aktivního povrchu – zástavba, umělé vodní plochy… (vliv na albedo, pohlcování záření a na vyzařování) 8  3 Teplota vzduchu - teplota = střední kinetická energie molekul tělesa (= míra úrovně zjevného tepla v tělese) - jestliže těleso přijímá tepelnou energii, jeho teplota roste; vydává-li ji, jeho teplota klesá - povrch během dne dostává více krátkovlnného záření, než ztrácí dlouhovlnným vyzařováním -> jeho teplota roste - v noci, kdy tok krátkovlnného záření ustává a převažuje dlouhovlnné vyzařování, teplota na povrchu klesá - teplota tělesa se vedle pohlcování a vyzařování může měnit těmito procesy: a. Vedením – tok tepla mezi dvěma dotýkajícími se tělesy od teplejšího ke chladnějšímu (aktivní povrch – atmosféra) b. Výparem – změna skupenství vody z kapalného na plynné za pohlcování energie – pokles teploty vypařujícího povrchu c. Konvekcí – přenos tepla promícháváním při výstupném pohybu vzduchu 3.1 Měření teploty vzduchu - teplotní stupnice Celsiova (°C): bod mrazu 0 °C, bod varu 100 °C - teplotní stupnice Fahrenheitova (°F): bod mrazu 32 °F, bod varu 212 °F - teploměr – přístroj pro měření teploty vzduchu (rtuť nebo líh v kapiláře reaguje na změnu teploty různou objemovou změnou, tj. roztažením či stlačením) v bílé žaluziové meteorologické budce ve výšce 2 m nad zemí, která brání přímému dopadu slunečních paprsků a umožňuje cirkulaci vzduchu kolem teploměru - dnes jsou kapalinové skleněné teploměry nahrazeny odporovými teploměry (termistory), které měří automaticky změny elektrického odporu s teplotou - průměrná denní teplota vzduchu: (t07 + t14 + 2t21)/4 kde t07 značí teplotu v 7 hodin středního místního času atd. - v řadě zemí ale průměr tmax a tmin - z denních průměrných teplot se počítají průměrné měsíční teploty a z nich průměrné roční teploty 3.2 Denní chod teploty vzduchu - denní změny radiační bilance (přes den pozitivní, v noci negativní) se projevují v denním chodu teploty vzduchu - denní chod insolace a radiační bilance: - insolace -> radiační bilance -> teplota vzduchu - viz obr. 1-3 - june solstice = letní slunovrat; december solstice = zimní slunovrat; equinoxes = rovnodennost - denní teplota: - minimum teploty asi půl hodiny po východu Slunce – důsledek ochlazování povrchu dlouhovlnným vyzařováním v období negativní radiační bilance - po východu Slunce (kladná radiační bilance) výrazný vzestup teploty vzduchu do maxima mezi 13.-16. hodinou (promíchávání vzduchu a odvod tepla nahoru, jinak by při kladné bilanci měla teplota ještě dále vzrůstat) - po maximu opět pokles teploty vzduchu k rannímu minimu (vzestupná část křivky kratší než sestupná) - úroveň teploty a denní amplituda ovlivněny sezónně - denní teplotní amplituda = udává rozdíl mezi maximem a minimem teploty (největší na jaře, nejmenší v zimě) - teplota při povrchu: - při povrchu je chod teploty extrémnější – povrch se slunečním zářením více zahřívá a více se ochlazuje dlouhovlnným vyzařováním než vzduch ve výšce 2 m nad zemí - v noci aktivní povrch chladnější než podloží aktivního povrchu a teplota nad ním, ve dne naopak - na obrázku: v 8 ráno je v ve výšce do 2 metrů stejná teplota; po východu Slunce se začíná ohřívat povrch (s rostoucí vzdáleností teplota klesá); čím níže je Slunce -> tím více se povrch ochlazuje (v 8 večer je povrch chladnější, ochlazování okolí se vzdáleností klesá) 9 - kontrast teploty mezi městem a venkovskou krajinou: - charakter aktivního povrchu je měněn lidskou aktivitou, zvláště ve městech (zástavba, vozovky, chodníky aj.) - venkovská krajina - vegetace – transpirace (výpar z povrchu rostlin) -> odnímání tepla, povrch chladnější (výraznější ochlazující vliv v případě lesního porostu) - půdní povrch je vlhčí, při výparu jeho ochlazování - ve městě - srážková voda je odváděna mimo město, povrch je sušší, insolací se otepluje povrch (teplota vyšší než v okolní venkovské krajině) - stavební materiály ve městě pohlcují a uchovávají zářivou energii, v noci ji vyzařují (noční teploty vyšší než v okolní venkovské krajině) - pohlcování tepla je posíleno několikerým odrazem záření mezi různými vertikálními povrchy ve městě - tepelný ostrov města: - teplota ve městě je vyšší než v okolí (příčiny viz výše) – tepelný ostrov města – existuje během noci díky záření pohlcenému během dne - odpadní teplo ve městě (neefektivní topení aj.) – tepelný ostrov nejintenzivnější v zimě - města v pouštních oblastech – evapotranspirace zavlažované vegetace ve městě může držet teplotu nižší než v okolí 3.3 Teplotní zvrstvení atmosféry - teplota vzduchu klesá s výškou – pokles lze popsat vertikálním teplotním gradientem (°C/100 m) - vzduch se otepluje od aktivního povrchu, tedy čím je od povrchu dále, tím je chladnější - průměrný vertikální teplotní gradient 0,65 °C/100 m - od určité úrovně ale průměrná teplota roste, což umožnilo rozlišit dvě části spodní atmosféry – troposféru a stratosféru - vrstvy atmosféry: A. Troposféra - nejnižší vrstva atmosféry - teplota vzduchu zde klesá s výškou (cca o 0,65 °C na 100 metrů) - aréna povětrnostních jevů (oblaka, bouřky atd.) - v troposféře je největší hustota vzduchu - na rovníku sahá výše (17 km) než na pólech (11 km) - vodní pára v troposféře ve významném množství: a. Kondenzace -> vodní kapičky -> nízká oblaka, mlha b. Sublimace nebo usazování na ledových krystalcích – vysoká oblaka c. Zdroj vypadávání srážek d. Význam vodní páry pro skleníkový efekt (tvoří až 4% vzduchu, pohlcuje dlouhovlnné záření) - atmosférické aerosoly = pevné a tekuté příměsi v troposféře 1. Přirozené aerosoly - kosmický prach (1,4.1010 kg ročně) - vulkanický prach (vulkanické erupce, vliv na intenzitu přímého záření -> krátkodobé ochlazení) - kouřové částice (lesní a rašeliništní požáry) - částice z povrchu půdy a moře (zvednuty větrem – písečné a prachové bouře, mořské vlnění -> sůl) - aeroplankton (např. bakterie; pyl – žlutý déšť – když je v ovzduší velké množství pylových částic) 2. Antropogenní aerosoly - asi 10 %, toxické účinky, dálkový přenos, kondenzační jádra, rozložení s výškou - pevné a kapalné příměsi – sedimentace na povrchu - plynné příměsi – SO2, halogenované uhlovodíky… - aerosoly jako kondenzační jádra (zárodky pro vznik oblaků a mlh) – když nejsou mastné (mohou být smáčené vodou) -> vážou se na ně kapičky vody -> tvorba mraků - aerosoly způsobují aerosolový rozptyl dopadajícího záření – největší pro delší vlnové délky viditelného záření (např. červená barva při západu a východu Slunce) - molekulární rozptyl – fialová, modrá -> modrá obloha - tropopauza – přechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou; teplota vzduchu se zde s výškou nemění – tzv. teplotní izotermie, stratosféra je od troposféry dost oddělená – tropopauza je narušovaná pouze v oblastech tryskových proudění (tzv. jet streamů), kde se realizuje výměna mezi tropo- a stratosférou B. Stratosféra - růst teploty vzduchu s výškou (teplotní inverze), hlavně v důsledku pohlcování sluneční záření ozonem - teplota roste až na horní hranici stratosféry, kde jsou teploty podobné jako na zemském povrchu - sahá do výšky asi 50 km, slabá výměna vzduchu s troposférou – obsahuje málo vodní páry a aerosolů - ve výšce kolem 30 km se je ozonová vrstva, která chrání zemský povrch před UV zářením - je zde menší množství vodní páry; oblaka jsou zde tvořená výhradně ledovými krystalky => perleťová oblaka - termosféra – stoupání teploty – díky řídkému vzduchu, rychlejší kmitání částic; také pohlcováním krátkovlnného záření ze Slunce 10 C. Prostředí vysokých hor - pokles hustoty vzduchu s výškou -> řídký vzduch (menší počet molekul v jednotkovém objemu vzduchu) - menší obsah vodní páry a CO2 (menší pohlcování záření) -> větší pokles nočních teplot - denní teploty vzduchu klesají s rostoucí výškou a mají větší denní amplitudu (= rozdíl mezi min. a max. teploty) D. Teplotní inverze a mráz - jasná noc (bezoblačná), bezvětří -> povrch se ochlazuje dlouhovlnným zářením -> radiační bilance negativní -> ochlazuje se vzduch při povrchu -> intenzita ochlazení klesá s výškou -> teplota vzduchu s výškou roste -> teplotní inverze - vrstva, kde dochází k nárůstu teploty vzduchu s výškou = vrstva teplotní inverze - teplota při povrchu může v takovýchto případech klesnout pod nulu -> mráz (killing frost); ochrana rostlin před mrazem: vrtule (promíchávání vzduchu), oteplování přízemní vrstvy spalováním paliv - přízemní x výšková inverze - z hlediska vzniku: - přízemní (radiační) inverze – nejčastější v zimě nad povrchem se sněhovou pokrývkou, kdy se tvoří během několika dnů (výrazně vertikálně vyvinuty), nebo v průběhu noci jako slaběji vyvinuté noční inverze - advekční inverze – nasouvání teplejší vrstvy vzduchu nad chladnější povrch (smogové inverze; oblaka v údolí) 3.4 Roční chod teploty vzduchu - v závislosti na z.š. pozorovatele s nám mění hodnota rad. bilance od rovníku k pólům - radiační bilance a teplota: - sklon zemské osy k rovině ekliptiky a oběh Země kolem Slunce podmiňují roční chod radiační bilance, který ovlivňuje roční cyklus teploty vzduchu - obr. v prezentaci – rozdíly ročních teplot vzhledem k různým místům - kontrast mezi pevninou a oceánem: - stanice při pobřeží jsou oproti vnitrozemí chladnější v létě a teplejší v zimě a mají menší teplotní amplitudu (denní i roční) - vodní plochy se při stejné insolaci ohřívají a ochlazují pomaleji než povrch souše z následujících příčin: a. Sluneční záření proniká ve vodě do větší hloubky v porovnání se souší, kde dopadá na povrch b. Voda se ohřívá pomaleji než povrch souše (např. specifické teplo vody je asi pětkrát větší než u skalního povrchu) c. Promíchávání teplejší a chladnější vody v zahřívané vrstvě d. Větší výpar nad vodní plochou než nad souší, kde může při suchém povrchu i ustat - v denním chodu teploty vzduchu na stanicích s oceánským klimatem je denní amplituda teploty menší než na stanicích s kontinentálním klimatem - v ročním chodu dochází k opožďování extrémů (např. přesun minima z ledna na únor a maxima z července na srpen) 3.5 Geografické rozložení teploty vzduchu - rozložení teploty vzduchu ukazují mapy izoterem (izotermy jsou čáry spojujících místa se stejnou teplotou vzduchu) - mapy ukazují centra vysokých a nízkých teplot a horizontální teplotní gradient, tj. směr změny (poklesu) teploty vzduchu - faktory ovlivňující rozložení teploty vzduchu: 1. Zeměpisná šířka – s jejím růstem klesá průměrná roční insolace a tedy i teplota (pokles teploty od rovníku k pólům; při letním slunovratu dostává pól více sluneční energie než rovník) 2. Oceanita a kontinentalita – viz „kontrast mezi pevninou a oceánem“ + vliv teplých a studených mořských proudů na pobřežní oblasti 3. Nadmořská výška – pokles teploty vzduchu s výškou - rozložení teplot vzduchu v lednu a v červenci: 1. Pokles teploty vzduchu od rovníku k pólům – lépe vyjádřený na j. polokouli, na severní komplikován rozložením pevnin (na j. polokouli jsou izotermy více jako rovnoběžky -> na j. polokouli je pokles teplot plynulejší) 2. Centra extrémně nízkých teplot v zimě na pevninách v subpolárních a polárních šířkách – Sibiř kolem -50 °C, severní Kanada kolem –30 °C (velké albedo nad zasněženým povrchem), Grónsko kolem –40 °C (ledovcový štít) 3. Malá změna teploty vzduchu v ekvatoriální oblasti mezi lednem a červencem – insolace se výrazněji nemění v průběhu roku 4. Velký severo-jižní posun izoterem mezi lednem a červencem nad kontinenty ve středních a subarktických šířkách (zřetelnější na severní polokouli) – pevnina: leden – posun k jihu, červenec – posun k severu (v důsledku rozdílného ohřívání a ochlazování pevnin a oceánů) 5. Výše ležící polohy jsou vždy chladnější než nížiny v okolí 6. Zaledněné oblasti nebo oblasti se stálou sněhovou pokrývkou jsou vždy velmi chladné – Antarktida a Grónsko: značná nadmořská výška, velké albedo - vliv na posun izoterm mají také teplé a studené mořské proudy - roční amplituda teploty vzduchu (vyjadřuje rozdíl mezi nejteplejším a nejchladnějším měsícem) 1. Roční teplotní amplituda (RTA) roste se zeměpisnou šířkou, hlavně na kontinentech severní polokoule (hlavně Asie a Severní Amerika, kontrast zimní a letní insolace) 2. Největší roční teplotní amplituda v subarktické a arktické zóně Asie a Severní Ameriky (letní insolace porovnatelná s rovníkem, zimní velmi nízká) 3. RTA je celkem vysoká v oblasti pouští (Sahara, Kalahari, střední část Austrálie – suchý vzduch, malá oblačnost) 4. Roční teplotní amplituda nad oceány je menší než nad pevninou v téže zeměpisné šířce (kontrast pevnina – oceán) 5. Roční teplotní amplituda je velmi malá nad oceány v tropické zóně (méně než 3 °C – malé sezónní změny insolace) 11 3.6 Skleníkový efekt a globální oteplování - nejúčinnější skleníkový plyn: vodní pára (2/3) – množství vodní páry je konstantní -> nehraje roli v zesilování skleníkového efektu - hodnota přirozeného skleníkového efektu je 33°C - v důsledku antropogenní činnosti růst koncentrací plynů, přispívajících k zesilování skleníkového efektu – tzv. skleníkové plyny (CO2, metan CH4, oxid dusný N2O, ozon O3, halogenované uhlovodíky) - hlavní zdroj skleníkových plynů – spalování fosilních paliv - předindustriální koncentrace (cca r. 1750): CO2 – 280 ppm, CH4 – 700 ppb, N2O – ppb - 1 ppm = máme 1 částici (např. CO2) v 106 částicích vzduchu - 1 ppb = máme 1 částici (např. CO2) v 109 částicích vzduchu - kolísání teploty vzduchu: - globální teplotní řada (teploty vzduchu průměrované z velkého počtu stanic na Zemi) ukazuje vzestup teploty vzduchu na Zemi – tzv. globální oteplování - lineární trend 1880-2012 je průměrně 0,85°C (0,65 až 1,06) - rozdíl teplot v obdobích 1850-1900 a 2003-2012 je 0.78°C (0,72 až 0,85) - každá ze tří posledních dekád byla teplejší než předchozí dekády od roku 1850 - 1983-2012 je nejteplejší 30-letí za posledních 1400 let - je prakticky jisté, že se troposféra oteplila od poloviny 20. století - dále viz grafy v prezentaci - faktory ovlivňující kolísání globální teploty vzduchu na Zemi: 1. Přírodní klimatotvorné faktory a. Sluneční aktivita – změny solární konstanty (vzestup teploty) b. Vulkanická činnost – po erupcích ve stratosféře se vytváří vrstva aerosolů, které odrážejí dopadající záření – ochlazení při zemském povrchu c. Interakce oceán-atmosféra (výměna tepla v oceánech, ENSO – roky El Niña výrazněji teplejší než roky La Niña) 2. Antropogenní faktory d. Zesilování skleníkového efektu (oteplování) – všeobecně považováno za hlavní faktor současného globálního oteplování - budoucí scénáře a projekce klimatu - mezivládní panel pro klimatické změny (Intergovernmental Panel on Climate Change - IPCC) při Světové meteorologické organizaci (World Meteorological Organisation) - v rámci IPCC se počítá, jak jednotlivé faktory přispívají k celkové radiační bilanci (kolik energie se dodatečně dostává do krajinné sféry Země - základem je rok 1750, kdy dochází k výraznému rozvoji průmyslové výroby - můžeme spočítat jak se od r. 1750 změnil efekt skleníkových plynů - počítačové simulace změn teploty vzduchu na Zemi v důsledku růstu koncentrací skleníkových plynů pro různé scénáře SRES – odhadovaný vzestup teploty od roku 1990 do roku 2100 v rozmezí 1,4-5,8 ºC - důsledky globálního oteplování: - růst hladiny oceánů (tání ledovců, expanse vody – odhadovaný vzestup hladiny od roku 1990 do roku 2100 je v rozmezí 10-80 cm) - růst frekvence a intenzity extrémů (povodně, sucha, atd.) - možné dopady globálního oteplování na různé oblasti lidské činnosti: klimatické scénáře a studium dopadů – tzv. impaktní studie - RCP (Representative Concentration Pathway) - v současné době se pro výpočet budoucích scénářů využívá přepočet vlivu všech skleníkových plynů na efekt CO2 (na jeho odpovídající koncentrace) – tzv. ekvivalentní CO2 - představují 4 trajektorie (cesty) dosažení určitých koncentrací skleníkových plynů (nejde o emisní scénáře) na konci 21. století v porovnání s předindustriálním obdobím, které byly připraveny pro potřeby modelování a výzkumu pro pátou hodnotící zprávu IPCC: 1. RCP2.6 – 2,6 W.m-2 – výrazné snížení koncentrace CO2 v atmosféře (421 ppm k roku 2100) 2. RCP4.5 – 4,5 W.m-2 – stabilizace koncentrace CO2 na nižší úrovni (538 ppm) 3. RCP6.0 – 6,0 W.m-2 – stabilizace koncentrace CO2 na vyšší úrovni (670 ppm) 4. RCP8.5 – 8,5 W.m-2 – bez omezení emisí (936 ppm) - více ke skleníkovému efektu viz grafy v prezentaci 12  4 Atmosférická vlhkost a srážky - voda existuje ve třech skupenstvích: pevném (led), kapalném (voda) a plynném (vodní pára) - při fázových změnách se spotřebovává (výpar, sublimace, tání) nebo uvolňuje (kondenzace, desublimace, mrznutí) latentní teplo 4.1 Voda v globální perspektivě - voda hraje klíčovou roli na Zemi z následujících příčin: 1. Pokrývá 2/3 povrchu Země, funguje jako rezervoár tepla a jeho přerozdělování, stejně jako rezervoár různých složek (např. soli) 2. Voda vypadávající na pevninách jako déšť nebo sníh vytváří při odtoku na povrchu různé tvary a formy reliéfu a přenáší živiny a materiál od jednoho místa k druhému 3. Vodou (vodní párou) v atmosféře je přenášeno obrovské množství latentního tepla od jednoho místa k druhému - rozdělení vody v hydrosféře 1. Slaná voda - tvoří 97,2 % 2. Sladká voda - tvoří 2,8 % (mimo slaná jezera a vnitřní moře) - hlavní část sladké vody je vázána v ledovcových štítech a horských ledovcích (2,15 %) a podpovrchové vodě, hlavně podzemní (0,63 %) - zbytek tvoří 0,02 %, kam řadíme: a. Půdní vodu (v dosahu kořenů rostlin) b. Povrchovou vodu ( jezera, vodní toky, bažiny…) c. Vodu v atmosféře -> sladká voda na pevnině tvoří jen velmi malou část z celkových zásob vody na Zemi - hydrologický cyklus - popisuje globální výměnu vody mezi jednotlivými rezervoáry - cyklus: 1. Výpar z oceánů a pevnin (plus transpirace z povrchu rostlin) do atmosféry v podobě vodní páry, z oceánů šestkrát větší - výpar + transpirace = evapotranspirace 2. Kondenzace nebo sublimace vodní páry v atmosféře, vypadávající v podobě srážek (srážky nad oceány asi čtyřikrát větší než nad pevninou) 3. Srážky spadlé na pevninu: a. Vypaří se a vrátí se do atmosféry jako vodní pára b. Vsáknou se do půdy (podzemní odtok) c. Odtékají z povrchu spojujíce se do potoků a řek, odtékajících zpět do oceánů nebo bezodtokých jezer - globální vodní bilance - popisuje toky vody mezi oceánem, atmosférou a pevninou - předpokládáme, že objem oceánských vod a objem sladkých povrchových a podpovrchových vod je každoročně konstantní - výpar nad oceánem ve větší než nad pevninou - hodnoty: - oceán: srážky (do) + odtok (do) = výpar (z), tj. 380 + 40 = 420 tis. km3 - pevnina: srážky (na) = výpar (z) + odtok (z), tj. 110 = 70 + 40 tis. km3 - protože na pevnině výpar = srážky - odtok, lze odtok při bilancování vypustit a lze zapsat: celkový výpar celkové srážky 70 + 420 = 110 + 380 pevnina oceán pevnina oceán 13 4.2 Vlhkost vzduchu - vlhkost vzduchu – obecně značí množství vodní páry ve vzduchu (ta se sem dostává evapotranspirací) - množství vodní páry ve vzduchu kolísá s místem a časem (téměř žádné v chladném a suchém arktickém vzduchu až do 4-5 % v teplém vlhkém vzduchu při rovníku) - maximální množství vlhkosti, které se může udržet ve vzduchu, závisí na teplotě vzduchu – teplý vzduch může udržet víc vlhkosti (vodní páry) než studený - specifická vlhkost vzduchu (g.kg-1) - udává hmotnost vodní páry v gramech obsažené v 1 kg vzduchu - maximální specifická vlhkost v závislosti na teplotě: -10 ºC -> 2 g/kg; 30°C -> 26 g/kg - specifická vlhkost je míra množství vody, která může vypadnout z atmosféry jako srážky (z chladného vlhkého vzduchu vypadne méně srážek či sněhu než z teplého vlhkého vzduchu) - specifická vlhkost je nejvyšší na rovníku (insolace – výpar), k pólům rychle klesá - rosný bod (°C) = teplota, při níž vzduch dosáhne stavu nasycení, tj. obsahuje maximální množství vodní páry při dané teplotě - při dalším ochlazení kondenzace nebo pokud by byla přidávána další vodní pára -> kondenzace - při dosažení rosného bodu může docházet ke kondenzaci nebo sublimaci VP -> oblaka/mlha - relativní vlhkost vzduchu (%) - porovnává množství vodní páry ve vzduchu vzhledem k maximálně možnému množství vodní páry při dané teplotě - při relativní vlhkosti 100 % je vzduch nasycený (obsahuje maximálně možné množství vodní páry) a má teplotu rosného bodu - vzduch nenasycený – jeho relativní vlhkost je menší než 100 % - změna relativní vlhkosti se může dít změnou množství vodní páry v ovzduší nebo změnou teploty vzduchu – pokles teploty znamená vzestup relativní vlhkosti (tj. mění se kapacita vzduchu obsahovat vodní páru) - v denním chodu maximum v ranních hodinách, minimum v odpoledních - psychrometrem se měří tzv. psychrometrický rozdíl mezi teplotou vlhkého a suchého teploměru; výparem se ochlazuje vlhký teploměr tím více, čím sušší je okolní vzduch (odnímá se mu latentní teplo) 4.3 Adiabatické procesy - ke kondenzaci (zkapalnění) či sublimaci vodní páry ve vzduchu je třeba jeho ochlazování - noční ochlazení povrchu a přiléhající vrstvy vzduchu -> rosa (zkondenzování vodní páry na trávě či listech), mráz (jinovatka) - adiabatický proces – takový proces, kdy při výstupu nebo sestupu vzduchu dochází k teplotním změnám v rámci daného objemu vzduchu bez tepelné výměny bez interakce s okolím (změny se dění na úkor vnitřní energie – na úkor změny tlaku) A. Suchoadiabatický proces - je-li plyn stlačován, jeho teplota roste; rozpíná-li se, jeho teplota klesá - adiabatické procesy – oteplování nebo ochlazování probíhá jako výsledek změny tlaku (na úkor vnitřní energie) - vystupuje-li vzduch, s poklesem tlaku vzduchu s výškou se rozpíná a ochlazuje se - sestupuje-li vzduch, se vzestupem tlaku vzduchu se stlačuje a otepluje se - odpovídající teplotní změny v suchém nebo nenasyceném vzduchu lze popsat suchoadiabatickým gradientem s hodnotou 1°C na 100 m výšky B. Vlhkoadiabatický proces - dosáhne-li vystupující vzduch hladiny kondenzace (stává se nasyceným), dochází při dalším výstupu a ochlazení ke kondenzaci vodní páry, při níž se uvolňuje latentní teplo - vystupující vzduch je tak ochlazován při poklesu tlaku vzduchu, ale zčásti oteplován uvolněným latentním teplem – ochlazující efekt je charakterizován vlhkoadiabatickým gradientem, jehož hodnota závisí na teplotě a tlaku vzduchu a obsahu vodní páry (0,5 °C na 100 m) - při výstupu vzduchu nad hladinu kondenzace vodní pára kondenzuje nebo desublimuje -> vodní kapičky/ledové krystalky -> ty se mohou nakupit -> oblaka 14 4.4 Oblaka - oblak – nakupení vodních kapiček nebo ledových krystalků o rozměru 20-50 μm ve vzduchu v určité výšce nad zemským povrchem - kondenzační jádra (aerosoly) - rozměr: 0,1-1 μm - předpoklad pro tvorbu kapiček a ledových krystalků; smáčí se vodou a dochází na nich ke kondenzaci páry - kondenzační jádra zajišťují stabilitu kapiček a ledových krystalků (teplota pod -12 °C) - zdrojem je povrch moří, kdy se voda rozstřikuje do vzduchu, v němž po vypaření vody zůstanou krystalky soli, na nichž se tvoří částečky oblaků - voda může existovat v kapalném skupenství jako přechlazená do –12 ºC DRUHY OBLAKŮ - oblaka mají mnoho tvarů a velikostí (obrázky viz prezentace) - oblaka lze dělit podle výšky jejich spodní základny a vzhledu na: A. Oblaka vysoká (5-13 km): - jsou tvořena výhradně ledovými krystalky; nevypadávají z nich srážky (částečky z nich jsou velmi malé -> nejsou schopny překonat odpor vzduchu pod nimi); slunce přes tato oblaka svítí a vrhá stíny 1. Řasa – Cirrus (Ci) – podoba vláken 2. Řasová kupa (beránci) – Cirrocumulus (Cc) – různě uspořádané drobné chomáčky 3. Řasová sloha – Cirrostratus (Cs) – závoje na obloze; na nich se často objevují optické jevy jako je halo (kolo kolem slunce či měsíce, které prozařují skrze tento druh oblaků) B. Oblaka střední (2-7 km) 4. Vyvýšená kupa – Altocumulus (Ac) – větší shluky dílčích oblaků; nevypadávají z nich srážky; slunce může prosvěcovat pouze mezerami mezi nimi, jinak oblaka záření nepropouští 5. Vyvýšená sloha – Altostratus (As) – tvoří souvislý šedavý oblačný pokryv na obloze; pokud se za nimi nachází slunce, tak jej vidíme jako světelný zdroj za matným sklem; mohou vypadávat srážky v podobě deště (v létě nemusí dopadnout na povrch – při pádu se vypaří), v zimě jsou zdrojem drobného sněžení C. Oblaka nízká (do 2 km) 6. Dešťová sloha – Nimbostratus (Ns) – souvislé šedavé zbarvení, vypadávají z nich dešťové srážky 7. Slohová kupa – Stratocumulus (Sc) – velká tmavě šedá nahromadění oblaků, která mohou pokrývat oblohu souvisle nebo mohou vytvářet uspořádané celky; mohou z nich vypadávat drobné srážky nebo jen mrholení 8. Sloha – Stratus (St) – tvořena drobnými vodními kapičkami nebo ledovými krystalky; připomínají zvednutou mlhu; neprší z nich, ale mohou z nich vypadávat drobnější kapičky -> mrholení D. Oblaka vertikálního vývoje (0,5-1,5 km) - často mají rovně zařízlou základnu; vývoj souvisí s intenzivní konvekcí = se silnými výstupnými pohyby vzduchu, kdy po dosažení hladiny kondenzace vodní pára kondenzuje - když kupovitá oblaka nemohou narůstat do dostatečné výšky, tak vytváří ploché nárůsty (Cumulus humilis, kumuly hezkého počasí); pokud jsou vytvořeny podmínky pro další výstup vzduchu, tak oblaka postupně narůstají a vytváří formy květáku (Cumulus mediocris), nárůst dále pokračuje (Cumulus congestus) a může se vyvinou až do Cumulonimbu - srážky mohou vypadávat z Cumulus congestus, jinak vypadávají pouze v oblastech dostatečně vlhkých 9. Kupa – Cumulus (Cu) 10. Bouřkový oblak – Cumulonimbus (Cb) – může vyplňovat celou troposféru, v horní části dochází k rozmytí působením výškového větru -> typická kovadlina; vypadávají z nich srážky v podobě přeháněk, doprovázené bouřkami apod. 15 MLHA - mlha – nakupení produktů kondenzace nebo sublimace vodní páry při zemském povrchu, kdy horizontální dohlednost alespoň v jednom směru klesá pod 1 km - mlha patří k rizikovým jevům v silniční a letecké dopravě; mlha s kouřem – smog 1. Radiační mlha – vzniká v noci při poklesu teploty pod hodnotu rosného bodu, dosahuje pouze několika metrů, po východu slunce se rozpouští; souvisí s přízemní teplotní inverzí 2. Advekční mlha – teplý vlhčí vzduch natéká nad chladnější povrch; zpravidla delší trvání 3. Mlhy z vypařování – výpar z teplejšího vodního povrchu do chladnějšího vzduchu (přesycení přízemního vzduchu -> kondenzace) 4.5 Srážky - výstup nasyceného vzduchu a ochlazování způsobují dodatečnou kondenzaci, čímž narůstají oblačné částice na 50-100 μm; ty se dále mohou spojovat na oblačné kapky o velikosti kolem 500 μm (velikost odpovídající mrholení), při dalším spojování se zvětšují na kapky deště (1000-2000 μm, max. 7000 μm), při větší velikosti se rozpadají; předpoklad pro vznik kapek a ledových krystalků jsou kondenzační jádra - sníh vzniká v oblacích působením ledových krystalků a přechlazených kapek vody, které na nich namrzají – sněhové vločky mohou mít krystalickou strukturu - pokud mají spodní vrstvy teplotu pod bodem mrazu, dopadá sníh na zem – jinak taje a padá jako déšť - pokud padají kapky přes chladnou vrstvu, kapky mrznou (krupky) - déšť padající na povrch s teplotou pod bodem mrazu – ledovka - kroupy – kousky ledu o velikosti 5 mm nebo větší - množství srážek se měří v 7 hodin ráno srážkoměrem výškou vody v mm/den (1 mm srážek = 1 litr vody na 1 m2 plochy) – tuhé srážky se měří stejným způsobem po jejich rozpuštění - srážkoměry: staniční srážkoměr x ombrograf x člunkový srážkoměr (viz obr. v prezentaci) TYPY SRÁŽEK PODLE PŘÍČIN VÝSTUPNÉHO POHYBU VZDUCHU ZPŮSOBUJÍCÍHO OCHLAZOVÁNÍ A. Orografické srážky - vznik: vynucený výstup vzduchu na horských překážkách - vzduch přitéká k horské překážce, na níž dochází k vynucenému výstupu -> po hladinu kondenzace ochlazování podle suchoadiabatického gradientu o 1°C na 100 m výšky -> po dosažení hladiny kondenzace tvorba oblaků a při dalším výstupu ochlazování podle vlhkoadiabatického gradientu -> vypadávání srážek -> po překonání horské překážky vzduch sestupuje na závětrné straně (je nenasycený) a otepluje se podle suchoadiabatického gradientu, tj. vzduch se stává teplým a suchým - zvýšení srážek na návětrné straně horských překážek, zatímco na závětrné straně vzniká srážkový stín (např. srážkový stín za Krušnými horami) B. Konvektivní srážky - vznik: výstup vzduchu v důsledku konvekce - konvekce vzniká při nerovnoměrném zahřívání zemského povrchu -> bublina zahřátého vzduchu (teplejší - má menší hustotu), vystupuje nahoru -> adiabatické ochlazování -> bublina stoupá potud, pokud je teplejší než okolní vzduch -> při dosažení hladiny kondenzace vznik kupovitých oblaků - při intenzivní konvekci se oblaka vyvíjejí vertikálně do podoby bouřkového oblaku (cumulonimbus) v případě, že: - vzduch je teplý a vlhký (menší pokles teploty s výškou při kondenzaci – je teplejší oproti okolí, což podporuje výstup) - teplota vzduchu v okolní atmosféře (vertikální teplotní gradient) ubývá rychleji než teplota ve vystupujícím, adiabaticky se ochlazujícím vzduchu (což podporuje výstup) – instabilní vzduch (instabilní teplotní zvrstvení) - význam latentního tepla uvolňovaného při kondenzaci, které udržuje výstupný pohyb vzduchu; pokud většina vodní páry zkondenzuje, latentní teplo se přestává uvolňovat, výstup ustává, konvekční buňka slábne - instabilní vzduch je typický v létě – bouřky - instabilní vzduch je typický pro rovníkové a tropické oblasti -> časté bouřky a konvektivní přeháňky - orografické zesílení konvekce C. Cyklonální srážky - vznik: výstup při pohybu vzduchových hmot 16 BOUŘKY - bouřka – intenzivní lokální bouře spojená s oblakem druhu cumulonimbus s velmi silnými výstupnými pohyby vzduchu, skládající se z několika konvektivních buněk - průměrný počet bouřek denně na světě: 45 000 - konvektivní buňka – silný výstupný pohyb vzduchu (updraft) vede ke vzniku intenzivních srážek - rozmývání oblaku v horní části buňky výškovým větrem (kovadlina) - sestupný pohyb vzduchu v konvektivní buňce (downdraft) – silný vítr a škodlivé účinky; při povrchu se zde můžou vytvořit nebezpečné víry: a. Macroburst - horizontální rozměry přes 4 km b. Microburst - horizontální rozměr do 4 km, z hlediska intenzity nebezpečnější - kroupy – vznikají namrzáním dalších vrstev ledu na ledových kuličkách ve výstupném proudu (až 3-5 cm), pokud je výstupný proud neudrží ve vzduchu, vypadávají k zemi – velké škody (škody na úrodě, poškození majetku, zranění zvířat a lidí) - blesky – výstupné a sestupné pohyby vzduchu generují kladné a záporné elektrické náboje v různých částech oblaku, které jsou vyrovnávány řadou gigantických jiskrových výbojů (mezi částmi oblaků nebo mezi oblakem a zemí); zvukový doprovod – hřmění; škody a oběti bleskem 4.6 Znečištění prostředí - atmosféra obsahuje plyny, aerosoly a větší a těžší částice, které dříve nebo později vypadávají na povrch - škodliviny v ovzduší (znečištění ovzduší) - substance dostávající se do atmosféry ze zemského povrchu přirozenou cestou nebo antropogenní činností a. Každodenní aktivity lidí (např. automobilismus) b. Průmyslové aktivity (např. spalování fosilních paliv, odpadů) - typické škodliviny: oxid uhelnatý CO, oxidy síry SOX (SO2, SO3), oxidy dusíku NOX (NO, NO2, NO3), uhlovodíky - nejvýznamnější zdrojem škodlivin je spalování fosilních paliv jak ze stacionárních zdrojů (např. elektrárny – hlavně SO2), tak z pohyblivých (automobily – hlavně CO, uhlovodíky, NOX) - smog a kouř - smog – aerosoly a plynné škodliviny významné hustoty nad městskými oblastmi (původ ze slov “smoke” - kouř a “fog” - mlha) - současný smog ve městech obsahuje hlavně oxidy dusíku, uhlovodíky a ozon (fotochemické reakce – oxidace uhlovodíků za přítomnosti NOX jako katalyzátorů; dráždění sliznice, kancerogenita, toxicita, poškozování buněk); fotochemickými reakcemi mohou být produkovány další toxické sloučeniny - zákal – atmosférický aerosol tvořený mikroskopicky malými tuhými částicemi (prach, krystalky soli, pyl, kouřové částice), které jsou tak četné, že způsobují opalescenci (rozptyl světla projevující se hlavně červeným a modrozeleným odstínem) a snižují viditelnost - vypadávání a vymývání škodlivin - škodliviny jsou vynášeny nahoru s teplým vzduchem (konvekcí) - větší částice vypadávají vlivem gravitace na povrch - velmi malé částice jsou pak vymývány srážkami - škodliviny jsou odnášeny z místa svého vzniku větrem a rozptylovány ve větším množství vzduchu - velké koncentrace škodlivin při bezvětří - inverze a smog - největší koncentrace škodlivin se vyskytují při inverzích -> objem vzduchu se škodlivinami se ochlazuje při výstupu adiabaticky, ale teplota okolní atmosféry s výškou roste – výstup tak brzy ustává -> škodliviny se tak rozptylují v nižších vrstvách a jejich koncentrace je vysoká - přízemní inverze - rozptyl škodlivin v inverzní vrstvě (těžký smog či vysoce toxická mlha) – při delším trvání zdravotní problémy, popř. úmrtí - brání promíchávání vzduchu bezprostředně nad povrchem - výšková inverze (oblast Los Angeles) - škodliviny se hromadí ve spodní vrstvě chladnějšího vzduchu, vertikálnímu promíchávání brání vrstva inverze nad ním - začíná v určité výšce nad povrchem, do této výšky teplota klesá - pro velké koncentrace škodlivin je příznivé stabilní zvrstvení vzduchu (teplota adiabaticky klesá s výškou rychleji než v okolní atmosféře) – nad městy vzniká “znečištěná kopule” 17 - klimatické efekty znečištění měst - městské znečištěné ovzduší snižuje dohlednost a osvětlení (smogem až 10 % v létě a 20 % v zimě) - UV-záření pohlcováno ozonem ve smogu (snížení rizika rakoviny kůže, zvýšení virové bakteriální aktivity) - častější zimní mlhy ve městech než ve volné krajině (mlha je zesilována aerosoly a částicemi) - města – zvýšené množství oblaků a srážek (intenzifikace konvekce lidskou činností) - kyselá depozice - kyselý déšť – srážky, které mají v důsledku antropogenního znečišťování ovzduší výrazně zvýšenou kyselost, vyjádřenou pomocí pH (čistá voda pH = 7, srážky pH = 5-6, kyselé deště pH = 3-4) - SO2 a NO2 ve vzduchu reagují s kyslíkem a vodou za přítomnosti slunečního záření a prachových částic -> vytvářejí aerosoly, které jako kondenzační jádra “okyselují” vodní kapičky nebo krystalky ledu - výsledkem kyselé depozice je acidifikace jezer a řek, poškození půdy (ztráta živin), škody na historických objektech aj. - suchá depozice – kyselé prachové částice na povrchu (při zvlhčení kapkami deště nebo mlhy způsobují kyselost vody) - vliv kyselé depozice záleží na schopnosti půdního nebo vodního povrchu absorbovat a neutralizovat kyselost - četné dopady kyselé depozice na ekosystémy v Evropě a Severní Americe (zvýšená úmrtnost ryb v kanadských jezerech, poškození lesů ve střední Evropě) 5 Větry a globální cirkulace atmosféry 5.1 Atmosférický tlak - tlak p – síla F rovnoměrně spojitě rozložená, působící kolmo na rovinnou plochu, dělená velikostí této plochy S, tedy p = F.S-1 [Pa = N.m-2] ! atmosférický (barometrický) tlak – tlak atmosféry na všechna tělesa v ovzduší a na zemský povrch bez zřetele na orientaci stěn tělesa, který se rovná hmotnosti vzduchového sloupce nacházejícího se nad nimi [hPa = mbar] - normální barometrický tlak 1013,2 hPa (= 760 Torrů) - měření tlaku - rtuťový tlakoměr (barometr) – přístroj pro měření tlaku vzduchu (umisťuje se do místnosti) - tlak působí na rtuť v nádobě, která je vytlačena do trubice, v níž je vakuum – čím větší tlak, tím výše stoupá (původně mm Hg) - malá mezidenní kolísání tlaku – největší změny při putujících tlakových útvarech (cyklony, anticyklony) - k měření tlaku vzduchu v terénu používán aneroid – základem jsou Vidiho dózy umisťovány do dřevěné krabice - změna tlaku vzduchu s výškou (díky tomu, že hustota klesá s výškou) - pokles tlaku vzduchu s výškou, v nižších výškách velmi prudký, ve vyšších výškách pomalejší, tj. menší změna výšky v troposféře znamená významnou změnu tlaku - vliv poklesu tlaku s výškou na člověka – O2 se dostává do plicních tkání pomaleji, zkrácení dechu a únava (kolem 3000 m a výš) - izobary – čáry spojující místa se stejnou hodnotou tlaku vzduchu - izohypsy = izobary uvažované nad zemským povrchem - charakteristické tlakové útvary: 1. Tlaková výše (anticyklona) – uzavřené koncentricky uspořádané izobary s nejvyšším tlakem uprostřed 2. Tlaková níže (cyklona) – uzavřené koncentricky uspořádané izobary s nejnižším tlakem uprostřed 3. Hřeben vysokého tlaku – pásmo vyššího tlaku vybíhající z tlakové výše nebo oddělující dvě tlakové níže, nejvyšší tlak v ose hřebenu 4. Brázda nízkého tlaku – pásmo nižšího tlaku vybíhající z tlakové níže nebo oddělující dvě tlakové výše, nejnižší tlak v ose brázdy 5. Barické sedlo – část barického pole mezi dvěma protilehlými tlakovými výšemi nebo dvěma nížemi, příp. mezi dvěma hřebeny a dvěma brázdami 18 5.2 Větry a tlakové gradienty - rozdíly v tlaku vzduchu jsou vyrovnávány prouděním - vítr – horizontální složka proudění vzduchu (rovnoběžně se zemí) - charakteristiky větru: 1. Směr větru – směr, odkud vítr vane (např. západní vítr – vane od západu k východu); měřen větrnou směrovkou (staví se proti větru) nebo růžicí (8 nebo 16 směrů) 2. Rychlost větru (1 m.s-1 = 3,6 km.h-1) – měřena anemometrem (počet otáček Robinsonova kříže je proporcionální rychlosti větru) 3. Síla větru – pomocí Bowfortovi stupnice - anemograf – směrovka měří směr, Robinsonův kříž (3 polokoule) měří rychlost - vítr je vyvolán tlakovými rozdíly mezi dvěma místy a směřuje z oblasti vyššího tlaku vzduchu do oblasti nižšího tlaku vzduchu (tj. ve směru síly horizontálního tlakového gradientu) KONVEKČNÍ BUŇKA = systém stoupajících a klesajících konvekčních proudů (d) - pokud bychom si v atmosféře spojili všechna místa se stejnou hodnotou tlaku vzduchu, tak nám vytvoří tzv. izobarickou plochu -> izobarické plochy budou cca rovnoběžné s povrchem (tlak s výškou klesá) - tlakové rozdíly jsou podmíněny nestejným zahříváním povrchu -> teplotní diference -> teplý vzduch má menší hustotu než studený (-> větší tlak) - v teplém vzduchu se izobarické plochy od sebe vzdalují (dochází k prohybu) - místní cirkulační systémy: - rozdíly v energetické bilanci aktivního povrchu (změny fyzikálních vlastností AP, utváření reliéfu), změna orientace mezi dnem a nocí, vzhledem k rozměru a malé rychlosti se projevuje uchylující síla zemské rotace méně -> vzduch protíná izobary (izohypsy) A. Brízová cirkulace - pobřežní vánky (brízy, breez) vanou mezi mořem a pobřežím v létě jako důsledek nestejnoměrného zahřívání vody a souše, které mění směr tlakového gradientu 1. Mořský vánek – odpoledne vane chlad z moře na pevninu 2. Pevninský vánek – v noci vane chladnější vzduch z pevniny na moře B. Údolní a horské větry (viz obr. vpravo) 1. Horské a údolní větry (součást podélné cirkulace v údolích) – během dne stoupá zahřátý vzduch údolími nahoru (údolní vítr), v noci tudy naopak stéká studený vzduch (horský vítr); kombinují se s příčnou cirkulací v údolích na svazích (ve dne výstup vzduchu po zahřátých svazích nahoru, v noci stékání ochlazeného vzduchu – kvůli gravitaci – studený je hustější) 2. Katabatické větry – studený vzduch stéká gravitací z vyšších poloh do nižších (např. ledovcový vítr) 19 CORIOLISOVA SÍLA A VÍTR - pro větší větrné systémy se směr pohybu odchyluje od směru horizontálního tlakového gradientu díky Coriolisově síle - Coriolisova síla, plynoucí z rotace Země (též uchylující síla zemské rotace), způsobuje na severní polokouli stáčení pohybujících se těles (vzduchu) doprava, na jižní polokouli doleva (od směru pohybu) – je nulová na rovníku a roste s rostoucí zem. šířkou - vliv na proudění vzduchu a pohyb mořských proudů CYKLONY A ANTICYKLONY (obr. nahoře vpravo) - proudění vzduchu je ovlivňováno následujícími sílami: 1. Sílou horizontálního tlakového gradientu 2. Coriolisovou sílou 3. Sílou tření (vzduch vs. zemský povrch) – proti směru pohybu 4. Odstředivou sílou – při pohybu po křivočaré trajektorii - 1. je rozhodující, 2.-4. ovlivňují rychlost a směr pohybu - jejich působením se vzduch pohybuje na stranu nižšího tlaku vzduchu a je odchýlen o daný úhel menší než 90° od směru horizontálního tlak. gradientu - cyklona (oblast nízkého tlaku vzduchu) – na S polokouli vzduch natéká proti směru pohybu hodinových ručiček dovnitř a v centru vystupuje nahoru (oblačno, deštivo) - anticyklona (oblast vysokého t. vzduchu) – vzduch klesá v centru a na S polokouli vytéká ve směru pohybu hodinových ručiček ven (jasné počasí) - cyklony a anticyklony mají rozměry stovek až tisíců km, mohou být stacionární nebo pohyblivé PROUDĚNÍ NA IDEÁLNÍ ZEMI - ideální Země – homogenní povrch, bez sezónních změn - Hadleyho buňka – zahřátý vzduch vystupuje na rovníku, odtéká k pólům a klesá asi na 30º z.š.; charakterizuje cirkulaci mezi rovníkem a subtropy ve vertikálním řezu - tropická zóna konvergence – pásmo nízkého tlaku vzduchu, kde se střetávají pasáty obou polokoulí (pásmo rovníkových tišin), červená čára - subtropické pásmo vysokého tlaku vzduchu – sestupné pohyby, 2-4 velké a stabilní anticyklony, slabé větry, časté bezvětří – tzv. koňské šířky (převoz koní z Nového Skotska do Západní Indie) - ze subtropického pásma vysokého tlaku vzduchu vytékají větry směrem k rovníku (pasáty – severovýchodní resp. jihovýchodní větry) a směrem k pólům (jihozápadní resp. severozápadní větry), na severní polokouli vanou jako severovýchodní větry, na jižní jako jihovýchodní větry; v subtropech se nachází 2-4 významné oblasti anticyklon, mezi subtropy převládá západní proudění - pásmo 30-60° z.š. má složitější cirkulaci – vpády studeného a suchého vzduchu z vyšších šířek (polární fronta) – proměnlivost tlaku a větrů (v průměru převládá západní proudění) - na pólech vysoký tlak v důsledku stále studeného vzduchu – převažuje východní proudění (v Arktidě toto proudění často narušováno) 20 5.3 Globální větrné a tlakové poměry - mapy tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře pro leden a červenec (H – anticyklona, L – cyklona) - Sibiřská výše, Aleutská tlaková níže, Islandská tlaková níže – v zimě ovlivňují průběh počasí v Evropě (tuhé zimy způsobeny tím, že jsme v části Sibiřské výše, pokud jsme spíše pod vlivem islandské tlakové níže, jsou zde spíše teplejší proudy - v létě ovlivňuje počasí ve střední Evropě především Azorská výše - může sem vybíhat hřebe vyššího tlaku vzduchu (-> slunečné počasí), pokud se posouvá výše k severu nad Britské ostrovy, může zde být severozápadní proudění (chladnější počasí z oceánu) - severní pól – Sibiřská a Kanadská výše, Islandská a Aleutská níže - jižní pól – 3 oblasti tlakové výše nad oceány, poté pásmo tlakové níže (postupný pokles), následuje prstenec tlakových níží, který přechází v oblast tlakové výše nad Antarktidou A. Subtropické pásmo vysokého tlaku vzduchu - na jižní polokouli nad oceány tři velké oblasti vysokého tlaku vzduchu po celý rok, v červenci další nad Austrálií (ochlazení pevniny) - na severní polokouli dvě velké anticyklony nad oceány – Azorská nad Atlantským a Havajská nad Tichým oceánem, zesilují od ledna k červenci a posunují se více k severu - východní část anticyklon sušší (intenzivnější subsidence), západní vlhčí (slabší subsidence, vzduch putující nad oceány se sytí vlhkostí) B. Tropická zóna konvergence (TZK) a monzunová cirkulace - TZK se meridionálně posunuje až o 40 šířkových stupňů během roku (v lednu se posouvá až na 20° j.š., v červenci až na 20°s.š.) - monzunová cirkulace = dochází k sezónní změně charakteru proudění - v oblasti Asie je zimní Sibiřská anticyklona vystřídána letní Asijskou (Iránskou) níží, což má vliv na vznik monzunů: 1. Zimní monzun – přívod suchého a chladnějšího vzduchu ze severu (Sibiřská anticyklona) 2. Letní monzun – teplý a vlhký vzduch z Indického oceánu jde na S a SZ do Asie (velké srážky v JV Asii) (Asijská cyklona) C. Proudění a tlak ve vyšších zeměpisných šířkách - výrazné rozdíly v rozložení pevnin a oceánů na obou polokoulích ovlivňují tvorbu tlakových center - na severní polokouli v zimě nad pevninou Sibiřská a Kanadská anticyklona (chladný vzduch k jihu), nad oceány Islandská a Aleutská níže spíše jako oblasti v průměru nižšího tlaku vzduchu - na severní polokouli v létě nižší tlak na kontinentech, výrazná Asijská níže (Iránská), Azorská a Havajská výše - na jižní polokouli díky výrazné anticykloně nad Antarktidou, obklopené pásmem nižšího tlaku, výrazná západní cirkulace 21 5.4 Místní větry - místní větry – účinek výrazného reliéfu na všeobecnou cirkulaci atmosféry A. Fén (föhn) – viz obr. 1 a 2 - suchý, teplý, padavý vítr vanoucí na závětrné straně horských překážek (princip viz Orografické srážky) - pól fénů – povodí řeky Rioni (Gruzie) – 114 dnů s fénem za rok - za 24 hodin rozpustí více sněhu než sluneční záření za 14 dnů; chinook (polykač sněhu) – fén na východních svazích Skalnatých hor v Kanadě a USA – rychlé tání sněhu (vzestup teploty až o 20°C za 7 minut) B. Bóra - vzniká když se za nějakým masivem hor při pobřeží shromažďuje chladnější vzduch z vnitrozemí - přetékání studeného vzduchu přes horské překážky lemující pobřeží - nejdříve se hromadí, pak přetéká průsmyky a sedly -> prudký pokles teploty (podtéká pod relativně teplý vzduch -> vlnobití) - výskyt: pobřeží Jadranu, oblast Novorosijska, Nová Země, Bajkal, místní názvy: údolí Rhôny - mistral 5.5 Větry ve výšce - geostrofický vítr (neprojevuje se vliv tření o zemský povrch) – pohyb vzduchu ve směru izohyps (síla horizontálního tlakového gradientu je uchylována Coriolisovou silou o 90° -> směr rovnoběžný s izohypsami) - globální cirkulace ve vyšších vrstvách atmosféry – viz obr. - proudění ve vyšších vrstvách troposféry: 1. Západní větry (westerlies) - od asi 25º z.š. k pólům, kde vytváří cirkumpolární cirkulaci kolem polárních níží 2. Tropické pásmo vysokého tlaku vzduchu - mezi 15-20° s.š. a j.š. 3. Východní větry - mezi oběma tropickými pásy vysokého tlaku - Rossbyho vlny (viz obr. vlevo) = vlny vznikající v západním výškovém proudění na severní polokouli na styku chladného polárního a teplého tropického vzduchu - mohou způsobit rozdílné zimy ve stejné z.š. (Amerika x Evropa) - „Jet streamy” (trysková proudění) (viz obr. vpravo) - jet stream = úzké zóny ve vyšších vrstvách atmosféry, kde proudění dosahuje velmi vysoké rychlosti (při velkých teplotních gradientech) - maximální rychlost proudění klesá od centra k okrajům - narušují tropopauzu, která brání promíchávání stratosférického vzduchu s troposférickým 1. Polární jet stream – ze západu na východ, mezi 35-65° z.š. obou polokoulí mezi chladným polárním a teplým tropickým vzduchem (okraj Rossbyho vln) ve výšce 10-12 km s rychlostmi 350-450 km.h-1 2. Subtropický jet stream – ze západu na východ, při tropopauze nad Hadleyho buňkou (teplotní kontrast na okraji buňky), rychlost: 345-395 km.h-1 3. Tropický jet stream – směřuje z východu na západ, jen v létě, omezen na jihovýchodní Asii, Indii a Afriku 22 5.6 Oceánská cirkulace TEPLOTNÍ VRSTVY 1. Směšovací povrchová vrstva (20–25 ºC, až do 500 m) 2. Termoklina – pokles teploty a růst hustoty vody s hloubkou 3. Hluboká vrstva – studená (0–5 ºC) a hustá voda, nezamrzá (přítomnost soli) - jednotlivé složky se promíchávají jen v systému termohalinní cirkulace MOŘSKÉ PROUDY - mořský proud = stálý převážně horizontální tok oceánské vody - zajišťují přenos tepla mezi nízkými a vysokými šířkami - dělí se na: A. Povrchové proudy - vznikají působením větrů, kdy pohybová energie větru je vodě předávána třením - působením Coriolisovy síly je jejich směr odchýlen asi o 45° od řídícího větru - proudy nesoucí teplou vodu ve směru k pólům jsou teplé proudy (Golfský – na severu jako Severoatlantský, Kuro-šio) a nesoucí chladnou vodu směrem k rovníku jsou studené proudy (Peruánský, Humboldtův, Kanadský, Labradorský…) - kolem 20-30° z.š. jsou centra proudových koloběhů vázaná na subtropické anticyklony - v rovníkové oblasti tekou na západ -> při pevnině se stáčí k pólům (teplé proudy – např. Golfský proud, Kuro-šio) -> v zóně západních větrů se stáčí na východ -> při pevnině se stáčí k rovníku (studené proudy – např. Humboldtův proud), často doprovázeny výstupem nižších chladnějších vod (upwelling) - klimatický vliv mořských proudů – oteplování západních pobřeží (např. Severoatlantský proud v Evropě) a ochlazování východních pobřeží pevnin 23 - ENSO (obrázky viz prezentace) - ENSO = El Niño – Southern Oscillation (Jižní Oscilace) - projevuje se v intervalu 2-7 roků 1. Oceánská složka: - El Niño (Ježíšek) – každoroční rovníkový protiproud podél peruánského pobřeží k jihu v létě a. Studená fáze ENSO (= La Niña) – normální stav - teplé vody v západním Pacifiku (o 1°C vyšší než průměrné teploty) - studené vody ve východním (Humboldtův proud + upwelling, výrazná pasátová cirkulace) b. Teplá fáze ENSO (= El Niño) - teplá anomálie povrchových vod v Tichém oceánu šířící se od jihoamerického pobřeží na západ, která se spojí s teplou anomálií vznikající v oblasti datové hranice (zeslabení upwellingu a pasátové cirkulace) - deformace termokliny – při jihoamerickém pobřeží se vytváří silnější vrstva teplejší vody, v oblasti západního Pacifiku se vrstva teplejší vody zmenšuje - důvod změny: zeslabení Peruánského proudu, kvůli zeslabení pasátové cirkulace 2. Atmosférická složka: - určována indexem Jižní oscilace – rozdíl přízemního tlaku vzduchu mezi Tahiti ve Francouzské Polynésii a Darwinem v Austrálii – charakterizuje intenzitu pasátové cirkulace - Walkerova cirkulace – charakterizuje cirkulaci podél rovníku ve vertikálním řezu a. Studená fáze ENSO: převládají intenzivní pasáty, cirkulační buňka s konvekcí nad Austrálií (srážky) b. Teplá fáze ENSO: oslabení pasátů, přesun oblasti intenzivní konvekce (vypadávání srážek) nad střední část Tichého oceánu (Austrálie – subsidence vzduchu, sucho) - dopady ENSO: - teplota vzduchu – roky El Nina jsou teplejší – do atmosféry se dostává větší množství latentního tepla při intenzivnějším výparu - telekonekce – globální změny počasí, v Evropě dochází ke změně drah cyklon - srážky a povodně – El Nino – výrazné srážky v j. Americe - rybolov – chladnější vody obsahují více živin -> příznivější je La Nino 24  B. Hlubokooceánské proudy a termohalinní cirkulace - hluboké proudy jsou podmíněné změnami v teplotě a hustotě vody - zajišťují pomalou výměnu vody mezi jednotlivými vrstvami v oceánu – jsou generovány pomalým poklesem povrchové vody s vyšší hustotou - jsou s nimi spojeny široké a pomalé povrchové proudy - termohalinní cirkulace – závisí na teplotě a slanosti vody v severním Atlantiku (downwelling) - teplá voda má menší hustotu než studená, proto se povrchová voda nemíchá s chladnější vodou pod ní - vysvětlení procesu: 1. Teplá povrchová voda pomalu postupuje na sever, výpar – voda se stává slanější a hustší 2. Voda se dostala do severního Atlantiku a odevzdala teplo atmosféře, je dostatečně hustá, aby mohla klesat do hloubky (downwelling) 3. Chladná a hustá voda se dostává dolní vrstvou do Jižního ledového oceánu (tzv. atlantský přenosový pás) 4. Cirkulace se uzavírá prouděním v tichooceánském přenosovém pásu - termohalinní cirkulací se dostává do oceánských hlubin voda bohatá CO2 – součást uhlíkového cyklu (vázání C z atmosféry) - termohalinní cirkulace by mohla být zastavena přívodem většího množství sladké vody do severního Atlantiku (pokles hustoty) – možnost náhlých klimatických změn 5.7 Meridionální transport tepla a vláhy - transport tepla a vláhy z rovníkových a tropických oblastí se uskutečňuje prostřednictvím globální cirkulace a mořských proudů - Hadleyho buňka jako “tepelná pumpa”: proudění k rovníku transportuje latentní teplo, které je pak součástí přenosu tepla ve výšce od rovníku do subtropů, kde může divergovat v anticyklonách do vyšších šířek (může se obohacovat latentním teplem při výparu) - termohalinní cirkulace je důležitá z hlediska transportu teplejší vody do severního Atlantiku – část tohoto tepla přenášena západním prouděním nad Evropu 25  6 Systémy počasí - počasí – okamžitý stav atmosféry (ve vrstvě od zemského povrchu po tropopauzu), charakterizované souborem meteorologických prvků (např. teplota, tlak a vlhkost vzduchu, oblačnost) a meteorologických jevů (např. rosa, bouřka, mlha) v daném místě – velká časová a prostorová proměnlivost počasí - povětrnost – ráz počasí během několika dnů - podnebí (klima) – charakterizuje dlouhodobé změny stavu atmosféry (min 30 let) 6.1 Putující cyklony a anticyklony - putující cyklony a anticyklony jsou příčinou změn počasí 1. Cyklony: - výstup vzduchu – hustá vrstevnatá oblaka – déšť nebo sníh -> cyklonální srážky - cyklonální bouře - zesílené projevy normálního cyklonálního počasí - silné cyklony, pro které je charakteristický velký tlakový gradient (= velký rozdíl mezi centrální částí cyklony a její periferií), silný výstup vzduchu – silný vítr, velký déšť nebo sněžení - putující cyklony: a. Frontální cyklony mírných a polárních šířek – od slabých po cyklonální bouře b. Tropické cyklony tropického nebo subtropického pásma – od mírných po destruktivní 2. Anticyklony - sestupné pohyby, jasné počasí (někdy kumuly pěkného počasí) - v centru slabé a proměnlivé větry nebo bezvětří, v okrajových částech může vítr zesilovat - putující anticyklony – mohou vznikat ve středních šířkách VZDUCHOVÉ HMOTY - základní stavební jednotkou v troposféře jsou vzduchové hmoty ! vzduchová hmota = velký objem vzduchu (horizontálně tisíce km, vertikálně po tropopauzu) s téměř jednotnými charakteristikami teploty a vlhkosti vzduchu - typické vlastnosti získávají při stagnaci nebo pomalém pohybu vzduchu v oblastech svého vzniku - při přemisťování do jiné oblasti (vliv tlakového gradientu) mění vzduchová hmota své vlastnosti – transformace - dělení vzduchových hmot podle zeměpisné šířky (geografické typy vzduchových hmot): - dělení vzduchových hmot podle typu aktivního povrchu, nad nímž vznikají: a. Mořské (m) – nad oceány (vlhčí) b. Kontinentální (c) – nad pevninou - dělení vzduchových hmot podle termodynamického hlediska: a. Teplé – při přemisťování do dané oblasti se ochlazují, přinášejí oteplení; od rovníku k pólu, dochází ke stabilnímu zvrstvení nebo k inverzi (ochlazení nejintenzivnější u povrchu) b. Studené – při přemisťování do dané oblasti se oteplují, přinášejí ochlazení; dochází k labilnímu zvrstvení (výstupné pohyby vzduchu, tvorba kupovité oblačnosti -> srážky); studený vzduch je rychlejší v přední části, zadní část se může zpožďovat (může docházet k teplým frontám) c. Neutrální – v dané oblasti si po několik dnů zachovávají své základní vlastnosti; zvrstvení může být stabilní nebo labilní – závisí na historii hmoty STUDENÁ, TEPLÁ A OKLUSNÍ FRONTA - fronta – ostře vyjádřená hranice oddělující jednu vzduchovou hmotu od druhé (přechodná vrstva oddělující vzduch. Hmoty) - pohybuje-li se jedna vzduchová hmota do druhé, fronta svírá malý úhel s povrchem - fronty - nositelé frontálního počasí - podle toho, v jakém směru se vzduch. hmota pohybuje (z teplejšího do chladnějšího či naopak) dělíme fronty na 3 typy: A. Studená fronta - klín postupujícího studeného vzduchu vynucuje výstup teplého vzduchu -> ideální podmínky pro vznik oblaků - studené fronty jsou nositelé počasí, pro které jsou charakteristické cumulonimby Cb, bouřky a přeháňky - znázornění: modře nebo ostrými vyplněnými trojúhelníčky ukazujícími směr postupu studené fronty 1. Druhu (obr. vlevo) - ve všech svých částech anafrontou (vzduch vystupuje podél frontální rozhraní nahoru) -> vznikají zde i vrstevnatá oblaka (Ns, As, Cs) - srážky vypadávají z Cb už cca 50 km před studenou frontou, bouřkové srážky přechází v trvalé srážky s příchodem studené fronty (srážky padají 100 – 150 km za studenou frontou) - před přechodem fronty tlak v teplém vzduchu klesá, přechodem stud. fronty tlak vzrůstá, protože přibývá studený vzduch 26  - při přechodu stud. fronty dochází k zesílení rychlosti větru; po přechodu fronty dochází ke změně směru proudění doprava - po přechodu studené fronty dochází k ochlazení 2. Druhu (obr. vpravo) - anafrontou (kde převládají výstupné pohyby) je pouze v přední části, v dalších částech frontálního rozhraní je katafrontou (převládají sestupné pohyby – teplý vzduch nad frontou se pohybuje rychleji a brání dalšímu vývoji oblaků za Cb) - srážky jsou převážně přechodné – z Cb (do 100 km), po přechodu fronty srážky ustávají - po nějaké době se do prostoru může dostat ještě studenější vzduch -> může vzniknout podružná „fronta“ studenějšího vzduchu -> přeháňkové srážky z Cb B. Teplá fronta (obr. vpravo) - přitékající teplý vzduch se pohybuje na stranu studeného a vystupuje po jeho klínu se vznikem oblaků nimbostratus Ns, altostratus As a cirrostratus Cs (viditelné i den před srážkami), z nichž (Ns, As) mohou vypadávat trvalé srážky - teplá fronta je ve všech svých částech anafrontou - trvalé srážky se objevují v pásmu do 300 km (As, Ns) – rychlost postupu cca 20-30km/h (pomalejší než studené fronty 80 km/h) - s příchodem fronty zesiluje vítr, mění se směr větru doprava - klesá tlak vzduchu, který po přechodu fronty závisí na vlastnostech teplé fronty - po přechodu teplé fronty se otepluje - znázornění: červeně, vyplněné půlkruhy C. Okluzní fronta - studená fronta postupuje rychleji než teplá, takže při povrchu se po určité době mohou střetnout dvě studené vzduchové hmoty – která postupovala za studenou (SV1) a která ustupovala před teplou frontou (SV2) - studený vzduch za studenou frontou dostihne studený vzduch ustupující před teplou frontou a. Teplá okluzní fronta – SV1 je teplejší než SV2, vzduch před teplou frontou je studenější než vzduch postupující za studenou frontou -> také začíná vystupovat -> kombinace oblačných a srážkových projevů obou frontálních systémů (Ns, As, Cs, Cb) b. Studená okluzní fronta – SV1 je studenější než SV2, větší sklon - protože studený vzduch postupující za studenou frontou je chladnější než studený vzduch ustupující před teplou frontou - vývoj frontálního systému závisí na relativních teplotách obou studených vzduchových hmot, pokud dochází ke styku teplé a studené fronta, tak vzniká okluzní fronta 27 FRONTÁLNÍ CYKLONY - frontální cyklony – vytváří se na atmosférických frontách spíše ve středních a vyšších zeměpisných šířkách (v oblasti mezi subtropy se vytváří spíše tropické cyklony) - tlaková výše v polární oblasti vs. tlaková výše subtropů – mezi nimi frontální rozhraní – brázda nízkého tlaku vzduchu - dvě anticyklony na kontaktu na polární frontě, mezi nimi brázda nízkého tlaku vzduchu, kde se začíná utvářet frontální cyklona - vysvětlení vzniku frontální cyklony: a) formuje se frontální vlna (příčiny zvlnění: orografická překážka v postupu studeného vzduchu, existence střihu větru – výrazný rozdíl mezi rychlostí proudění studeného a teplého vzduchu), studený vzduch proniká do teplého a teplý vyklouzává nad studený (teplý má nižší hustotu), pokles tlaku vzduchu v centrální části b) stadium mladé cyklony (c) – zesilují fronty, výkluz teplého vzduchu, studený natéká do teplého, formuje se teplý sektor cyklony, začíná se tvořit vírová cirkulace (dochází k odsávání vzduchu od po