- Stahuj zápisky z přednášek a ostatní studijní materiály
- Zapisuj si jen kvalitní vyučující (obsáhlá databáze referencí)
- Nastav si své předměty a buď stále v obraze
- Zapoj se svojí aktivitou do soutěže o ceny
- Založ si svůj profil, aby tě tví spolužáci mohli najít
- Najdi své přátele podle místa kde bydlíš nebo školy kterou studuješ
- Diskutuj ve skupinách o tématech, které tě zajímají
Studijní materiály
Hromadně přidat materiály
fyzická geografie
Z0026 - Fyzická geografie
Hodnocení materiálu:
Vyučující: prof. RNDr. Rudolf Brázdil CSc.
Zjednodušená ukázka:
Stáhnout celý tento materiálÚvod do studia fyzické geografie
Fyzická geografie je 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.
Fyzickogeografická sféra Země se skládá z jednotlivých geosfér:
zemská kůra s georeliéfem – nejsvrchnější vrstva pevného zemského tělesa, jejíž povrch se označuje jako georeliéf
atmosféra – plynný obal Země (po ozonovou vrstvu)
hydrosféra – geosféra tvořená vodami oceánů a pevniny
kryosféra – část zemské kůry a hydrosféry, jejíž teplota je po více než 2 roky pod bodem mrazu
pedosféra – půdní pokryv na povrchu pevnin
biosféra – geosféra s podmínkami pro život a trvale obydlena živými organismy
fyzickogeografická (na Zemi už jen vyjímečně) + socioekonomická sféra (aktivita člověka) = krajinná sféra Země
a, b, c, d, e, f = komplexní fyzická geografie
Literatura:
Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 1: s. 9-25.
Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. Prologue: s. 2-9.
globální energetická bilance země
Elektromagnetické záření
sluneční záření – elektromagnetické x korpuskulární (čističové – tok elektricky nabitých částic, je vyšší než elektromagnetické)
elektromagnetické záření – soubor záření různých vlnových délek vycházejícího od povrchu objektu
vlnová délka L – vzdálenost od jednoho hřbetu vlny k sousednímu hřbetu; jednotka – μm (10-6 m) nebo nm (10-9 m)
Obr. 2.1/31 - Strahler, Strahler (1999)
Záření a teplota
dva základní principy emise elektromagnetického záření:
nepřímý vztah mezi vlnovou délkou záření daného tělesa a jeho teplotou (Slunce – kratší vlnové délky, Země – větší vlnové délky), každé těleso vyzařuje tepelnou energii
teplejší tělesa vyzařují mnohem více než tělesa chladnější (závislost na čtvrté mocnině absolutní teploty – Stefan-Boltzmannův zákon)
= absolutně černé těleso (nejlépe saze)
= konstanta
= absolutní teplota tělesa
, teplota je v Kelvinech (0° C = 273 K,
15°C = 273 + 15 K)
Sluneční záření
Slunce: jaderné reakce proton-protonového cyklu (přeměna vodíku na hélium) – povrchová teplota 6000 ˚C – výkon Slunce 2,8.1026 W – rychlost elektromagnetického záření 300 tisíc km.s-1 – 8 1/3 min. než dorazí na Zemi
[W] = [J/s] – množství energie v J za časovou jednotku
vzdálenější planety – méně energie od Slunce; Země – 1,7.1017 W – to, co naše Země dostává
spektrum elektromagnetického záření:
ultrafialové záření – 0,2-0,4 μm – pohlceno téměř úplně plyny v atmosféře – škodlivé pro živé organismy, je pohlcováno ozonem a kyslíkem
viditelné záření – 0,4-0,7 μm – světelná energie – barva závislá na vlnové délce (fialové, modrá, zelená, žlutá, oranžová, červená => modrá obloha, červánky – jen malá část pohlcována
krátkovlnné infračervené záření – 0,7-3 μm – lidské oko není ne ně citlivé – snadno proniká atmosférou
a) + b) + c) = krátkovlnné záření
tepelné infračervené záření – > 3 μm – vydáváno chladnějšími objekty – pociťováno jako teplo – označuje se jako dlouhovlnné záření (tepelné snímkování)
Obr. 2.2/32 - Strahler, Strahler (1999)
Charakteristiky slunečního záření
různá intenzita vyzařování podle vlnové délky: ultrafialové – 9 %, viditelné – 41 %, krátkovlnné infračervené – 50 % (velmi málo energie pro L > 2 μm)
intenzita slunečního záření je největší ve viditelné části spektra, hlavně v oblasti zelené
solární konstanta - 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 %, měří se podle umělých družic Země, kolísá v rámci cyklu sluneční soustavy (0,1 – 0,2%)
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 – vlnové délky mezi tím pohlcovány hladně vodní párou a CO2
je pohlcováno CO2 a vodní parou
Globální radiační bilance
Země stále pohlcuje krátkovlnné sluneční záření a vydává dlouhovlnné záření – radiační bilance (bilance krátkovlnného a dlouhovlnného záření)
krátkovlnné záření je zčásti odráženo zpět do meziplanetárního prostoru (též oblaky, částicemi), zčásti pohlcováno v atmosféře a na aktivním povrchu (vzestup teploty)
dlouhovlnné záření uniká do meziplanetárního prostoru (pokles teploty)
dlouhodobě je příjem krátkovlnného záření vyrovnáván výdejem dlouhovlnného záření (zářivá rovnováha)
Insolace Země
sluneční záření je proměnlivé v závislosti na čase a na místě na Zemi
insolace – tok dopadající sluneční energie na exponovaný povrch pro sférickou Zemi bez atmosféry (W.m-2) – závisí na výšce Slunce (maximální pro Slunce v zenitu); intenzita záření na plochu Země
výška Slunce závisí na zeměpisné šířce, části dne a části roku, úhel dopadu slunečních paprsků je nejdůležitější pro teplotu na Zemi
Obr. 2.5/35 - Strahler, Strahler (1999)
Dráha Slunce na obloze
Obr. 2.6/35 – Strahler, Strahler (1999)
Denní insolace během roku
denní insolace závisí na úhlu dopadu slunečních paprsků a době expozice (tedy na zeměpisné šířce a roční době)
v pásmu mezi obratníky existují dvě maxima (na rovníku v době rovnodenností), která se od rovníku k obratníkům přibližují až splývají v jedno 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
Obr. 2.7/36 - Strahler, Strahler (1999)
Roční insolace podle zeměpisných šířek
roční insolace plynule klesá od rovníku k pólu – na pólu asi 40 % hodnoty insolace na rovníku
díky sklonu zemské osy je významná část insolace přerozdělena od rovníku k pólům a střídají se roční období
Obr. 2.1/31 - Strahler, Strahler (1999)
Světové šířkové zóny
rovníkový pás (10° s.š. – 10° j.š.) – intenzivní insolace během roku, dny a noci téměř stejně dlouhé (celý rok 12h-12h)
tropický pás (10-25° z.š.) – roční cyklus, velká roční insolace
subtropický pás (25-35° z.š.)
pás mírných šířek (35-55° z.š.) – velké rozdíly ve výšce Slunce a délce dnů a nocí mezi zimou a létem
subarktický (subantarktický) pás (55-60° z.š.)
arktický (antarktický) pás (60-75° z.š.) – velké rozdíly v délce dne a v insolaci
polární pás (nad 75° z.š.) – dominuje vždy téměř půl roku polární den a polární noc
Obr. 2.9/37 - Strahler, Strahler (1999)
Složení atmosféry
atmosféra (atmos – pára, sphaira – koule, obal) – plynný obal Země, tvořený zvláštní směsí plynů – vzduchem
hmotnost 5,157.1018 kg
rozložení hmotnosti: 50 % do 5-6 km, 90 % do 16 km, 99 % do 30 km => s rostoucí vzdáleností od povrchu hustota atmosféry klesá
hlavní plynné složky atmosféry v suchém čistém vzduchu:
dusík – N2 – 78,084 % (objemový podíl) – 75,51 % (hmotnostní podíl) [inertní=netečný plyn, vulkanická činnost]
kyslík – O2 – 20,946 % - 23,01 % [dýchání, reaktivní plyn, pohlcování záření, tvorba ozonu, fotosyntéza]
argon – Ar – 0,934 % - 1,286 % [inertní plyn, zdrojem je radioaktivní rozpad 40K]
stopové plyny:
oxid uhličitý – CO2 – pohlcování dlouhovlnného záření (oteplování atmosféry), spotřebováván při fotosyntéze, uvolňován při dýchání a hoření, je příčinou globálního oteplování díky jeho zvýšení v atmosféře (0,03 => 0,04%)
další stopové plyny: ozon, methan (skleníkový plyn), neon, krypton, xenon, vodík, oxid dusný, hélium
vlhký čistý vzduch:
vodní pára – max. do 4 % objemu (průměr 2,6 %) na úkor dalších plynných komponent, pokles s výškou, pohlcování dlouhovlnného záření
atmosférické aerosoly – pevné a tekuté příměsi ve vzduchu
naše atmosféra je dusíko-kyslíková
Ozon ve stratosféře
ozon – zapáchající plyn vznikající při elektrických vývojích v atmosféře (C. F. Schönbein – 1840)
Přirozená rovnováha ozonu v atmosféře
stopový plyn, tvořený 3 atomárními kyslíky (O3)
90 % ve stratosféře, asi 3/4 v 15-30 km – ozonosféra
měření spektrofotometrem
Dobsonovy jednotky (DU) – celkové množství O3 ve vertikálním sloupci o základně 1 cm2 (100 DU odpovídá při normálním tlaku a teplotě 298K vrstva O3 o tloušťce 1 mm)
geografické rozložení: růst koncentrací od minim v oblasti rovníku (cca 250 DU) k maximům na 60ş z.š. (cca 400 DU), odtud pokles k pólům, koncentrace v Arktidě vyšší než v Antarktidě
roční chod: maximum na jaře, minimum na podzim
vznik a zánik O3 – Chapmanova teorie:
Vznik:
UV-záření o L < 0,242 μm – disociace kyslíku: O2 + hν ( 2O
reakce atomárního a molekulárního kyslíku: O + O2 + M ( O3 + M
Zánik:
disociace O3 zářením s L < 1,2 μm: O3 + hν ( O + O2, popř. reakce O3 s atomárním kyslíkem: O3 + O ( O2 + O2
katalytické reakce: 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
2.4.1.2 Ozonová díra a její příčiny
ozonová díra – drastický úbytek celkového ozonu, pozorovaný v Antarktidě v září-říjnu v porovnání s koncem 70. let
halogenované uhlovodíky: lehké uhlovodíky (zejména methan CH4 a ethan C2H6), v nichž vodík je nahrazen, v atmosféře mají velmi dlouhou životnost, např. 100 let, ozonová díra může vzniknout kdekoliv, kde jsou příznivé meteorologické podmínky (1992 – ozonová díra nad Evropou), ozon způsobuje poškození zraku a kůže, menší imunitu
atomy fluoru F a chloru Cl (chlorofluorouhlovodíky – CFC – též freony
hydrochlorofluorouhlovodíky – HCFC)
atomy bromu Br (bromované uhlovodíky, též halony)
vlastnosti: plyny nebo lehce těkavé kapaliny – nehořlavost, nejedovatost, chemická netečnost, domnělá ekologická nezávadnost – prudký nárůst produkce
použití: hnací plyny, chladiva, nadouvadla, čistící a odmašťovací prostředky, protipožární technika atd.
mechanismus působení na O3:
průnik z troposféry do stratosféry
vůči O3 inertní sloučeniny Cl (chlorovodík HCl, chlornitrát ClONO2)
v polární noci na částicích polárních stratosférických oblak (PSO) – aktivní formy (Cl2, HOCl)
PSO – polární vortex, teploty kolem – 80 şC
časně zjara působením slunečního záření uvolňován aktivní Cl – katalytické reakce – zánik O3
pokles O3 v Antarktidě větší než v Arktidě (nestabilní vortex, vznik PSO méně častý)
Obr. Vznik ozonové díry
Turbulentní a latentní tok tepla
stýkají-li se dva objekty různé teploty, předává se teplo od teplejšího k chladnějšímu vedením
neuspořádaný vertikální přenos tepla – turbulentní tok tepla (sensible heat transfer)
teplo spotřebované či uvolňované při fázových změnách vodní páry – latentní teplo
latentní tok tepla – při fázových změnách vody, přenos tepla od povrchu do atmosféry při výparu, uvolňování tepla na povrchu při kondenzaci nebo sublimaci
Globální energetická bilance
tok energie mezi Sluncem a Zemí zahrnuje nejen záření, ale i ukládání a transport energie
Ztráty záření
molekuly a částice ve vzduchu rozptylují sluneční záření všemi směry – rozptýlené záření => vjem bílého dne
část záření, která je rozptýlena zpět do prostoru, se označuje jako difuzní odraz (asi 5 % přicházejícího slunečního záření)
pohlcování záření při průchodu atmosférou (asi 15 % přicházejícího záření)
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
Obr. 2.11/42 - STRAHLER, STRAHLER (1999)
Albedo
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 %
přímé sluneční záření nevadí sněhu, sníh rychleji taje pomocí teplého vzduchu
Zpětné záření atmosféry
aktivní povrch vydává dlouhovlnné záření pouze do atmosféry, kde je pohlcováno CO2 a vodní párou, ale i oblaky
atmosféra vyzařuje do meziplanetárního prostoru a také k zemskému povrchu – zpětné záření atmosféry
skleníkový efekt atmosféry – atmosféra je dobře propustná pro krátkovlnné záření, ale pohlcuje dlouhovlnné vyzařování zemského povrchu, skleníkový efekt je normální, problém je jeho zesilování
kdyby nebyla atmosféra, vznikla by tzv. zářivá rovnováha (všechno záření by se odráželo)
Obr. 2.12/43 - Strahler, Strahler (1999)
Globální energetická bilance atmosféry a aktivního povrchu
Obr. 2.13/43 – Strahler, Strahler (1999)
Bilance krátkovlnného záření:
albedo systému zemský povrch - atmosféra 31 %
pohlcování v atmosféře 20 %
pohlceno zemským povrchem 49 %
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 %
Zemský povrch:
49 (krátkovlnné) + 95 (dlouhovlnné) = 144 %, takže 144 (zisk) – 114 (ztráta) = zisk 30 %
tento zisk se předává do atmosféry latentním tokem tepla (23 %) a turbulentním tokem tepla (7 %), takže ztráta zemského povrchu činí celkově 114 (dlouhovlnné) + 23 + 7 = 144 %
Atmosféra:
ztráta: 57 % do meziplanetárního prostoru, 95 % k zemi jako zpětné záření atmosféry, tj. 152 %
zisk: 102 (dlouhovlnné) + 20 (krátkovlnné pohlcené) + 23 (latentní tok) + 7 (turbulentní tok) = 152 %
bez skleníkového efektu by byla Země chladným neobývatelným místem, pokud by bylo jen krátkovlnné a dlouhovlnné záření, atmosféra by se ochlazovala, Země by se oteplovala => není to díky latentnímu a turbulentnímu toku tepla
Šířkový transport energie
příjem a výdej energie pro Zemi v dalším časovém intervalu je vyrovnaný, což ale nemusí platit pro konkrétní místo nebo kratší časové úseky
radiační bilance – diference mezi veškerým přijímaným a vyzařovaným zářením:
pozitivní – příjem záření větší než výdej (např. den)
negativní – výdej záření větší než příjem (např. noc)
mezi 40° s.š. a 40° j.š. je v ročním průměru přebytek zářivé energie (kladná radiační bilance)
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:
přenos tepelné energie oceánskou cirkulací
přenos tepelné energie atmosférickou cirkulací (latentní teplo)
Obr. 2.14/45 – Strahler, Strahler (1999)
Antropogenní vlivy na energetickou bilanci
energetická bilance je citlivá na řadu faktorů, ovlivňujících pohlcování a výdej energie
růst CO2 zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření v atmosféře – zesilování skleníkového efektu
růst aerosolů ve vyšších vrstvách atmosféry zvyšuje rozptyl záření a tedy snižuje přívod krátkovlnného záření k povrchu (tvorba oblaků = více odrazu)
větší obsah aerosolů v dolních vrstvách atmosféry zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření
lidskou činností se mění charakter aktivního povrchu (vliv na albedo, pohlcování záření a na vyzařování)
Literatura:
Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.2-2.3.2: s. 9-25, 35-56.
Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 2: The Earth’s Global Energy Balance, s. 2-9, 31-47.
FG
- -
Teplota vzduchu
teplota – střední kinetická energie molekul tělesa (míra úrovně zjevného tepla v tělese)
jestliže těleso přijímá tepelnou energii, jeho teplota roste
povrch během dne dostává více krátkovlnného záření, než ztrácí dlouhovlnným vyzařováním - jeho teplota roste; v noci, kdy tok krátkovlnného záření ustává, teplota klesá
teplota tělesa se vedle pohlcování a vyzařování může měnit těmito procesy:
vedením – tok tepla mezi dvěma dotýkajícími se tělesy od teplejšího ke chladnějšímu (aktivní povrch – atmosféra)
výparem – změna skupenství vody z kapalného na plynné za pohlcování energie – pokles teploty vypařujícího povrchu
konvekcí – přenos tepla promícháváním při výstupném pohybu vzduchu
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 různým roztažením) v bílé žaluziové meteorologické budce ve výšce 2 m nad zemí, která brání přímému dopadu slunečních paprsků a umožňuje cirkulaci vzduchu kolem teploměru
dnes kapalinové skleněné teploměry nahrazeny odporovými teploměry (termistory), které měří automaticky změny elektrického odporu s teplotou
průměrná denní teplota vzduchu: (t07 + t14 + 2t21)/4, v řadě zemí ale průměr tmax a tmin
z denních průměrných teplot se počítají průměrné měsíční teploty a z nich průměrné roční teploty
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
Obr. 3.3/53 – SS
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 amplituda = tmax – tmin, největší amplitudy 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
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 je srážková voda 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 3.2.4) – tepelný ostrov města – existuje během noci díky záření pohlcenému během dne
odpadní teplo ve městě (topení aj.) – tepelný ostrov nejintenzivnější v zimě
pouštní oblasti – evapotranspirace zavlažované vegetace ve městě může držet teplotu níže než v okolí
Obr. 3.6/56 – SS nebo něco lepšího na tepelný ostrov
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
Obr. - Změna teploty s výškou v atmosféře
Troposféra
nejnižší vrstva atmosféry, v níž teplota vzduchu klesá s výškou, aréna povětrnostních jevů (oblaka, bouřky atd.)
vodní pára v troposféře ve významném množství: kondenzace – nízká oblaka, mlha; sublimace nebo usazování na ledových krystalcích – vysoká oblaka; zdroj vypadávání srážek; vý
Vloženo: 4.08.2011
Velikost: 24,23 MB
Komentáře
Tento materiál neobsahuje žádné komentáře.
Copyright 2024 unium.cz