fyzická geografie

znam vodní páry pro skleníkový efekt
atmosférické aerosoly – pevné a tekuté příměsi v troposféře:
a) přirozené aerosoly
- kosmický prach (1,4.1010 kg ročně)
- vulkanický prach (vulkanické erupce, vliv na intenzitu přímého záření)
- kouřové částice (lesní a rašeliništní požáry)
- částice z povrchu půdy a moře (zvednuty větrem – písečné a prachové bouře, vlnění)
- aeroplankton (např. pyl, bakterie)
b) 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 aj.)
aerosoly jako kondenzační jádra (zárodky pro vznik oblaků a mlh)
aerosoly způsobují aerosolový rozptyl dopadajícího záření – největší pro delší vlnové délky viditelného záření (např. červená barva při západu a východu Slunce)
tropopauza – přechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou (teplota se s výškou nemění – izotermie, nebo roste – inverze)
Stratosféra
růst teploty vzduchu s výškou, hlavně v důsledku pohlcování sluneční záření ozonem
sahá do výšky asi 50 km, slabá výměna vzduchu s troposférou – obsahuje málo vodní páry a aerosolů

Prostředí vysokých hor
pokles hustoty vzduchu s výškou – řídký vzduch (menší počet molekul v jednotkovém objemu vzduchu)
menší obsah vodní páry a CO2 – větší pokles nočních teplot
denní teploty vzduchu klesají s rostoucí výškou a mají větší denní amplitudu
Obr. 3.9/59 – SS
Teplotní inverze a mráz
jasná noc, 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
teplota při povrchu může v takovýchto případech klesnout pod nulu – mráz (killing frost) – ochrana: vrtule - promíchávání vzduchu, oteplování přízemní vrstvy spalováním paliv
přízemní 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
Roční chod teploty vzduchu
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. 3.12/60 – SS
Kontrast mezi pevninou a oceánem
stanice při pobřeží v porovnání s vnitrozemím jsou 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:
sluneční záření proniká ve vodě do větší hloubky v porovnání se souší, kde dopadá na povrch
voda se ohřívá pomaleji než povrch souše (např. specifické teplo vody je asi pětkrát větší než u skalního povrchu)
promíchávání teplejší a chladnější vody v zahřívané vrstvě
větší výpar nad vodní plochou než nad souší, kde může při suchém povrchu i ustat
Obr. 3.14/62
v denním chodu teploty vzduchu na stanicích s oceánským klimatem menší denní amplituda než u stanic s kontinentálním klimatem
v ročním chodu dochází k opožďování extrémů (např. přesun minima z ledna na únor a maxima z července na srpen)
Obr. 3.16/63

Geografické rozložení teploty vzduchu
rozložení teploty vzduchu ukazují mapy izoterem – tj. čar, spojujících místa se stejnou teplotou vzduchu
mapy ukazují centra vysokých a nízkých teplot a teplotní gradient, tj. směr změny teploty vzduchu
Faktory ovlivňující rozložení teploty vzduchu
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)
oceanita a kontinentalita – viz 3.4.2; vliv teplých a studených mořských proudů na pobřežní oblasti
nadmořská výška – pokles teploty vzduchu s výškou
Rozložení teplot vzduchu v lednu a v červenci
Obr. 3.18/65
pokles teploty vzduchu od rovníku k pólům – lépe vyjádřený na jižní polokouli, na severní komplikován rozložením pevnin
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)
malá změna teploty vzduchu v ekvatoriální oblasti mezi lednem a červencem – insolace se výrazněji nemění v průběhu roku
velký severo-jižní posun izoterem mezi lednem a červencem nad kontinenty ve středních a subarktických šířkách – pevnina: leden – posun k jihu, červenec – posun k severu (v důsledku rozdílného ohřívání a ochlazování pevnin a oceánů)
výše ležící polohy jsou vždy chladnější než nížiny v okolí
zaledněné oblasti nebo oblasti se stálou sněhovou pokrývkou jsou vždy velmi chladné – Antarktida a Grónsko: značná nadmořská výška, velké albedo
Roční amplituda teploty vzduchu
Obr. 3.20/68
roční teplotní amplituda roste se zeměpisnou šířkou, hlavně na kontinentech severní polokoule (hlavně Asie a Severní Amerika, kontrast zimní a letní insolace)
největší roční teplotní amplituda v subarktické a arktické zóně Asie a Severní Ameriky (letní insolace porovnatelná s rovníkem, zimní velmi nízká)
roční teplotní amplituda je poměrně vysoká v oblasti pouští (Sahara, Kalahari, střední část Austrálie – suchý vzduch, malá oblačnost)
roční teplotní amplituda nad oceány je menší než nad pevninou v téže zeměpisné šířce (kontrast pevnina – oceán)
roční teplotní amplituda je velmi malá nad oceány v tropické zóně (méně než 3 °C – malé sezónní změny insolace)
Skleníkový efekt a globální oteplování
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
Kolísání teploty vzduchu
globální teplotní řada (teploty vzduchu průměrované z velkého počtu stanic na Zemi) ukazuje vzestup teploty vzduchu na Zemi asi o 0,6 °C za 100 let – tzv. globální oteplování
faktory ovlivňující kolísání globální teplot vzduchu na Zemi:
sluneční aktivita – změny solární konstanty (vzestup teploty)
vulkanická činnost – po erupcích ve stratosféře se vytváří vrstva aerosolů, které odrážejí dopadající záření – ochlazení při zemském povrchu
interakce oceán-atmosféra (výměna tepla v oceánech, ENSO – roky El Nińa výrazněji teplejší)
zesilování skleníkového efektu (oteplování) – všeobecně považováno za hlavní faktor globálního oteplování
Budoucí scénáře
Mezivládní panel pro klimatické změny (Intergovernmental Panel on Climate Change) při Světové meteorologické organizaci (World Meteorological Organisation)
počítačové simulace změn teploty vzduchu na Zemi v důsledku růstu koncentrací skleníkových plynů pro různé scénáře – odhadovaný vzestup teploty od roku 1990 do roku 2100 v rozmezí 1,4-5,8 şC
důsledky globálního oteplování: růst hladiny oceánů (tání ledovců, expanse vody – odhadovaný vzestup hladiny od roku 1990 do roku 2100 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
Literatura:
Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.3.4: s. 57-65.
Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 3: Air Temperature, s. 51-73.
FG
- -

Atmosférická vlhkost a srážky
voda existuje ve třech skupenstvích – pevném (led), kapalném (voda), plynném (vodní pára)
při fázových změnách se spotřebovává nebo uvolňuje latentní teplo
Obr. 4.1/77 – SS
Voda v globální perspektivě
voda hraje klíčovou roli na Zemi z následujících příčin:
pokrývá 2/3 povrchu Země, funguje jako rezervoár tepla a jeho přerozdělování, stejně jako rezervoár různých složek (např. soli)
voda vypadávající na pevninách jako déšť nebo sníh vytváří při odtoku na povrchu různé tvary a formy reliéfu a přenáší živiny od jednoho místa k druhému
vodou v atmosféře je přenášeno obrovské množství latentního tepla od jednoho místa k druhému
Hydrosféra a hydrologický cyklus
Obr. 4.2/78 – SS
97,2 % tvoří slaná voda, 2,8 % sladká voda
hlavní část sladké vody je vázána v ledovcových štítech a horských ledovcích (2,15 %) a podpovrchové vodě, hlavně podzemní (0,63 %) – zbytek 0,02 %, takže sladká voda na pevnině tvoří jen velmi malou část z celkových zásob vody na Zemi
zbytek 0,02 % se rozděluje na půdní vodu (v dosahu kořenů rostlin), povrchovou vodu (např. jezera, vodní toky, bažiny) a vodu v atmosféře
hydrologický cyklus – popisuje globální výměnu vody mezi jednotlivými rezervoáry:
výpar z oceánů a pevnin (plus transpirace) do atmosféry v podobě vodní páry, z oceánů šestkrát větší
kondenzace nebo sublimace vodní páry v atmosféře, vypadávající v podobě srážek (srážky nad oceány asi čtyřikrát větší než nad pevninou)
srážky vypadlé na pevninu mohou
- se vypařit a vrátit se do atmosféry jako vodní pára
- se vsáknout do půdy (podzemní odtok)
- odtékat z povrchu spojujíce se do potoků a řek, odtékajících zpět do oceánů nebo bezodtokých jezer
Globální vodní bilance
Obr. 4.3/78 – SS
popisuje toky vody mezi oceánem, atmosférou a pevninou
předpokládáme, že objem oceánských vod a objem sladkých povrchových a podpovrchových vod je konstantní rok od roku
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 (pevnina) + 420 (oceán) = 110 (pevnina) + 380 (oceán) (vše v tis. km3)
Vlhkost vzduchu
vlhkost vzduchu – obecně značí množství vodní páry ve vzduchu
množství vodní páry ve vzduchu kolísání 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
specifická vlhkost vzduchu (g.kg-1) – hmotnost vodní páry v gramech obsažená v 1 kg vzduchu
maximální specifická vlhkost v závislosti na teplotě: -10 şC – 2 g/kg, 30 şC – 26 g/kg
Obr. 4.4/80 – SS
specifická vlhkost je míra množství vody, které může vypadnout z atmosféry jako srážky, tj. 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
Obr. 4.5/80 – SS
rosný bod (şC) – teplota, při níž vzduch dosáhne stavu nasycení, tj. obsahuje maximální množství vodní páry – při dalším ochlazení kondenzace
Relativní vlhkost vzduchu
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
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)
Obr. 4.7/81 – SS
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)

Adiabatické procesy
ke kondenzaci či sublimaci vodní páry ve vzduchu je třeba jeho ochlazování
noční ochlazení povrchu a přiléhající vrstvy vzduchu – rosa, mráz
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
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 lze popsat suchoadiabatickým gradientem s hodnotou 1 şC na 100 m výšky
Vlhkoadiabatický proces
dosáhne-li vystupující vzduch hladiny kondenzace, 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
Obr. 4.10/84 – SS
Oblaka
oblak – nakupení vodních kapiček nebo ledových krystalků o rozměru 20-50 μm ve vzduchu
kondenzační jádra o rozměru 0,1-1 μm; 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 şC
Druhy oblaků
oblaka mají mnoho tvarů a velikostí
oblaka lze dělit podle výšky jejich spodní základny a vzhledu na:
oblaka vysoká (5-13 km):
řasa – Cirrus (Ci)
řasová kupa – Cirrocumulus (Cc)
řasová sloha – Cirrostratus (Cs)
oblaka střední (2-7 km)
vyvýšená kupa – Altocumulus (Cc)
vyvýšená sloha – Altostratus (As)
oblaka nízká (do 2 km)
dešťová sloha – Nimbostratus (Ns)
slohová kupa – Stratocumulus (Sc)
sloha – Stratus (St)
oblaka vertikálního vývoje (0,5-1,5 km)
kupa – Cumulus (Cu)
bouřkový oblak – Cumulonimbus (Cb)
Obr. 2.27/69 – Netopil: Fyzická geografie I
Mlha
mlha – nakupení produktů kondenzace nebo sublimace vodní páry na 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
radiační mlha – vzniká v noci při poklesu teploty pod hodnotu rosného bodu (souvisí s přízemní teplotní inverzí)
advekční mlha – teplý vlhčí vzduch natéká nad chladnější povrch
mlhy z vypařování – výpar z teplejšího vodního povrchu do chladnějšího vzduchu
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
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 srážkoměrem výškou vody v mm/den (1 mm srážek = 1 l vody na 1 m2 plochy) – tuhé srážky se měří stejným způsobem po jejich rozpuštění
Vznik srážek
podle příčin výstupného pohybu vzduchu, způsobujícího ochlazování, lze rozlišit:
vynucený výstup vzduchu na horských překážkách → orografické srážky
výstup vzduchu v důsledku konvekce → konvektivní srážky
výstup při pohybu vzduchových hmot → cyklonální srážky
Orografické srážky
Obr. 4.16/95 – SS
vzduch přitéká k horské překážce, na níž dochází k vynucenému výstupu → po hladinu kondenzace ochlazování podle suchoadiabatického gradientu o 1 şC 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 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)
Konvektivní srážky
konvekce vzniká při nerovnoměrném zahřívání zemského povrchu → bublina zahřátého vzduchu, který 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 vyvíjí vertikálně do podoby bouřkového oblaku (cumulonimbu) 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)
Obr. 4.19/98 – SS
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
Bouřky
bouřka – intenzivní lokální bouře spojená s oblakem druhu cumulonimbus s velmi silnými výstupnými pohyby vzduchu, skládající se z několika konvektivních buněk
Obr. 4.21/99 – SS
konvektivní buňka – silný výstupný pohyb vzduchu 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
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
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
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:
každodenní aktivity lidé (např. automobilismus)
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 (původně 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, které jsou tak četné, že způsobují opalescenci a snižují viditelnost (tvořený hlavně prachem, krystalky soli, pylem, kouřovými částicemi)
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