/?w w Ostudní knihovna - OBIS Pecřogogickd fckulía UJEP 603*00 BRNO, Poříči ?C^ ÚK PdF MU SRNO Lokace: PŮJČOVNA Přc- Sign. /v H Edice Učebnice pro vysoké školy 1. vydání Napsali: doc. dr. Rostislav Netopil, CSc, doc. dr. Rudolf Brázdil, CSc, doc. dr. Jaromír Demek, DrSc. a dr. Pavel Prosek, CSc. Recenzovali: doc. dr. ing. Vladislav Kříž, CSc. a dr. Evžen Quitt, CSc. Schváleno rozhodnutím ministerstva školství ČSR č. j. 12 694/83-31 ze dne 22. dubna 1983 jako celostátní vysokoškolská učebnice pro studenty přírodovědeckých a pedagogických fakult studijního oboru 76-12- učitelství všeobecně vzdělávacích předmětů — aprobace zeměpis. © Doc. dr. Rostislav Netopil, CSc, za kolektiv, 1984 PŘEDMLUVA Rozsah i náplň předkládané učebnice jsou podmíněny učebními osnovami předmětů meteorologie, klimatologie a hydrologie pro učitelské studium geografie a požadavky kladenými na výuku fyzické geografie na základních a středních školách. Úvodní kapitoly mají přispět k objasnění podstaty fyzické geografie, současného stavu jejího vývoje a jejích úkolů. Vzhledem k rozsahu učebnice určenému ministerstvem Školství byli autoři nuceni vypustit části týkající se zvláště meteorologických přístrojů a metodiky měření a v mnoha případech nemohli jít při výkladu látky do dostatečné hloubky, zejména pokud šlo o fyzikální podstatu meteorologických a hydrologických procesů a jevů. V těchto případech se předpokládají alespoň elementární znalosti ze středoškolské fyziky, popř. i matematiky. Do učebnice nemohly být zařazeny ani mapy geografického rozložení meteorologických a hydrologických prvků, které lze však nalézt v atlasech a v dostupných příručkách. Ze stejných důvodů byl omezen i soupis použité literatury pouze na výběr nejnovějších učebnic a monografií, přičemž v něm nejsou uvedeny časopisové prameny, i když příslušní autoři jsou v textu citováni. V soupisu uvedené cizojazyčné učebnice budou sloužit zvláště těm, kteří si chtějí prohloubit své znalosti o klimatu a vodstvu naší Země i o metodách kvantifikace a kvalifikace meteorologických, klimatických a hydrologických jevů a procesů, tak potřebných k všeobecným závěrům o zákonitostech jejich prostorového a časového výskytu. Autoři 5 A-Vft/ -HJ-L^chc^ , <%cfoniC^ //, /Ž6 / £žl • 19? WS/MÍ) OBSAH 1. Objekt, předmět, teorie a metody fyzické geografie (J. Demek)............. . 9 Úvod ................;, . . 9 Objekt fyzické geografie . ........... 9 Struktura a vlastnosti objektu fyzické geografie . . 9 Úvod ................... 9 Prvky a složky přírodních geokomplexů..... 10 Vazby v přírodních geokomplexech....... 11 Oběhy hmoty v přírodních geokomplexech ... 14 Energetika přírodních geokomplexů ...... 14 Struktura přírodních geokomplexů....... 15 Chování geokomplexů............ 16 Jednota geokomplexů............. 17 Hierarchie geokomplexů........... 17 Geosystémy ................. 17 Fyzickogeografická sféra jako geosystém..... 18 Předmět fyzické geografie........... 21 Celková charakteristika............ 21 Hlavní paradigmata v současné fyzické geografii . 21 Struktura fyzické geografie.......... 21 Metcdy fyzické gecgrafie........... 22 Úvod ................... 22 Základní fyzickogeografické výzkumné metody . . 22 Využití fyzické geografie v praxi........ 24 Meteorologie a klimatologie........ 26 Üvod do studia meteorologie a klimatologie (R. Brázdil) ................ 26 Meteorologie a klimatologie jako vědní disciplíny 26 Historický vývoj meteorologie a klimatologie ... 26 Klimatický systém a jeho vlastnosti...... 27 Členěni meteorologie a klimatologie....... 31 Způsoby získávání a zpracovávání meteorologických dat a informací............... 31 Význam meteorologie a klimatologie pro lidskou společnost ................. 34 Atmosféra (R. Brázdil)............ 35 Fyzikálně chemické vlastnosti atmosféry..... 35 Stavba atmosféry (vertikální členění)...... 37 1.1 1.2 1.3 1.3.1 1.3.2 1.3.3 1.3.4 1.3.5 1.3.6 1.3.7 1.3.8 1.3.9 1.3.10 1.4 1.5 1.5.1 1.5.2 1.5.3 1.6 1.6.1 1.6.2 1.7 2. 2.1 2.1.1 2.1.2 2.1.3 2.1.4 2.1.5 2.1.6 2.2 2.2.1 2.2.2 6 2.3 Základní meteorologické prvky a jejich klimatologické charakteristiky (P. Prošek)........40 2.3.1 Sluneční záření a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch—atmosféra..........40 2.3.2 Energetická bilance systému zemský povrch—atmosféra ...................53 2.3.3 Teplota povrchu půdy a jejího podloží.....56 2.3.4 Teplota vzduchu............... 57 2.3.5 Voda v atmosféře..............65 2.3.6 Atmosférické srážky.............71 2.3.7 Hustota a tlak vzduchu............ 75 2.3.8 Proudění vzduchu..............83 2.4 Všeobecná cirkulace atmosféry (R. Brázdil) ... 93 2.4.1 Vzduchové hmoty ..............93 2.4.2 Atmosférické fronty............. 95 . 2.4.3 Všeobecná cirkulace atmosféry.........102 2.5 Základy předpovědi počasí (R. Brázdil).....115 2.5.1 Prostředky synoptické analýzy a předpovědi počasí 115 2.5.2 Hlavní principy synoptické analýzy.......117 2.5.3 Klasifikace předpovědí počasí.........117 2.5.4 Metody krátkodobé předpovědi počasí.....117 2.5.5 Dlouhodobá předpověď počasí.........119 2.6 Klima Země a jeho geneze (P. Prošek).....120 2.7 Klimatické klasifikace (R. Brázdu).......123 2.7.1 Principy a druhy klimatických klasifikací .... 123 2.7.2 Klasifikace klimatu podle W. Köppena.....124 2.7.3 Klasifikace klimatu podle B. P. Alisova ..... 125 2.8 Změny a kolísání klimatu (R. Brázdil) .....132 2.8.1 Časová proměnlivost klimatického systému . . . 132 2.8.2 Metody studia změn a kolísání klimatu.....133 2.8.3 Změny klimatu v geologické minulosti Země . . . 134 ^2ľSj4. Příčiny klimatických změn ..........137 2.8.5 Kolísání klimatu v historické době.......139 2.8.6 Současné kolísání klimatu...........139 2.8.7 Antropogenni klimatotvorný faktor a prognóza klimatu...................140 2.9 Klima přízemní atmosféry (P. Prošek)......141 2.9.1 Výměna energie mezi aktivním povrchem a přízemní atmosférou.................141 2.9.2 Teplotní poměry přízemní atmosféry......142 2.9.3 Vlhkost přízemní atmosféry ..........143 2.9.4 Proudění v přízemní atmosféře . . .......143 2.9.5 Vliv specifických druhů aktivního povrchu nebo aktivní vrstvy na přízemní atmosféru......144 2.9.6 Klima měst.................147 3. Hydrologie (R. Netopil)...........152 3.1 Význam vody v krajinné sféře.........152 3.2 Vědní obory hydrologie, organizace/hydrologické služby, základní hydrologické informace.....153 3.2.1 Definice hydrologie a její dělení........153 7 3.2.2 Hydrologická služba a hydrologický výzkum v ČSSR..................154 3.2.3 Hydrologické informace............155 3.3 Rozmístění zásob a oběh vody na Zemi.....156 3.3.1 Rozmístění celosvětových zásob vody......156 3.3.2 Oběh vody na Zemi.............157 3.3.3 Odběry vody a jejich vliv na bilanci oběhu vody 160 3.4 Hydrografie řek...............161 3.4.1 Měrné jednotky odtoku............161 3.4.2 Hydrografické charakteristiky povodí, říční sítě a koryta řeky..................163 3.5 Hydrologie řek...............177 3.5.1 Režim řek..................177 3.5.2 Vliv činnosti člověka na vodní režim řek.....196 3.5.3 Hydrologické předpovědi...........199 3.6 Podpovrchová voda..............202 3.6.1 Zdroje vzniku a doplňování podzemních vod . . . 202 3.6.2 Druhy vody v horninách...........202 3.6.3 Prameny..................209 3.6.4 Vlastnosti hornin zvodněných vrstev......210 3.6.5 Zjišťování výskytu podzemní vody.......213 3.6.6 Pozorování podzemních vod .........214 3.6.7 Proudění podzemní průlinové vody.......216 3.6.8 Režim podzemních vod............218 3.7 Hydrologie jezer a bažin...........219 3.7.1 Jezera...................219 3.7.2 Bažiny...................229 3.8 Fyzikální a chemické vlastnosti říční, jezerní a prosté podzemní vody...............231 3.9 Organismy v povrchové a podzemní vodě .... 234 3.10 Oceánografie.................237 3.10.1 Části světového oceánu............237 3.10.2 Fyzikální vlastnosti mořské vody........239 3.10.3 Led na mořské hladině............245 3.10.4 Rozptýlené částice v mořské vodě (suspenze) . . . 245 3.10.5 Chemické složení mořské vody.........246 3.10.6 Pohyby mořské vody.............251 3.10.7 Mořské proudy...............254 3.10.8 Znečištění vod oceánů a moří.........259 Literatura..................262 Rejstřík...................265 8 . 1. OBJEKT, PŘEDMĚT, TEORIE A METODY FYZICKÉ GEOGRAFIE 1.1 UVOĎ Fyzická geografie náleží k základním vědám systému geografických věd. Jako každá věda musí fyzická geografie splňovat jisté předpoklady. Musí mít svůj samostatný objekt, předmět a své teorie a výzkumné metody, jež spolu se získanými poznatky ověřuje v praktických aplikacích. 1.2 OBJEKT FYZICKÉ GEOGRAFIE V posledních letech fyzičtí geografové po vzoru filozofů rozlišují objekt a předmět fyzické geografie (A. F. Plachotnik, 1973; V. S. Ljamin, 1978). Určení objektu a předmětu vědy je poměrně složitý teoretický problém. Z hlediska dialektického materialismu existuje mezi objektem a předmětem vědy podstatný rozdíl. Významná je skutečnost, že obsah objektu nezávisí na pozorovacím objektu a existuje nezávisle na našem vědomí. Je to zpravidla část reálného světa. Obsah předmětu vědy určuje poznávací subjekt a často ho ovlivňují požadavky praxe. Předmět vědy jsou vlastnosti, zákonitosti a vztahy v objektu. , V nejširším pojetí je objektem fyzické geografie příroda povrchu naší Země (K. K. Markov a kol., 1978). Podle Filozofického slovníku (M. M. Rozental, ed., 1974) je příroda okolní svět v nekonečné rozmanitosti svých projevů. Je přirozené, že některé materiální objekty — části reálného světa — může studovat více věd nebo dokonce celé soubory příbuzných věd. Avšak při společném objektu studia každá samostatná věda musí mít svůj vlastní objekt studia. Přírodu zemského povrchu studuje mnoho věd, jako jsou geologie, botanika, zoologie a další. Tyto vědy se však zabývají jednotlivými částmi přírody, jako jsou např. horniny, rostliny, živočichové. Ve fyzické geografii stavíme fcbjekt studia jinak — všechny části přírody studujeme v jejich vazbách a v jejich vzájemných vztazích. Části přírody (např. horniny, rostliny, živočichy) nazýváme složkami. Soubor složek přírody zemského povrchu s jejich příčinnými vazbami tvoři přírodní komplex. Objektem, fyzické geografie jsou tedy přírodní komplexy povrchu naší planety^ které jsou objektivní realitou a existují minlö"n^e~vidömf~ ~a nezávisle na něTřn 1.3 STRUKTURA A VLASTNOSTI OBJEKTU FYZICKÉ GEOGRAFIE 1.3.1 ÚVOD Přírodní komplexy jsou tvořeny složkami přírody, které jsou navzájem spjaty a vytvářejí celek omezený vůči svému okolí. Složky a vazby mezi nimi vytvářejí určitou prostorovou strukturu. Hovoříme proto o územní struktuře. Struktura je proměnlivá v čase a vyznačuje se určitými stavy. Stavy přírodních územních komplexů jsou vyvolávány jak vnitřními, tak i vnějšími příčinami. Soubor stavů přírodního územního komplexu, který je odrazem vnitřních a vnějších vlivů působících na komplex, nazýváme chováním komplexu. V závislosti na složkách, vazbách mezi nimi a stavech komplexu vznikají u každého komplexu určité vlastnosti, jimiž se komplexy navzájem odlišují. Vlastnosti přírodních územních komplexů nejsou náhodné, nýbrž jsou zákonité. Vyplývají zejména z množství energie, hmoty a informace, které do komplexu vstupují z okolí. Závisí proto zejména na poloze komplexu na povrchu planety (na zeměpisné šířce a délce a na nadmořské výšce). Každý přírodní územní komplex je proto do určité míry svérázný, současně se vsak vyznačuje rysy umožňujícími ho zařadit do komplexů vyššího řádu. Sám se pak obvykle skládá z komplexů nižšího řádu. Vzhledem k tomu, že o vlastnostech komplexů rozhodují geografičtí činitelé, bývají přírodní uzemní komplexy označovány jako přírodní geografické komplexy, zkráceně přírodní geokomplexy. Můžeme proto upřesnit, že objektem fyzické geografie jsou přírodní geokomplexy povrchu naší planety. Nyní si podrobněji probereme strukturu a vlastnosti přírodních geokomplexů. 1.3.2 PRVKY A SLOŽKY PŘÍRODNÍCH GEOKOMPLEXŮ Každý přírodní geokomplex je tvořen prvky a složkami. Prvek je pro daný účel již dále nedělitelná část geokomplexů,, složka je tvořena dvěma i více prvky a může být považována za komplex nižšího řádu. Každý geokomplex má nejméně dva prvky nebo složky. Vlastnosti prvků a složek v geokomplexů jsou určeny pouze tím, že na působení jeho jiných částí reagují jako celek. Znamená to, že při matematickém zpracování můžeme prvek nebo složku označit jednou proměnnou. V přírodních geokomplexech se vyskytují prvky a složky neživé, hybridní a živé. Neživými prvky a složkami jsou např. horniny, vzduch, voda ve stavu plynném, kapalném i pevném. Živými složkami jsou mikroorganismy, rostliny, živočichové. Jako hybridní prvky označujeme takové, které obsahují jak neživé, tak i živé části. Příkladem hybridního prvku geokomplexů je složitá soustava na povrchu pevnin, kterou označujeme termínem půda. Půda je sama o sobě složitý geokomplex, který je tvořen anorganickým skeletem, půdním vzduchem, vodou a půdní biotou. V přírodních geokomplexech však vystupuje jako hybridní celek — bud jako prvek, nebo jako složka. Toto jsou hmotné složky přírodních geokomplexů. Neživé hmotné složky označujeme jako geomasu, živá hmota v geokomplexech se nazývá biomasa. Vedle hmotných složek však v přírodních geokomplexech vystupují i nehmotné prvky a složky, jako je např. reliéf. Georeliéf je nehmotná veličina geokomplexů. Je to dvojrozměrný útvar, který si můžeme představit jako dotykovou plochu hornin zemské kůry s ovzduším nebo povrchovými vodami (oceánem). Reliéf známe z naší každodenní zkušenosti. Chodíme po něm, stojí na něm náš dům, tečou po něm řeky a protínají ho stromy, které mají kořeny zapuštěny v půdě a v horninách, kmeny a koruny jím vyčnívají do ovzduší. Georeliéf je důležitou složkou přírodních geokomplexů, protože ovlivňuje jejich další prvky a složky. Každý geokomplex má vnitřní a vnější prvky a složky. Vnější prvky a složky tvoří povrch komplexu, na kterém se stýkají s okolními geokomplexy. U vnějších prvků a složek rozlišujeme vstupní a výstupní prvky a složky komplexu. Vstupní prvek nebo složka je část komplexu, přes niž do něho vstupují z okolí energie, "hmota nebo informace. Výstupní prvek nebo složka je část komplexu, jejímž prostřednictvím prvek předává energii, hmotu nebo informaci okolním komplexům. Vstupními a výstupními prvky a složkami je tedy přírodní komplex spojen se svým okolím (tzv. prostředím) geokomplexů. Při diskusi prvků a složek přírodních geokomplexů si musíme uvědomit, že z tradice hovoříme o přírodních prvcích a složkách. Ve skutečnosti však jde o prvky a složky více nebo méně ovlivněné, popř. změněné člověkem. Lidská společnost dnes intenzívně ovlivňuje 10 jednotlivé prvky a složky na 55 % povrchu pevnin. Mění georeliéf, znečisťuje ovzduší a vody plynnými, kapalnými i pevnými odpady, mění půdy průmyslovými hnojivy a biocidy, místo původních souborů rostlin a živočichů vytváří umělá společenstva (např. pole, lesní monokultury apod.). Proto současná fyzická geografie nestuduje původní přírodu, ale již tzv. druhou přírodu značně ovlivněnou člověkem. Proto i označení přírodní geokomplex musíme .chápat z tohoto hlediska. 1.3.3 VAZBY V PŘÍRODNÍCH GEOKOMPLEXECH Prvky a složky v přírodních geokomplexech jsou navzájem spjaty. Znamená to, že mezi nimi existují spojení, která vyjadřují vzájemné vztahy mezi prvky a složkami geokomplexů. Tato spojení označujeme ve fyzické geografii termínem vazby. .Vzájemné spojení, a tím i vzájemné působení prvků a složek mezi sebou se v přírodních geokomplexech uskutečňuje dvěma základními způsoby, a to a) přenášením energie, hmoty a informace od jednoho prvku k druhému, b) změnou hmotného složení, energetického potenciálu nebo struktury druhého prvku nebo složky. Přenos energie, hmoty nebo informace v přírodních geokomplexech může opět probíhat dvěma způsoby, a to buď při bezprostředním styku prvků a složek (např. hornin a vody), nebo prostřednictvím toků. Toky nazýváme pohyb částic hmoty, kvant energie nebo informace v přírodních geokomplexech určitým směrem. Nejznámější je tok zářivé energie Slunce, která se v přírodních geokomplexech při styku s ovzduším, vodou, "horninami, rostlinami mění v jiné druhy energie — tepelnou, mechanickou a biochemickou (obr. 1.1). Jinými typy zapoj planetární mezní vrstva povrch reliéfu a vodních ploch 1.1 Tok zářivé energie Slunce a jeho změny ve fyzickogeografickém komplexu (podle W, H. Terjunga, 1976). 11 toků jsou vítr, oceánský proud (příloha 16), vodní tok apod. Toky ovšem vznikají v přírodních geokomplexech jen za určitých podmínek, a to a) při existenci pohyblivých částí v geokomplexech, které umožňují přemísťování (vzduchu, vody, pohybujícího se ledovce), b) při existenci sil přitahování nebo odpuzování (např. slapové jevy), c) při existenci zdroje energie (např. energie polohy způsobující tok vody po svahu z vyššího do nižšího místa). V přírodních geokomplexech existují dva typy vazeb, a to vazby bezprostřední a zpětné. U dvou prvků spojených bezprostřední vazbou se při změně prvního prvku bezprostředně mění i druhý. Vykácí-li se les, vypudí se nejdříve zvířata vázaná na lesní prostředí a za určitý čas se změní i půda — buď se změní typ půdy (např. na Kavkazu z lesní půdy na stepní půdu), nebo je půda nechráněná stromy odnesena tekoucí vodou či větrem. Bezprostřední vazby lze zpravidla v přírodních komplexech poměrně snadno zjistit. Složitější je situace u tzv. zpětných vazeb. Zpětná vazba je vlastnost geokomplexu, podle níž energie, hmota nebo informace vstupující do komplexu vystupuje prostřednictvím některého vnějšího prvku a vede během svého průchodu zpětně ke změně vstupního prvku, takže dochází k cirkulaci činnosti. Vstup energie, hmoty nebo informace do geokomplexu v tomto případě nazýváme podnět. Podnět definujeme jako stav veličin vstupních proměnných částí geokomplexu v daném časovém okamžiku. Podnět vyvolává v geokomplexu tzv. odezvu. Odezva je tedy změna stavu veličin výstupních proměnných částí komplexu, vyvolaná určitým podnětem. Čas, který uplyne od okamžiku objevení se podnětu do okamžiku objeveni se k němu příslušné reakce v přírodním geokomplexu, nazýváme doba odezvy. Ú výše uvedeného příkladu podnětem bylo vykácení stromů. Přírodní geokomplex reagoval na podnět jistou odezvou, tj. např. změnou složení živočišné složky a změnou nebo rozrušením půdy. Doba odezvy u většiny zvířat byla krátká, protože většina lesních zvířat byla vyplašena hlukem při kácení a odešla do jiného lesa. Doba odezvy u půdy však byla delší a změna lesní půdy na černozemní si vyžádala minimálně několik desítek let. Doba odezvy u jednotlivých složek přírodních geosystémů je tedy různě dlouhá. V přírodních geokomplexech se rozlišují dva typy zpětných vazeb, a to negativní a pozitivní zpětné vazby. Častější je negativní zpětná vazba, při níž vnější podnět vyvolává takové změny v přírodním geokomplexu, které nakonec vedou k určité rovnováze v geokomplexu (obr. 1.2). Snaha o uchování rovnováhy mezi vstupem energie, hmoty a informace do geokomplexu a mezi výstupem pomocí negativní zpětné vazby je příznačným rysem přírodních geokomplexu. Tato tendence k autoregulaci přírodních geokomplexu je nazývána dynamická homeostáze. Čas potřebný k tomu, aby přírodní geokomplex po vstupu podnětu dosáhl nového stálého stavu, se nazývá relaxační čas. Délka časového úseku, v němž pochod přizpůsobování geokomplexu vede k dosažení nové rovnováhy, závisí na počtu a stavu prvků a složek, jejich odolnosti vůči změnám a na rozsahu (velikosti) a směru změn. Obecně závisí rychlost přizpůsobení se novým podmínkám, v nichž se ocitl geokomplex, na vzdálenosti jeho prvků a složek od stavu nové rovnováhy. V závislosti na těchto podmínkách je relaxační čas u různých typů přírodních geokomplexu značně odlišný. Např. ke změnám tvaru koryta řeky v závislosti na změnách srážek dochází téměř okamžitě, zatímco změny tvarů svahů nebo hustoty údolní sítě vyžadují delší časový úsek. V závislosti na délce relaxačního času se mohou v přírodních geokomplexech vyskytovat vedle prvků přizpůsobených již novým podmínkám tzv. harmonických i prvky disharmonické (reliktní), které přežívají z dřívějšího stavu rovnováhy. Funkci disharmonických prvků přírodních geokomplexu lze pak pochopit s přihlédnutím k historii geokomplexu, k jejich vývoji v minulosti. Příklady autoregulace pomocí negativní zpětné vazby jsou u přírodních geokomplexu velmi časté. Názorným příkladem je profil rovnováhy vodních toků u nás podrobně rozebraný J. Krejčím (1939). Známá je autoregulace u přírodních geokomplexu obsahujících 12 ZPĚTNÁ VAZBA SILNĚJŠÍ POPULACE <2l POČÁTEČNÍ POPULACE z> VÍCE POTOMKŮ NEŽ JE POTREBA K VYROVNÁNI ZTRÁT V PLODNÉ POPULACI VZRŮST VELIKOSTI POPULACE MÉNĚ POTOMKŮ NEŽ JE POTREBA K VYROVNÁNI ZTRÁT V POPULACI SNÍŽENÍ VELIKOSTI POPULACE ZPETNA VAZBA SLABŠÍ POPULACE VZRŮST ROZMĚRŮ POPULACE NEDOSTATEČNÁ POTRAVA PRO VŠECHNA INDIVIDUA V POPULACI VÍCE ÚMRTÍ NEŽ NORMÁLNĚ POČÁTEČNÍ POPULACE C ZPĚTNÁ VAZBA ROVNOVÁHA V POPULACI ZMENŠENÍ ROZMĚRŮ POPULACE PŘIMĚŘENÁ POTRAVA PRO VŠECHNA INDIVIDUA V POPULACI; NEJOPTIMÁLNĚJŠÍ MÉNĚ ÚMRTÍ NEŽ NORMÁLNĚ 1.2 Příklady negativních zpětných vazeb ve fyzickogeografických komplexech. biotickou složku. Často se uvádí příklad přírodního komplexu plošiny Kaibab v USA. V tomto semiaridním geokomplexu žily v roce 1907 na ploše 280 000 ha asi 4000 jelenců. Rovnováhu v tomto geokomplexu udržovali dravci, zejména pumy. Vystřílení pum Člověkem bylo podnětem pro změnu rovnováhy geokomplexu, která vedla ke zvýšení počtu jelenců až na 100 000 kusů v roce 1924. Zvýšení počtu jelenců však vedlo k rozrušení travní vegetace, obnažení půdy a k jejímu odnosu větrem. Negativní zpětnou vazbou byl pak prostřednictvím množství potravy (trávy) ovlivněn počet jelenců, který klesl pod původní počet v roce 1907. Relaxační čas byl v tomto případě velmi krátký. Jednoduchá autoregulace přírodních geokomplexu spočívající na negativní zpětné vazbě je však zpravidla komplikována existencí druhotných odezev a prahů. Druhotné odezvy jsou takové, které mohou vyplývat z vnějších změn vstupu a ovlivňovat funkci a rovnováhu geokomplexu určitou dobu po jeho přizpůsobení se změně rostlinné složky, k rozředění vegetace, a tím ke zvětšení náhlého povrchového odtoku při lijácích. Výsledkem je druhotná odezva — prohloubení koryt vodních toků. Pozitivní zpětná vazba vzniká v případě, když smyčka zpětné vazby zesiluje podnět vyvolaný zvnějšku a vyvolává řetězovou reakci lavinovitého typu ve stejném směru, v jakém byl původní podnět. Je zřejmé, že taková pozitivní zpětná vazba nemůže v geokomplexech působit bez omezení. Zpravidla je omezována prvky a složkami, které nejsou schopné měnit se bez omezení v jednom směru. Příkladem pozitivní zpětné vazby je proces postupného zasolení půd, při němž každá další dávka soli, která se dostane do půdy z podpovrchových vod, zhoršuje podmínky života rostlinné složky geokomplexu a vede k rozředění rostlinného pokryvu. Tím však přispívá ke zvýšení výparu z povrchu půdy, tj. k zvětšení zasolení. 13 Zvětšení obsahu soli v povrchových horizontech půdy vede k dalšímu rozředění vegetace, a tím k ještě vyššímu výparu a zasolení. Výsledkem je úplný rozklad původního geokomplexů a vznik nového přírodního geokomplexů. Jiný příklad je pozitivní zpětná vazba při zarůstání jezer. Každoročně odumírající rostliny jsou materiálem pro vznik sapropelu. Sapropel je gelovitý jíl, vznikající z rozložených rostlinných a živočišných zbytků, rozkládajících se v anaerobním prostředí na dně mělkých vodních nádrží. V důsledku tohoto pochodu se zmenšuje hloubka jezera, zarůstání se zvětšuje, tím se zvyšuje i přísun odumírající biomasy pro vznik sapropelu. Jezerní přírodní geokomplex zaniká a mění se v bažinný geokomplex. Z těsných vazeb mezi prvky a složkami geokomplexů vyplývá důležitý praktický vývod, a to možnost zjistit nebo předpokládat kterýkoli neznámý prvek nebo složku v případě, když známe ostatní prvky a složky. Např. je možné zjistit hodnotu říčního odtoku využitím zbylých známých členů bilanční rovnice vyjadřujících oběh vody v povodí nebo když známe poměr odtoku a srážek. Značný význam pro indikaci geokomplexů mají půdy a rostlinstvo, protože odrážejí i malé rozdíly podnebí, georeliéfu a hornin. 1.3.4 OBĚHY HMOTY V PŘÍRODNÍCH GEOKOMPLEXECH Každý přírodní geokomplex se vyznačuje určitou hmotou. Do přírodních geokomplexů hmota vstupuje, prochází jimi, hromadí se (tzv. zásoba) a opětně vystupuje. V geokomple-xech rozlišujeme oběh anorganické hmoty (geomasy) a organické hmoty (biomasy). Oběh anorganické hmoty lze rozdělit na několik typů, a to například na následující dílčí oběhy: ' — zvetrávaní hornin, transport zvětralin (gravitací, tekoucí vodou, ledovci, větrem, moř-kými proudy apod.) a jejich usazování, — vypařování vody, transport vodních par ve vzduchu, srážky a odtok (podrobněji viz kapitola o hydrologii), — migraci chemických látek. K oběhu organické hmoty dochází v přírodních geokomplexech, v nichž procesem fotosyntézy vzniká biomasa. Zelené rostliny pohlcují z okolního prostředí CO2 a vodu a vytvářejí organické sloučeniny, které se vyznačují velkou zásobou biochemické energie. Další významnou vlastností rostlin je schopnost získávat selektivně ze zemské kůry rozpuštěné látky, které využívají k tvorbě biomasy. K důležitým parametrům geokomplexů proto náleží celková biomasa a roční produkce udávaná v metrických centech suché hmoty na hektar. Tyto hodnoty udávají intenzitu oběhu organické hmoty v geokomplexů. Současně se vznikem nové biomasy a akumulací energie probíhá v geokomplexech i opačný proces, tj. změna složitých organických sloučenin v jednoduché minerální sloučeniny (jako C02, H2O, NH3 apod.). Mnohem energičtěji mineralizují organické látky živočichové a ještě energičtěji pak mikroorganismy. Vzájemně protikladné pochody vzniku a rozrušení biomasy tvoří dialektickou jednotu a spoluvytvářejí oběh organické hmoty v geokomplexech. Oběhy organické hmoty v geokomplexech nejsou uzavřené. Každý nový oběh není opakováním předchozího, protože geokomplexy nezůstávají neměnné. Je možno říci, že postupný vývoj geokomplexů probíhá prostřednictvím oběhu hmoty. 1.3.5 ENERGETIKA PŘÍRODNÍCH GEOKOMPLEXŮ Vedle hmoty obíhá v geokomplexech i energie. Zatímco hmota obíhá v geokomplexech v podstatě v nezměněné podobě, dochází při obězích energie k její transformaci energie v přírodních geokomplexech jsou zářivá energie Slunce a geotermální energie radioaktivního rozpadu řady prvků, energie mající původ v zemské gravitaci a magnetickém poli. 14 Při změnách intenzity nebo množství dodávané energie mění se intenzita pochodů v přírodních geokomplexech. Týká se to hlavně slunečního záření, které je hlavním zdrojem energie pro pochody probíhající v geokomplexech. Někdy i malé změny v množství sluneční energie mohou vyvolat v geokomplexech vážné následky, zejména jde-li o citlivé a nestabilní geokomplexy. Ke změnám v geokomplexech však dochází i při nezměněném množství energie. Do geokomplexu vcházejí různé druhy energie a obíhají v nich. Energie a hmota obíhají v krajině s různou efektivností. Efektivnost oběhu je definována jako poměr obíhajícího množství energie k součtu obíhajícího množství a množství ztraceného při oběhu. Energie obíhá v geokomplexech s malou efektivností, zatímco hmota obíhá s velkou efektivností. Již jsme zdůraznili, že hmota vstupuje do geokomplexu a obíhá v nich stále jako hmota. Kapka vody, která spadne do svahového geokomplexu, vystupuje z něho v podstatě ve stejné podobě na jeho nejnižším místě ve vodním toku. Energie však může obíhat v geokomplexech pouze v podobě chemických vazeb a fyzikálních dčjů. Uvnitř geokomplexu proto dochází k mnoha proměnám energie a každá proměna je spojena s hmotou. Proto geokomplex má určité množství hmoty, vstup energie, soubor transportů a proměn energie v místech, kde je energie v interakci s hmotou, a výstup energie. V průběhu transportu a proměn energie dochází ke změně geokomplexu, poněvadž jakékoli množství vstupující a vystupující energie se projevuje na hmotě — na jejích molekulách a atomech. Tedy následující, třeba stejné množství energie přichází již na změněný substrát, a proto má na geokomplex již poněkud jiný účinek. Takovýto proces nazýváme autoevoluce geokomplexu vlivem dodávky energie zvnějšku. V geokomplexu existují různé způsoby transportu a proměny energie. Každý způsob transportu je spojen s určitým typem hmoty. Tyto způsoby transportu a proměny energie v geokomplexech označujeme jako energetické toky. Příkladem energetického toku je absorpce zářivé energie Slunce horninami v geokomplexu. Tato energie se uvnitř horniny mění na tepelnou energii a ta je pak opětně vyzařována do prostoru. Tak energie vstupuje do energetického toku jako záření, dostává se do styku s hmotou uvnitř geokomplexu a opouští ho jako vyzařované teplo. Základem energetických toků v geokomplexech je zákon zachování energie. Výstup musí být rovný vstupu energie do geokomplexu, pokud energie v geokomplexu nevstupuje do zásoby nebo není odebírána ze zásoby. Geokomplexy mají vyvinutý mechanismus k vytváření zásoby energie jako nutného základu pro vyrovnání jak vlivů prostředí na geokomplex, tak i změn ve vývoji geokomplexu jako takového. Mobilizační čas pro tuto zásobu je různý, zpravidla však poměrně dlouhý (např. zásoba energie obsažená v humusu potřebuje pro aktivizaci značný čas). Celý soubor procesů oběhu a přetváření energie a hmoty můžeme nazvat fungováním přírodního geokomplexu. 1.3.6 STRUKTURA PŘÍRODNÍCH GEOKOMPLEXU Každý přírodní geokomplex je charakterizován svou strukturou. Struktura přírodních geokomplexu je značně složitá a zatím není ve všech případech dostatečně definována. Obecně můžeme strukturu definovat jako vzájemné rozložení prvků a složek a způsoby jejich sepětí. U přírodních geokomplexu rozlišujeme prostorovou (územní) a časovou strukturu. U prostorových struktur dále rozlišujeme vertikální a horizontální strukturu. Vertikální strukturu definujeme jako soubor yazeb mezi prvky a složkami, které se v hranicích geokomplexu rozkládají v podobě úrovní uspořádaných vertikálně nad sebou. Základem geokomplexu jsou horniny zemské kůry, nad nimiž se rozkládají vody oceánů nebo atmosféra. Na kontaktech mezi těmito třemi složkami se tvoří nejaktivnější geokomplexy s živými organismy. Většina vertikálních struktur je dynamická a jednotlivé úrovně nejsou omezeny nepropustnými hranicemi. Vertikální strukturu mají např. geokomplexy zahrnující hor- 15 niny — půdu — rostlinstvo — přízemní vrstvu atmosféry nebo geokomplexy atmosféra — sníh — půda — podzemní vody. Podstata horizontální struktury přírodních geokomplexu pak spočívá v tom, že v každém geokomplexu vyššího řádu jako strukturní části (složky) vystupují geokomplexy nižšího řádu navzájem spojené složitými toky energie, hmoty a informace. Příkladem geokomplexu vyššího řádu je říční údolí s údolními svahy, údolním dnem a korytem řeky. Voda z atmosférických srážek stéká po povrchu svahů, bere s sebou drobné částice půdy a ukládá je na okrajích nivy a sama odtéká korytem řeky jako výstup údolního geokomplexu. V zimě za tichých jasných nocí stéká těžší chladný vzduch ze svahů na dno údolí. V důsledku toho na dně údolí bývá teplota o několik stupňů nižší než na údolních svazích. Jsou tedy patrné rozdíly mezi jednotlivými přírodními geokomplexy nižšího řádu v rámci údolního geokomplexu. Na svazích dochází k odnosu, na údolním dně k usazování a ve vodním toku k transportu vedoucímu k výstupu z geokomplexu. Každá z částí údolí je tedy opravdu přírodním geokomplexem nižšího řádu se svými vlastnostmi a strukturou. Rozdíly mezi sousedními geokomplexy pak způsobují vznik gradientů. Gradienty zase vedou ke vzniku toků energie a hmoty zaměřené jedním směrem, a to ze svahů na dno údolí a vodním tokem z údolí do sousedního geokomplexu. Toky spojují všechny geokomplexy nižšího řádu v geokomplex vyššího řádu — v říční údolí. Vlastnosti a chování jednotlivých geokomplexu tak závisí na sousedních geokomplexech a celý soubor navzájem spjatých geokomplexu je třeba chápat jako geokomplex vyššího řádu. Vazby složek v geokomplexu jsou těsnější (pevnější) než vazby k okolním geokomplexům na stejné taxonomické úrovni. Z uvedeného vyplývá, že strukturní části přírodních geokomplexu můžeme považovat na jedné straně za prvky a složky v obvyklém chápání těchto termínů a na druhé straně za prostorové jednotky uspořádané vertikálně a horizontálně, tj. za morfologické části. Obojí vytváří prostorovou strukturu přírodních geokomplexu. Vedle toho však rozlišujeme i časovou strukturu geokomplexu. Strukturní části geokomplexu se zaměňují nejen v prostoru (vertikálně a horizontálně), ale i v čase. Vezměme si např. sněhový pokryv. Sníh je významná složka geokomplexu, ale jen dočasná — vzniká a vyvíjí se jen v zimě. Zelená hmota rostlin naopak v našem mírném humidním pásmu „pracuje" jen ve vegetačním období roku. Avšak nejen vnější vzhled geokomplexu, ale jejich celý mechanismus, všechny jejich funkce jsou dynamické.,Zejména se podstatně mění podle střídání dne a noci, jednotlivých ročních období apod. Tedy každému geokomplexu je vlastní směna aspektů (denních, sezónních apod.). 1.3.7 CHOVÁNÍ GEOKOMPLEXU Chování geokomplexu je soubor jeho stavů, který je odrazem vnitřních a vnějších vlivů působících na komplex. Cílem chování geokomplexu je dosažení stavu rovnováhy. Pojem rovnováha geokomplexu je však velmi složitý a bývá fyzickými geografy chápán různě. Při chování geokomplexu rozlišujeme a) dynamiku geokomplexu, tj. změny chování geokomplexu v určitých mezích a v určitém časovém úseku, které nemění strukturu geokomplexu; sem náleží např. chování geokomplexu v ročních aspektech, b) vývoj (evoluce) geokomplexu, který probíhá v delším časovém úseku a vede ke změně chování a struktury celého geokomplexu. Protikladnost a vzájemná souvislost mezi snahou geokomplexu o dosažení stálosti a rovnováhy složek, struktury a chování na straně jedné a neustálým vývojem geokomplexu v určitém směru na straně druhé je příznačnou zákonitostí geokomplexu. Geokomplex v rovnovážném stavu je relativně stálý a neustále se reprodukující složitý systém. Vzniká působením stabilních přírodních podmínek působících v určitém rytmu 16 (např. změn ročních aspektů). V geokomplexech lze definovat několik typů stavu rovnováhy. Z nich mají největší význam dva, a to — stabilní dynamická rovnováha, která se projevuje chováním geokomplexu směřujícím k rychlému obnovení narušené rovnováhy, — nestabilní dynamická rovnováha, která se projevuje tím, že i při malém podnětu nastává v chování geokomplexu celá řada změn, které vylučují rychlý návrat k původní rovnováze. 1.3.8 JEDNOTA GEOKOMPLEXU Významný rys geokomplexu je jejich jednota, s kterou vystupují vůči svému okolí —..prostředí geokomplexu. Znamená to, že geokomplexy nejsou pouhý součet prvků a složek, ale představují novou kvalitu. Současně i přírodní pochody, které působí na geokomplexy, nelze studovat odděleně, ale jako součást jednotného fyzickogeografického pochodu. 1.3.9 HIERARCHIE GEOKOMPLEXU V současné fyzické geografii rozlišujeme celou řadu přírodních geokomplexu různých hierarchických úrovní, které se vzájemně nacházejí v pevných hierarchických vazbách. Znamená to> že geokomplexy nižších úrovní jsou podřízeny geokomplexům vyšších úrovní a tvoří jejich složky. Zákonitosti platné pro geokomplexy vyšších úrovní jsou platné pro úrovně nižší. Např. tajga jako geokomplex vyššího řádu se skládá z řady geokomplexu nižších úrovní — lesních a bažinných, nížinných a vrchovinných geokomplexu s výskytem půdy s dlouhodobými teplotami pod 0 °C (tzv. dlouhodobě zmrzlé půdy) i půdy s teplotami dlouhodobě nad 0 °C. Celá tato složitá mozaika geokomplexu tajgy — nezřídka značně odlišných vzhledem, strukturou a chováním — má však současně mnoho shodných rysů, které jsou příznačné pro tajgu jako geokomplex vyššího řádu. Hierarchicky nejvyšším geo-komplexem je pak fyzickogeografická sféra. 1.3.10 GEOSYSTEMY Již jsme uvedli, že pro geokomplexy jsou příznačné tyto vlastnosti: a) geokomplexy jsou jednotné soubory navzájem spjatých prvků a složek, geokomplexy jsou tedy více než pouhý souhrn prvků a složek, b) geokomplexy vystupují jako celky vůči svému okolí a tvoří s ním zvláštní jednotu, c) každý geokomplex představuje složku geokomplexu vyššího řádu, d) prvky a složky geokomplexu obvykle představují geokomplexy nižšího řádu. Tyto vlastnosti geokomplexu jsou příznačné pro systémy v obecné teorii systémů vytvořené L. von Bertalanffym. Obecná teorie systémů je v současné fyzické geografii značně využívána. Geokomplexy představují v této teorii systémy středního měřítka, a proto je sovětský vědec V. B. Sočava v roce 1963 označil názvem geografické systémy (zkráceně geosystemy). Z hlediska obecné teorie systémů můžeme proto fyzickou geografii definovat jako vědu o obecných zákonech rozšíření a vývoje geosystémů a jejich řízení v prostoru a čase. Fyzickogeograíickou sféru pak můžeme považovat za planetární geo-sýstém. 17 1.4 FYZICKOGEOGRAFICKÁ SFÉRA JAKO GEO SYSTÉM Pojem fyzickogeograflcká sféra vznikl v geografii v okamžiku, kdy se zjistilo, že povrch pevného tělesa naší planety není jednoduše prostor zaplněný rozličnými přírodními objekty (horninami, vodami, rostlinami, živočichy), ale trojrozměrný prostor složitého vzájemného působení zmíněných přírodních objektů a jejich souborů, jinak řečeno speciální sféra naší planety, která se od ostatních odlišuje svou svérázností a jednotou (P. S. Kuznecov, 1961). Název fyzickogeograflcká sféra není příliš šťastný, protože definice „fyzická geografie je věda zabývající se studiem fyzickogeografické sféry" zavání tautologií, tj. v tradiční logice vyjádření definice jinými slovy. Jiná označení používaná pro tento objekt v literatuře — např. přírodní sféra — nejsou z tohoto hlediska lepší. Proto budeme i nadále používat termín fyzickogeograflcká sféra. Fyzickogeograflcká sféra je geosféra při povrchu naší planety, která je tvořena přírodními geosystémy nižších úrovní. Geošféry jsou soustředné obaly (sféry) jak v pevném tělese naší Země, tak v přilehlém meziplanetárním prostoru. Jsou příčinou slupkovité stavby planety a jejího okolí. Geošféry pevného tělesa naší planety jsou znázorněny na obr. 1.3. Od ostatních geosfér se fyzickogeograflcká sféra odlišuje neobyčejnou složitostí, která je způsobena její stavbou, strukturou a chováním. Fyzickogeograflcká sféra je jediná geosféra, v níž existuje život. Při studiu fyzickogeografické sféry jako planetárního geosystému používá fyzická geografie dva základní modely. Model je schéma, napodobení objektu sloužící k jeho zkoumání a vysvětlení. První model fyzickogeografické sféry se nazývá odvětvový; Jako složky fyzickogeografické sféry v něm vystupují: a) zemská kůra s reliéfem; zemská kůra je nejvrchnější část pevného tělesa naší planety až po Mohorovičičovu diskontinuitu, která leží v průměrné hloubce asi 35 km pod povrchem naší planety; georeliéf je povrch zemské kůry; b) dolní část atmosféry až do výšky asi 30 km nad povrchem pevnin a světového oceánu (zpravidla po ozónovou vrstvu, která je filtrem chránícím život na naší planetě před zářením z kosmu); c) hydrosféra, tj. vody světového oceánu a vody kontinentů (příloha 13, 15); 5—40 km 1.3 Geošféry tělesa naší planety. 18 d) kryosféra, tj. část zemské kůry a hydrosféry, jejichž teplota je po více než 2 roky pod Bôdem mrazu (tzv. dlouhodobě zmrzlá půda, ledovce); e) pedosféra — tenký půdní pokryv na povrchu pevnin; f) biogeosféra, která zabírá část fyzickogeografické sféry, v níž jsou podmínky pro život a v které trvale žiií V tomtofodvětvovém modelu\se díváme na fyzickogeografickou sféru jako na složitý geosystém skwicuji z Vy&tL uvedených navzájem souvisících, ale současně do jisté míry samostatných složek. U jednotlivých autorů je možné najít určité odchylky od tohoto modelu, zejména pokud se týká hranic fyzickogeografické sféry směrem do nitra planety i do meziplanetárního prostoru. Jednotlivé složky fyzickogeografické sféry v odvětvovém modelu jsou samy složité geo-systémy, které můžeme dále rozložit na geosystémy nižšího řádu. Umožňuje nám to konstruovat různé složité odvětvové modely fyzickogeografické sféry, jako např. model na obr. 1.4. 1.4 Rozvinutý model fyzickogeografické sféry. X y LU O ÍT < (1 < LU : H i ^ IT U BIOSFÉRA GEOMY BIOMASA ŠÍŘKOVÁ PÁSMA PRVOTNÍ BIOGEOSYSTÉMY VÝŠKOVÉ STUPNĚ PUDY "1---- X KRAJINY >Z LU O Ü •_> CT H LU xr LU 2 h- FYZICKOGEOGRAGICKÁ SFÉRA GLOBÁLNI CIRKULAČNÍ SYSTÉMY ATMOSFÉRY T CYKLONY, ANTICYKLONY, PASÁTY, MONZUNY X MÍSTNÍ VĚTRY ATMOGEOSYSTEMY VZDUCHOVÉ HMOTY OBLAKA VZDUCH PLYNY ATMOSFÉRA — GLOBÁLNÍ CIRKULAČNÍ SYSTÉMY HYDROSFÉRY MAKROCIRKULACN SYSTÉMY OCEÁNU MEZOCIRKULAČNÍl SYSTÉMY I MIKROCIRKULACNÍ SYSTÉMY HYDROGEOSYSTEMY VODNÍ HMOTY VODY VODA HYDROSFÉRA TEKTONOMORFOGENETICKÉ SYSTÉMY, GEOTEKTURY, MEGAMORFOSTRUKTURÝ, MORFOSTRUKTURY LEDOVCE FLUVIÁLNÍ, SVAHOVÉ, EOLICKÉ, MARINNÍ GEOSYSTÉMY ZVÉTRALINOVÉ KŮRY PERMAFROST SEZÓNNĚ PROMRZLÉ HORNINY KRYOGEOSYSTÉMY LITOGEOSYSTÉMY POVRCHOVÝ LED GEOLOG, ÚTVARY PODZEMNÍ LED i : LED HZ HORNINY KRYOSFÉRA NEROSTY -----*---- _ LITOSFÉRA 19 Druhý model fyzickogeografické sféry nazýváme'modelem teritoriálním nebo poly- systémovým. V tomto modelu jako složky vystupují geosýstémy nižší úrovně jako části (sektory) fyzickogeografické sféry. Termínem'geosystémy zde označujeme části povrchu Země, které se vyznačují určitou jednotou přírody, podmíněnou společným vznikem a vývojem, svérázností geografické polohy a fyzickogeografickými pochody, které na území působí (K. V. Paškang, 1973, str. 4). V tomto modelu vycházíme z poznatku, že v jednotlivých částech fyzickogeografické sféry je — v důsledku tvaru Země a výškové členitosti reliéfu — rozdílná bilance zářivé energie Slunce. Sluneční energie je hlavním „motorem" fyzickogeograíických pochodů, a tím i fungování fyzickogeografické sféry. Rozdíly ve výměně hmoty a energie v různých částech fyzickogeografické sféry pak vedou k jejímu vnitřnímu rozčlenění, tj. k jevu nazývanému geografy územní (teritoriální) diferenciace. Prostorová modifikace hmotných a energetických vztahů v rámci fyzickogeografické sféry vytváří složitou diferencovanou strukturu — mozaiku geosystémů nižších řádů. Tyto geosystémy jsou v geografii označovány různými názvy, jako např. tundra, tajga, step, poušť, (příloha 5 —jzonální geosystémy) nebo údolní niva, pobřeží (příloha 1,2— azonální geosystémy). Fyzická geografie rozlišuje tří základní úrovně těchto fyzickogeograíických komplexů, a to úroveň regionální, chorickou a topickou. Na regionální úrovni vznikají teritoriální diferenciací fyzickogeografické sféry na základě zákona šířkové pásmovitosti a výškové stupňovitosti ve fyzickogeografické sféře šířková pásma a výškové stupně, které souborně nazýváme geomy. ♦ Šířková pásmovitost je významný jev ve fyzickogeografické sféře. Je to zákonitá změna fyzickogeograíických komplexů od pólu k rovníku v důsledku nerovnoměrného rozložení množství zářivé energie Slunce dopadající na jednotku plochy aktivního povrchu Země. s Výšková stupňovitost je zákonitá změna fyzickogeograíických komplexů od hladiny světového oceánu k vrcholům pohoří, která souvisí se změnami teploty s_ nadmořskou výškou. Na naší planetě lze rozlišit 13 základních geomů, které zahrnují jak pevniny, tak i světový y> oceán. Jsou to: 1. jxktický, 2. antarktický, 3. subarktický, 4. subantarktický, 5. severní mírný (příloha 1,3), 6. jižní mírný, 7. severní subtropický (příloha 4,5), 8. jižní subtropický, 9. severní tropický (příloha 14), 10. jižní tropický, 11. severní subekvatoriální (příloha 7), 12. jižní subekvatoriální, 13. rovníkový (ekvatoriální — příloha 9). Na pevninách je pak vlivem jak výškové členitosti, tak i vlivem změn podnebí se vzdáleností od oceánu vyvinuta složitá mozaika horizontálních a vertikálních geomů. Geomy se podle teritoriálního modelu dále dělí na geosystémy menších rozměrů, které nazýváme geochory. Základní geochorou je krajina, tj. reálně existující část povrchu planety, která tvoří celek kvalitativně se odlišující od ostatních částí fyzickogeografické sféry. Ve fyzické geografii přirozeně máme na mysli krajinu tvořenou pouze přírodními objekty (někdy označovanou jako přírodní krajina). Krajina se vyznačuje následujícími hlavními rysy: a) svérázným vnějším vzhledem (lesní, stepní, pouštní krajina), b) svéráznou vnitřní strukturou s bezprostředními a zpětnými vazbami (viz dále) mezi abiotickými, půdními a biotickými komplexy, c) svéráznou energetickou bilancí, d) určitou polohou na povrchu Země, e) určitými hranicemi (vymezením), f) vývojem v čase a prostoru v závislosti na změnách při vstupu a výstupu energie a hmoty v komplexu. Geochory se podle teritoriálního modelu dále dělí na geosystémy topických rozměrů (plocha od několika m2 do několika km2). V označování těchto jednotek není mezi geografy jednota. Jsou označovány různými názvy jako geotop, ekotop, ekosystém, facie aj. Topické komplexy jsou výsledkem působení místních zonálních a azonálních činitelů v rámci určité krajiny. Jako zonální označujeme činitele podléhající zákonu šířkové pásmo- 20 vitosti a výškové stupňovitosti, např. podnebí. Jako azonální označujeme místní činitele, např. horniny. Při studiu topických geosystémů se často stýkají zájmy biologů a geografů. Na rozdíl od biologů studují geografové v geosystémech topické úrovně rovnoměrně všechny složky a vztahy mezi nimi. 1.5 PŘEDMĚT FYZICKÉ GEOGRAFIE 1.5.1 CELKOVÁ CHARAKTERISTIKA Předmětem fyzické geografie jsou vztahy a vazby ve fyzickogeografické sféře a jejích subsystémech. V průběhu svého vývoje se fyzická geografie věnovala studiu různých aspektů vztahů a vazeb v objektu. Hlavní zájmy fyzické geografie jsou určovány tzv. paradigmaty. Paradigma je výchozí koncepční schéma, model vytyčení problému a jeho řešení (včetně metod řešení), které vládne v určitém historickém období ve světě. 1.5.2 HLAVNÍ PARADIGMATA V SOUČASNÉ FYZICKÉ GEOGRAFII Kolektiv sovětských fyzických geografů vedených K. K. Markovém (1978) uvádí hlavní směry studia vazeb a vztahů v současné fyzické geografii: a) srovnávací — popisný směr, který popisuje vztahy a vazby v objektu na základě srovnání s jiným objektem, b) geofyzikální směr, který se zabývá studiem fyzikálních veličin příznačných pro vazby v objektu, c) geochemický směr, který se zabývá chemickými pochody probíhajícími v objektu, zejména oběhy hmoty a energie v geosystémech, d) paleogeografický směr, který se zabývá časoprostorovými vazbami v objektu, e) matematický směr, který se zabývá aplikací matematických metod při studiu vazeb, f) kartografický směr, který se zabývá využitím kartografických modelů ve fyzické geografii (srov. obr. v příloze), g) kosmický směr, který se zabývá aplikací dálkového průzkumu ve fyzické geografii, h) směr fyzickogeografické prognózy zabývající se prognózovaním vývoje vazeb a vztahů ve fyzickogeografické sféře. K těmto paradigmatům uváděným sovětskými autory je možno připojit ještě další, zejména systémově strukturní paradigma. 1.5.3 STRUKTURA FYZICKÉ GEOGRAFIE V závislosti na objektu a předmětu fyzické geografie došlo ve fyzické geografii k vnitřnímu členění této vědy. Přirozeně toto členění se neustále vyvíjí v souladu se vznikem, vývojem a zánikem různých paradigmat. Současná fyzická geografie proto představuje komplex dílčích věd: a) skupinu dílčích věd o obecných komplexech fyzickogeografické sféry, a to — obecnou fyzickou geografii, zabývající se obecnými zákonitostmi fyzickogeografické sféry a jejích subsystémů v současnosti, — teoretickou fyzickou geografii, zabývající se nejobecnějšími zákony přírodních geo-komplexů, — geoekologii, zabývající se přírodními geokomplexy na chorické úrovni (přírodními geochorami, krajinami), — paleogeografii, zabývající se obecnými zákonitostmi fyzickogeografické sféry a jejích subsystémů v minulosti, 21 b) dílčí vědu o regionálních komplexech fyzickogeografické sféry, a to — regionální fyzickou geografii, která se zabývá zákonitostmi individuálních přírodních geokomplexů, jež jsou geograficky lokalizované souřadnicemi, c) skupinu dílčích věd o jednotlivých složkách fyzickogeografické sféry, a to — geomorfologii, zabývající se zákonitostmi vývoje reliéfu (jeho vzhledem, genezí a stářím) povrchu pevnin a dna oceánu (georeliéfu), — klimatologii, zabývající se zákonitostmi podnebí (jeho vznikem a vývojem v čase, prostorovou diferenciací, typizací a klasifikací), — hydrologii, zabývající se zákonitostmi rozšíření a pohybu zásob povrchových a pod-povrchových vod pevnin, — oceánografii, zabývající se zákonitostmi vod oceánů a moří, — glaciologii, zabývající se zákonitostmi trvalé sněhové pokrývky a ledovců, — geokryologii, zabývající se zákonitostmi dlouhodobě zmrzlé půdy, tj. častí zemské kůry, jejichž teplota je po více než 2 roky pod bodem mrazu, — pedogeografii, zabývající se zákonitostmi pedosféry a její prostorové diferenciace, — biogeografii, zabývající se zákonitostmi prostorové diferenciace biogeosféry, — geografii přírodních zdrojů, zabývající se zákonitostmi prostorového rozšíření přírodních zdrojů. 1.6 METODY FYZICKÉ GEOGRAFIE 1.6.1 ÚVOD Fyzická geografie je věda empirická, která získává poznatky bezprostředním výzkumem přírodních geokomplexů. Na počátku všech fyzickogeografických výzkumů stojí porovnání a vlastní zkušenost. Fyzickogeografický výzkum začíná tak, že si vytyčíme určitý problém. O problému musíme získat potřebné informace pomocí terénního výzkumu, studia leteckých a družicových snímků (srov. obr. v příloze), map, vrtů i měřením na stanicích, pokusných plochách a stacionárech. Sebrané informace musíme systemizovat a klasifikovat. Je třeba oddělit důležitější informace od méně důležitých a stanovit empirické zákonitosti, jimiž se řídí vývoj fyzickogeografických dějů. Potom se snažíme vytvořit pracovní hypotézy, prověřit je a vytvořit teorii. Prověřovatel teorie je vždy praxe. Fyzickogeografický výzkum může probíhat buď induktivní, nebo deduktivní cestou. Induktivní výzkumy začínají sběrem informací a jsou založeny na terénních, stacionárních a experimentálních výzkumech. Přestože fyzická geografie je věda založená na zkušenostech, nezůstává jenom u induktivní metody. Naopak, při klasifikaci informací, při vytváření pojmů nutných pro výzkum i při tvorbě pracovních hypotéz je nezbytná metoda deduktivní. Deduktivní výzkum začíná analýzou již známých zákonitostí a základních informací. 1.6.2 ZÁKLADNÍ FYZICKCGECGFAFICKE VÝZKUMNÉ METODY Při studiu fyzickogeografické sféry a jejích subsystémů využíváme různé metody. Jsou to: a) Metoda vysvětlujícího popisu Výsledkem terénního výzkumu je fyzickogeografický popis. Vysvětlující popis obsahuje sbírání a třídění informací. Při vysvětlujícím popisu používáme srovnání. Srovnání dovoluje posoudit význam jednotlivých pozorování. Geograf vidí nejen současný stav přírodních geosystémů, ale i jejich vývoj. Nezůstává jen u statických představ o prostoru, naopak srovnáváním získává představu o prostorových vztazích a souvislostech. Vidí jednotlivé jevy, ale pouze jako součást dynamiky celé fyzickogeografické sféry. 22 b) Srovnávací geografická metoda Již jsme uvedli, že srovnání dovoluje fyzickým geografům posoudit význam jednotlivých skutečností. Při této metodě se vybírají nejméně dvě skutečnosti, geosystémy a jevy, které se odlišují jakýmkoli jedním příznakem při největší možné shodě ostatních. Přitom geografové pozorují rozdíly ve vzhledu a vývoji, které přirozeně připisují vlivu rozdílného příznaku. Srovnáváním tak získávají geografové představu o prostorových vztazích a souvislostech. Srovnávací geografická metoda je používána v různých formách, a to nejen při terénním výzkumu, ale i jako statistické nebo kartografické srovnání. c) Metoda terénního výzkumu Základem fyzickogeografického výzkumu stále zůstává terénní výzkum. Vidět přírodní geokomplexy nebo jevy neznamená ovšem ještě fyzickogeografický výzkum. Dojmy přijaté smyslovými orgány musí být zpracovány v trojrozměrné představy. Pozorování může být náhodné nebo plánovité. Pozorování závisí na zkušenostech a kvalitách pozorovatele. Dříve byly při terénním výzkumu zdůrazňovány pěší túry, dnes se stále více využívají motorová vozidla, nezřídka i letecký výzkum. Tím více při terénním pozorování nabývá na významu přesné pozorování a důkladné záznamy do terénního zápisníku, magnetofonu aj. d) Metoda stacionárního výzkumu a experimentů Fyzičtí geografové stále více přecházejí na stacionární výzkumy na pokusných plochách. Nejnověji se používají i geografické experimenty. Geografickými experimenty nazýváme pozorování přírodních geokomplexů, u nichž uměle změníme jednu nebo více vlastností. Teorie geografického experimentu je zatím málo zpracovaná. e) Metoda dálkového výzkumu Metoda se vyznačuje dvěma charakteristikami, a to — získáváním informací z dálky pomocí letadel a družic, — využíváním částí spektra neviditelného lidskému oku (např. infračervené nebo ultrafialové) k získávání informací (srov. obr. v příloze). Zvláštní místo zaujímají kosmické metody studia krajinné sféry, které mají pro fyzické geografy některé výhody, a to zejména — možnost získat na jednom snímku znázornění značné plochy (srov. přílohu 13), — možnost získat na jednom zobrazení vertikální průřez řadou geosfér (atmosféry, hydrosféry, biogeosféry, litosféry), — možnost získat jedním přístrojem řadu opakovaných snímků z téhož území v určitých časových intervalech. V současné době jsou kosmické snímky a zobrazení využívány zejména při studiu dynamiky přírodních geokomplexů (příloha 10). U nás je nejrozšířenější používání snímků z meteorologických družic (např. typu Meteor). Vysokou kvalitu mají snímky získané kamerou MKF 6 ze sovětských družic a kosmických laboratoří. f) Metoda příčiny a následku Fyzická geografie při studiu přírodních geosystémů vychází z předpokladu, že každá příčina má svůj následek. Mezi složkami fyzickogeografické sféry totiž existuje těsný příčinný vztah. g) Historická metoda Tato metoda těsně navazuje na předchozí. Fyzická geografie vychází ze zásady, že konkrétní posloupnost jevů je možné objasnit studiem vzniku a dalšího vývoje jevů. Historická metoda dává fyzické geografii míru času. h) Metoda funkční analýzy Funkční analýza se snaží studovat geosystémy z hlediska funkcí, které jim přináležejí v rámci celé fyzickogeografické sféry. ch) Ekologická metoda V roce 1923 označil americký geograf H. Barrows geografii jako ekologii člověka. V roce 1939 založil německý geograf C. Troll (1939,1970) obor fyzické geografie, který se nazývá 23 geoekologie. Ekologie je věda studující vzájemné vztahy mezi živými organismy a mezi nimi a jejich okolím. V poslední době je ekologická metoda stále více využívána i ve fyzické geografii. Geografie využívá tuto metodu zejména na topické úrovni studia geosystému, kdy objektem studia je ekosystém (geotop, facie). Při koncepci ekosystému je jeden z prvků geosystému středem, zatímco ostatní prvky představují jeho prostředí. Pojem ekosystém se nejčastěji spojuje s pojmem biocentrismus, přičemž středem ekosystému je živý organismus (skupina organismů). i) Systémově strukturní metoda Od studia funkcí určité složky geosystému nebo celého geosystému v rámci jejich hierarchie je ke studiu jeho struktury již jen malý krok. Je to však krok od funkční analýzy přes ekologický přístup k systémové analýze. Systémově strukturní analýza je základem studia struktury geosystému a celé různotvárnosti složitých situací, určovaných mnoha proměnnými, které jsou tak typické pro fyzickou geografii. j) Modelování Geosystémy jsou charakterizovány složením, strukturou a chováním. Při modelování geosystému nebo některé jeho složky vytváříme jeho umělou analogii, kopii ve zjednodušené podobě, která je vhodnější ke studiu než sám originál. Modelování je výběr modelu, jeho sestavení, přetváření, hodnocení a přechod od modelu zpět k reálné skutečnosti. Modelování v současné fyzické geografii nabývá stále většího významu. Modely jsou např. i tematické mapy. Vedle těchto obecných metod vlastních celé fyzické geografii mají jednotlivé dílčí fyzicko-geografické vědy vlastní speciální metody. 1.7 VYUŽITÍ FYZICKÉ GEOGRAFIE V PRAXI Fyzická geografie se uplatňuje v praxi při řešení otázek — ochrany přírody, — vypracovávání geografických základů využívání přírodních zdrojů, — konstruktivního přetváření životního prostředí. Při aplikaci v praxi využívá fyzická geografie teoretické poznatky, hypotézy a teorie. Poměrně dobře je u nás rozpracována teorie jednotlivých dílčích geografických věd a jejich aplikace v praxi. Mnohem méně je rozpracováno využívání teorie přírodních geokomplexů, zejména chorické a topické úrovně. Přitom v současné době, kdy vzniká napětí mezi komplexy fyzickogeografické sféry (popř. celou fyzickogeografickou sférou) a hospodářskou činností člověka, je třeba řešit otázky využívání přírodních zdrojů, rozmísťování aktivit lidské společnosti v prostoru z hlediska ochrany životního prostředí a další problémy komplexně a vyhnout se odvětvovému (resortnímu) přístupu. Znalost vlastností a chování přírodních geosystému umožňuje stanovit nejracionálnější způsoby jejich využívání v národním hospodářství. S použitím map rozmístění přírodních geosystému a jejich vlastností můžeme vybrat nejvhodnější způsob jejich využívání. Možnosti fyzické geografie zvyšuje využívání automatizovaných systémů odběru a zpracování informací a využívání výpočetní techniky (databanky, počítačové mapy aj.). Je důležité zdůraznit, že pouze komplexní fyzickogeografický výzkum dává soubornou informaci o vlastnostech hlavních složek fyzickogeografické sféry v jejich vzájemných bezprostředních a zpětných vazbách. Pouze komplexní informace umožňují vzít v úvahu všechny stránky přírodních podmínek při různých typech hospodářské činnosti a neopomenout podstatné rysy, což se stává při používání materiálů dílčích fyzickogeografických věd. Proto komplexní fyzickogeografické výzkumy jsou významným podkladem pro řešení mnohých národohospodářských úkolů. 24 V poslední době se pozornost obrací na dynamiku přírodních geosystémů. Již jsme uvedli, že současná fyzická geografie se zabývá přírodou podstatně změněnou činností člověka (tzv. druhou přírodou). Proto i dynamika přírodních geosystémů je značně vyšší, než tomu bylo u původní přírody. Zrychluje se i celkový vývoj fyzickogeografické sféry. Značný význam při využívání komplexních poznatků má zavedení systémové analýzy a syntézy ve fyzické geografii. V současném období značně vzrůstá význam subjektivního faktoru při řešení výše uvedených problémů. Proto obecná i regionální fyzická geografie je nezbytnou součástí vzdělání občanů socialistického státu. 25 2. METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE 2.1 ÚVOD DO STUDIA METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE íí 2.1.1 METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE JAKO VĚDNÍ DISCIPLÍNY Meteorologie a klimatologie jsou nauky o zemské atmosféře a o povětrnostních a klimatických dějích a jevech, které se v ní odehrávají. Obějusciplíny spolu velmi těsně souvisí a podle názorů řady meteorologů a klimatoíogů tvoří jediný obor. Někdy bývá klimatologie zařazována i pod širší pojem meteorologie. Obě disciplíny se všakjvyvíjely samostatně. Pojem meteorologie byl použit již ve 4. st. př. n. 1. Platónem, který jím rozuměl věci a jevy mezi nebem a zemí (meteora = věci nadzemské). Dílo Aristotela (384—322 př. n. 1.) Meteorologica pak předurčilo další vývoj meteorologie v těsné souvislosti s astronomií a geofyzikou. Meteorologie v dnešním slova smyslu se formovala v 18. století v rámci fyzikálních disciplín a k jejímu osamostatnění došlo v 19. století, kdy se dovršila diferenciace meteorologie jako vědy fyzikální a klimatologie jako vědy geografické. Meteorologie je tedy definována jako věda o atmosféře, o její stavbě, vlastnostech a v ní probíhajících fyzikálních procesech. Studuje následující okruhy problémů: 1. složení a stavbu atmosféry, 2. oběh tepla a tepelný režim v atmosféře a na zemském povrchu včetně radiačních procesů a různých mechanismů neradiaČní výměny mezi atmosférou a aktivním povrchem a v atmosféře samé, 3. oběh vody a její fázové změny v atmosféře v interakci se zemským povrchem, 4. atmosférické pohyby — všeobecnou cirkulaci atmosféry, její složky a místní cirkulace, 5. elektrické pole atmosféry, 6. optické a akustické jevy v atmosféře. Jevů a procesů ve vysoké atmosféře si meteorologie všímá jen do té míry, do jaké je to nutné pro pochopení dějů a jevů v troposféře a stratosféře. Studiem vysoké atmosféry se zabývá aeronomie. Klimatologie je definována jako věda o klimatech Země, o podmínkách a příčinách jejich utváření a rovněž o působení klimatu na objekty činnosti člověka, na samotného člověka i na různé přírodní děje a naopak. Jejím úkolem je tedy studovat obecné zákonitosti klimatických jevů, genezi zemského klimatu, jeho změny a kolísání s cílem využití poznatků pro prognózu a melioraci klimatu. 2.1.2 HISTORICKÝ VÝVOJ METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE Těsná závislost zemědělské produkce na počasí a podnetu a bezmocnost člověka proti jejich projevům byla ve vyspělých starověkých civilizacích (Čína, Indie, země v oblasti Středozemního moře) příčinou zvýšeného zájmu o povětrnostní děje a jevy. První primitivní poznatky o počasí byly dávány do souvislosti s vesmírnými tělesy (astrometeorologie). S prvními pokusy o pravidelná meteorologická pozorování se formovaly počáteční vědecké představy o počasí a podnebí. Např. v Řecku_byla od^ st. př. n._L vyvěšována tzv. para-pegmata, která obsahovala i informace meteorologického rázu, hlavně o proudění („věž větrů" v Athénách). Meteorologické jevy byly předmětem zájmu i ve středověku, mj. v souvislosti s objevováním cizích krajů. V kronikách lze najít řadu záznamů o takových jevech, jako byly surové zimy, suchá léta atd. Mnohé poznatky o průběhu počasí byly zformulovány do povětrnostních pranostík. 26 V 17. století byly především zásluhou Galiela a jeho žáků zkonstruovány některé meteorologické přístroje, takže koncem zmíněného století bylo k clispozící základní vybavení pro přístrojová meteorologická měření. Z popudu florentské Accademie del Cimento (Akademie pokusu), založené r. 1657, byla konána přístrojová měření v Itálii i mimo ni. Přes krátké trvání Akademie zájem o meteorologická měření a pozorování již neustal. V r. 1780 byla v Mannheimu založena meteorologická společnost Societa meteorologica palatina, která zorganizovala síť 39 meteorologických stanic a publikovala výsledky měření z let 1780—1792. Výsledky měření a pozorování se staly základem pro formulaci prvních meteorologických teorií. Z oblasti českých zemí je nejstarší zpráva o počasí z r. 1092 od kanovníka Kosmy. Patrně nejstarší denní záznamy o počasí (žerotínské) jsou z let 1533-:r53C_TT"šysTěmatických meteorologických měřeních máme u nás zmínky až počátkem 18. století (např. Zákupy od r. 1717 — teplota a tlak vzduchu). Nejstarší souvislá meteorologická pozorování jsou u nás v Praze-Klementinu (teploty od r. 1771, srážky od r. 1804). Začátkem 19. století vznikly rozsáhlejší sítě meteorologických stanic v řadě zemí a práce ř^A. von HUMBOLDTA a H. W. Do veho položily základy klimatologie. Humboldt ve své knize Kosmos definoval poprvé pojem klima. V r. 1820 sestavil H. W. Brandes mapu současného rozdělení tlaku vzduchu (synoptická mapa) a od r. 1850 po vynálezu telegrafu nabývá synoptická metoda studia meteorologických dějů všeobecného uplatnění a vzniká synoptická meteorologie. V první polovině 19. století byly také založeny první meteorologické ústavy (např. Hlavní geofyzikální observatoř v Petrohradě, Ústav pro meteorologii a zemský magnetismus ve Vídni). V 2. polovině 19. století se ve výzkumu meteorologických procesů a jevů začaly využívat poznatky hydrodynamiky a termodynamiky a zformovala se dynamická meteorologie (práce W. Ferrela, H. Helmholtze aj.). Rozvoj klimatologie byl v této době spjat s výzkumem geografických podmínek vývoje klimatu a jeho regionálních odlišností (nejvýznamnější práce pocházejí od A. I. Vojejkova, J. Hanna a W. Köppena). Koncem 19. století zinten-zívnil výzkum radiačních a elektrických dějů v atmosféře. Ve 20. století pokračoval vývoj meteorologie a klimatologie zvláště rychlým tempem. Velkým přínosem byly práce V. Bjerknese (norská frontologická škola), M. Margulesa, A. A. Friedmana, K. G. Rossbyho aj. Významný rozvoj zaznamenávají další dílčí disciplíny, jako aerologie, aktinometrie aj. V posledních desetiletích se v souvislosti s využíváním nových technických prostředků zformovala zcela nová odvětví, jako radiolokační meteorologie nebo družicová (kosmická) meteorologie. Rostoucí vliv člověka na krajinnou sféru postavil před meteorologii zcela nový problém — čistotu ovzduší a jeho ochranu. Protože počasí a klima se neomezují jen na území jednotlivých států, objevila se v meteorologii velmi brzy potřeba širší mezinárodní spolupráce (sjednocení metodiky pozorování, předávání informací o počasí atd.). Proto již v r. 1873 se konal mezinárodní meteorologický kongres a byla ustavena Mezinárodní meteorologická organizace. Po 2. světové válce byla obnovena na novém základě jako Světová meteorologická organizace (WMO — World Meteorological Organization) při OSN. V čele WMO stojí výkonný výbor a sekretariát organizace sídlí v Ženevě. ČSSR je členem WMO. 2.1.3 KLIMATICKÝ SYSTÉM A JEHO VLASTNOSTI V atmosféře neustále probíhají rozmanité fyzikální procesy, které nepřetržitě mění její stav. Okamžitý stav atmosféry (ve vrstvě od zemského povrchu po tropopauzu)_se nazývá počasÍTTe charakterizováno souborem hodnot meteorologických prvků a meteorologickými jevy v daném místě. Základní meteorologické prvky jsou: sluneční záření, sluneční svit, teplota půdy, teplota vzduchu, tlak vzduchu, výpar, vlhkost vzduchu, oblačnost a atmosférické srážky. Mezi meteorologické jevy, tzv. meteory (úkazy pozorované v atmosféře 27 nebo na zemském povrchu kromě oblaků), se řadí: hydrometeory, litometeory, foto-meteory a elektrometeory (část 2.3). Pro vyjádření rázu počasí během několika dnů se užívá pojem povětrnost. Počasí je charakteristické velkou časovou a prostorovou proměnlivostí. Klima (podnebí) se na rozdíl od počasí vyznačuje relativní časovou stálostí, a patří tedy rňezí trvalé fyzickogeografické charakteristiky místa. Konference ředitelů meteorologických služeb socialistických států (r. 1973) doporučila užívat následující definici klimatu V. M. Skljakova: Klima je souhrn a postupné střídání všech stavů atmosféry (podmínek počasí) možných v daném místě. Je důsledkem různých, nepřetržitě probíhajících klimato-tvorných procesů. Pojmem klimatotvorné procesy se rozumějí fyzikální procesy v atmosféře a aktivní vrstvě půdy — příjem a výdej záření a tepla, přeměna a přenos energie, oběh vody atd. Jsou důsledkem nepřetržitého působení klimatotvorných faktorů a podmiňují vytváření klimat na celé Zemi i v jejích jednotlivých částech. Klimatotvorné faktory, které vyvolávají a udržují klimatotvorné procesy, se dělí na: a) astronomické, které vyplývají z vlastností Žerně jako planety a bezprostředně podmiňují nestejný přítok sluneční energie k zemskému povrchu a její transformaci v atmosféře a významně ovlivňují pohyb vzduchu (kulový tvar Země, sklon zemské osy k ekliptice, změny sluneční aktivity, složení atmosféry, uchylující síla zemské rotace), b) geografické, které jsou dány polohou a vlastnostmi různých částí zemského povrchu (zeměpisná šířka, rozdělení zemského povrchu na kontinenty a oceány, orografické poměry, vzdálenost od moří a oceánů, charakter povrchu půdy, vegetační kryt aj.), c) cirkulační, které umožňují přenos vzduchových hmot různých fyzikálních vlastností na Zemi (planetární a místní cirkulace atmosféry), d) antropogenní, pod které řadíme živelné nebo záměrné změny vlastností atmosféry a zemského povrchu související s činností člověka. V posledních letech, zejména v souvislosti s matematickým modelováním klimatotvorných procesů, se při definování počasí a klimatu vychází z tzv. klimatického systému, který z hlediska meteorologie a klimatologie odpovídá fyzickogeografické sféře Země. Úplný klimatický systém (obr. 2.1) se skládá z pěti subsystémů: atmosféry, hydrosféry, kryosféry, povrchu pevniny a biosféry. Poslední čtyři subsystémy lze shrnout pod pojem aktivní povrch (vrstva). Pod tímto pojmem chápeme plochu na zemském povrchu (v případě vody, sněhu, vegetace atd. povrchovou vrstvu), na níž nebo v níž probíhá transformace zářivé energie na tepelnou a opačně a z níž se uskutečňuje transport tepelné energie do atmosféry a podloží cestou turbulentní výměny a molekulárního vedení. Jednotlivé subsystémy a jejich elementy jsou propojeny složitou soustavou bezprostředních a zpětných vazeb. Počasí lze na tomto základě definovat jako okamžitý stav úplného klimatického systému. Tento stav je charakterizován souhrnem globálních polí řady charakteristik mořské vody, atmosférického vzduchu, zemského povrchu a svrchní vrstvy půdy. Klima je pak definováno jako statistický soubor stavů, jimiž prochází úplný klimatický systém během několika desetiletí. Velká složitost klimatického systému je příčinou jeho značné prostorové a časové proměnlivosti. Prostorová proměnlivost může být různého měřítka: a) topická až chorická, u které jsou obvykle známy její příčiny (např. vykácení lesů, zástavba), b) regionální, jejíž příčiny jsou vyvolány cirkulačně podmíněnými změnami v rozložení meteorologických prvků (např. posun oblasti tropické zóny konvergence), c) globální, která je vázána na velkou část Země nebo na celou Zemi. Časová proměnlivost klimatického systému může být: a) sezónní — jde o změny periodického charakteru, které plynou z revoluce Země (změny počasí během roku), 28 zmeny slunečního záření meziplanetární prostor A atmosféra vyzařování země H20, N2.02,C02,C3 aj. aerosoly interakce interakce A A atmosféra-pevnina atmosféra - kryosféra I biomasa srážky výpar ][ mořský led výměna přenos hybnosti změny charakteristik pevniny (reliéf, vegetace albedo atd.) interakce atmosféra-hydrosféra oceán změny charakteristik oceánu (březni čára, sianost atd.) 2.1 Schéma úplného klimatického systému a vztahy mezi jeho hlavními komponentami (podle The physical basis of Climate modeling, 1975). Plnou šipkou jsou označeny vnější procesy, prázdnou šipkou vnitřní procesy. b) meziroční (interannuální) — má neperiodický ráz a její fyzikální příčiny nejsou zcela vyjasněny (střídání suchých a vlhkých let atd.), c) sekulární — jde o změny dlouhodobého rázu mající povahu změn nebo kolísání klimatu (viz část 2.8). Doposud není známo, zda působení klimatotvorných faktorů na stavy klimatického systému je jednoznačné nebo zda při stejných výchozích klimatotvorných faktorech se mohou na Zemi utvářet různá klimata. Existují 2 základní třídy dynamických.systémů — ergodické a neergodicke. Smysl těchto pojmů lze vysvětlit na příkladu jednoduchého dynamického systému. Jeho stav v libovolném čase lze znázornit bodem na. tzv. fázové rovině. Evoluci tohoto systému lze, pak popsat body charakterizujícími jeho následující stavy, spojenjéjfázovými traj ck'toncmi> . L C(._.,:, M Je-li systém ergodický, fázové trajektorie začínající v různých bodech fázové roviny (z různých výchozích stavů) budou probíhat vždy stejnými body fázové roviny nebo její vymezenou částí. Všechny výchozí stavy tak vedou ke stejnému souboru statistických charakteristik. V případě ergodičnosti klimatického systému by to znamenalo, že při daných vnějších podmínkách existuje na Zemi jediné možné klima. U neergodickěho systému by na fázové rovině bylo několik izolovaných množin trajektorií. Evoluce daného systému pak probíhá z jedněch výchozích stavů v mezích jedné množiny, z druhých v mezích druhé množiny atd., tzn. že v závislosti na výchozích stavech se získávají různé statistické charakteristiky systému. V případě klimatického systému to znamená, že při daných vnějších podmínkách může být na Zemi buď jeden typ klimatu, nebo zcela se od něho lišící druhý typ atd. E. Lorenz, který poprvé řešil otázku jednoznačnosti klimatu Země, nazval ergodické systémy tranzitivní a neergodicke netranzitivní. Klima Země považuje za pseudonetran- 29 zitivní (téměř netranzitivní). Chování systému lze v tomto případě znázornit na fázové rovině 2 množinami trajektorií, které nejsou izolované, ale jsou propojeny krátkými, přechodnými úseky. Tedy v každé množině jsou možné takové stavy, které vyžadují přechod do jiné množiny. Pseudonetranzitivita klimatického systému se projevuje v různých časových a prostorových měřítkách. Plyne již z faktu, že při prakticky stejných synoptických situacích a vnějších podmínkách může evoluce atmosféry probíhat zcela odlišnými cestami. Např. v r. 1976 bylo v západní polovině Evropy horké a suché léto, zatímco ve východní polovině bylo léto chladné a vlhké. Předpoklad pseudonetranzitivity zemského klimatu prakticky vylučuje možnost prognózy klimatu a vyžaduje věnovat maximální pozornost živelnému i cílevědomému antropogen-nímu působení na klimatický systém. 2.1.3.1 KATEGORIE KLIMATU .... Vzhledem k prostorové proměnlivosti klimatického systému lze obecný pojem klima blíže specifikovat na tzv. kategorie klimatu — mikroklima, místní klima,_mezoklima a makro-klima, které se navzájem prolínají a nelze je chápat odděleně. Obsahové vymezení těchto pojmů je podle P. Proška a F. Reina (1982) následující: a) Mikroklima je režim meteorologických dějů vytvářejících se vlivem klimageneticky stejnorodého aktivního povrchu. Vertikální rozměr mikroklimatu je podmíněn jednak charakterem aktivního povrchu (vliv na formy a intenzitu transportu energie), jednak jevy odpovídajícími vyšším kategoriím. Proto se mikroklima vůbec nemusí utvářet (např. při silné advekci) nebo může dosahovat až výšky řádově IQ1 m při radiačním typu počasí. Horizontální rozměr mikroklimatu je dán měřítkem klimagenetické homogenity aktivního povrchu z hlediska jeho struktury, složení, expozice nebo vztahu biotické a abiotické složky. Maximální horizontální rozměr mikroklimatu odpovídá řádově_ 102 m. Pro turbulentní proudění v měřítku mikroklimatu jsou charakteristické víry s poloměrem křivosti ÍO^1 až 101 m a s trváním řádově v mezích 1 až 101 s (prachové víry, víry podmíněné lokálním přehřátím aj.). Vertikální gradienty meteorologických prvků převyšují v mikroklimatu v přepočtu na 100 m řádově 101 až 103 krát gradienty ve volné atmosféře. Pro mikroklima uzavřených prostor se užívá pojem kryjrtoklima._ b) Místní klima je režim meteorologických dějů vytvářejících se jednak vlivem morfologie, převládajícího složení a struktury biotické a abiotické složky aktivního povrchu topicky odpovídajícího mikrochoře a mezochoře, jednak vlivem existujících mikroklimat. Vertikální rozsah místního klimatu je dán výškou přízemní vrstvy atmosféry (80—100 m), která je charakterizována víry s poloměrem křivosti řádově 102 m a trváním řádově 102 s a lokální cirkulací podmíněnou reliéfem nebo místním přehřátím (např. cirkulace pole—les). Při advekci může být místní režim meteorologických dějů překryt režimem dějů makrometeorologických. Vertikální gradienty meteorologických prvků převyšují v rozsahu místního klimatu v přepočtu na 100 m řádově 1 až 101 krát gradienty ve volné atmosféře. V případě, že se místní klima formuje pod vlivem utváření reliéfu, označuje se pojmem topoklima (terénní klima). c) Mezokiima je režim meteorologických dějů, které jsou na jedné straně výsledkem ovlivňování makroklimatu převládajícím charakterem aktivního povrchu odpovídajícího topicky makrochoře nebo výsledkem vlivu ekonomické činnosti člověka v měřítku měst na přízemní atmosféru, na druhé straně výsledkem vlivu místních klimat nacházejících se v rozsahu mezoklimatu. Vertikálně je mezokiima určeno horní hranicí planetární mezní vrstvy atmosféry (1 až 1,5 km). Pro tuto vrstvu jsou charakteristické víry s poloměrem křivosti řádově 103—104m s trváním řádově 103—104s a konvekce vedoucí k tvorbě , -30 kupovité oblačnosti. V závislosti na intenzitě advekce se mezoklima buď nemusí utvářet, nebo může sahat až do výšky kolem 3000 m. d) Makroklima je režim meteorologických dějů, který se formuje a vyvíjí vlivem interakcí mezí atmosférou a aktivním povrchem, podmíněných jejich energetikou bilancí, planetární cirkulací (s poloměrem křivosti vírů řádově 105 m a trváním řádově 10s s a déle) a převládajícího vlivu aktivního povrchu odpovídajícího velkým územním celkům (kontinenty, oceány, jejich částí aj.). Vertikálně je_makroklima vymezeno Jiorní hranicí nižších klimatických kategorií a tropopauzou. ___________ 2.1.4 ČLENĚNÍ METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE Meteorologie a klimatologie tak jako většina vědních disciplín jsou vnitřně velmi diferencované, takže tvoří konglomeráty vědních odvětví. Ke starším odvětvím se připojují stále nová (v posledních desetiletích např. radiolokační meteorologie, družicová meteorologie a klimatologie). Vnitřní členění meteorologie a klimatologie lze provádět z různých hledisek (uvedené Členění pro klimatologii je analogické i pro meteorologii). Podle stupně vlivu aktivního povrchu na klimatotvorné procesy se klimatologie dělí na klimatologii přízemni atmosféry, klimatologii mezní vrstvy atmosféry a aeroklimatologii (klimatologii volné atmosféry). Vzhledem ke kategoriím klimatu se hovoří o míkroklimatologii, mezokíi-matologii a makroklimatologii. Často užívané je i dělení na obecnou a aplikovanou (užitou) klimatologii. Ta bývá dále podle oblasti aplikace klimatologických údajů a výsledků výzkumu Členěna na následující odvětví: a) bioklimatologie, v níž je předmětem studia vliv podnebí na živé organismy a naopak (dále se člení na obecnou, užitou, humánní bioklimatologii, fytoklimatologii a zooklimato-logii), b) agroklimatologie, která studuje vliv klimatických podmínek na objekty a procesy zemědělské výroby, c) technická klimatologie, která se zabývá vlivem klimatických podmínek na objekty a procesy průmyslové výroby (částí je stavební klimatologie), d) dopravní klimatologie, která se zabývá studiem vlivu klimatických podmínek na dopravu. 2.1.5 ZPŮSOBY ZÍSKÁVÁNÍ A ZPRACOVÁVÁNÍ METEOROLOGICKÝCH DAT A INFORMACÍ Meteorologická data se získávají měřením a pozorováním na meteorologických a aerologic-kých stanicích a pomocí radiolokátorů a umělých družíc Země. Síť meteorologických stanic na území CS SR organizuje a zajišťuje podle pokynů WMO Český hydrometeorologický ústav (ČHMÚ) se sídlem v Praze a s pobočkami v jednotlivých-kTajských městech CSR a Slovenský hydrometeorologický ústav (SHMÚ) se sídlem v Bratislavě a s pobočkou v Košicích a na Malém Javorníku. Podle charakteru a způsobu získávaných informací je můžeme dělit do čtyř skupin. 2.1.5.1 PŘÍZEMNÍ METEOROLOGICKÁ MĚŘENÍ A POZOROVÁNÍ Provádějí se najmeteorologických stanicích. Ty se dělí na: a) synoptické a letecké meteorologické stanice, .. tf, )l //,■ c) agrometeorologické a fenologické stanice, d) speciální stanice. 31 2.2 Klimatologická stanice v Hurbanovu (foto archív SHMÜ Bratislava). Meteorologická měření a pozorovaní se konají v určených termínech. Pro synoptické účely se měří a pozoruje na všech stanicích ve stejném časovém okamžiku, aby byl získán současný obraz počasí na větší části Země. Hlavní synoptické termíny jsou 00, 06, 12 a 18 h GMT, vedlejší 03, 09, 15, 21 h GMT. Protože většina meteorologických prvků se mění v závislosti na výšce Slunce nad obzorem (mají denní chod), konají se klimatická měření a pozorování v 7, 14 a 21 h středního místního času. Meteorologické stanice (obr. 2.2) jsou vybaveny přístroji pro termínová měření a pozorování a registračními přístroji, z nichž lze vyčíslovat hodinové hodnoty meteorologických prvků. Přehled základních přístrojů československé staniční meteorologické sítě je v tab. 2.1. Klimatologické stanice se dělí podle rozsahu a zaměření činnosti: a) Stanice základní měří a pozorují 31aát denně základní meteorologické prvky a jevy a jsou vybaveny registračními přístroji. Umístění se volí tak, aby stanice reprezentovala svými údaji co nejširší okolí. b) Stanice doplňkové mají analogický program jako stanice základní a svým rozmístěním je doplňují. c) Stanice srážkoměrné měří množství srážek, charakteristiky sněhové pokrývky a pozorují meteorologické jevy. d) Stanice se speciálním zaměřením měří a pozorují speciální prvky (záření, dlouhodobý úhrn srážek, počet blesků aj.). Získané meteorologické údaje se pro potřeby klimatologické analýzy zpracovávají statistickými metodami. Proto je třeba, aby měření a pozorování na stanicích mělo dostateč- 32 Tabulka 2.1 Přehled základních meteorologických přístrojů staniční sítě v ČSSR. Podle N. Slabé, 1972. Meteorologický prvek Měřená charakteristika (jednotky) Přístroj Umístění (výška čidla nad zemí) Registrační přístroj sluneční záření (celkové) intenzita (W. m-2) pyranometr deformační nebo termoelektrický volné prostranství pyranograf teplota vzduchu hodnota teploty (°Q denní extrémy (maximum a minimum) (°C) přízemní minimum (°C) staniční teploměr maximální a minimální teploměr minimální teploměr meteorologická budka (2 m) meteorologická budka (2 m) volné prostranství (0,05 m) termograf vlhkost vzduchu relativní vlhkost (%) Augustův psychrometr vlasový vlhkoměr meteorologická budka (2 m) meteorologická budka (2m) hygrograf tlak vzduchu hodnota tlaku (mbar) rtuťový tlakoměr místnost barograf, mikrobarograf vítr směr (stupně azimutu) rychlost (m . s_1) větrná směrovka anemoindikátor stožár (10 m) stožár (10 m) univerzální anemograf sluneční svít trvání (hodiny) volné prostranství (1,5 m) slunoměr (heliograf) výpar výparnost (mm) výparoměr GGI 3000 zapuštěn do země (0,075 m) srážky množství (mm) intenzita (mm . min-1) srážkoměr volné prostranství (lm) volné prostranství (lm) ombrograf sněhová pokrývka• výška (cm) vodní hodnota (mm) sněhoměrná]lať srážkoměr, váhový sněhoměr volné prostranství teplota půdy hodnota teploty (°C) půdní teploměr v půdě v hloubce 0,05; 0,1; 0,2; 0,5 a 1,0 m 33 nou délku a bylo homogenní. WMO stanovila období, pro která mají být zpracovávány údaje meteorologických prvků: 1901—1930, 1931—1960 a 1901—1960. Homogenita řady údajů vyžaduje zachování nepřetržitých měření a pozorování, bez přemísťování stanice, zásahů do okolí stanice, změn metodiky a typů přístrojů atd. Výsledky meteorologických a klimatologických měření a pozorování jsou publikovány v různých ročenkách. 2.1.5.2 AEROLOGICKÁ MĚŘENÍ Na aerologických stanicích (v ČSSR Praha-Libuš a Poprad-Gánovce) se provádí vertikální sondáž atmosféry pomocí telemetrických přístrojů — radiosond, nesených balóny. Získané údaje se týkají tlaku, teploty a vlhkosti vzduchu, rychlosti a směru větru v různých výškových hladinách (asi do výšky 30—35 km nad zemským povrchem). 2.1.5.3 RADIOLOKAČNÍ METEOROLOGICKÉ INFORMACE Meteorologický radiolokátor (v ČSSR Praha-Libuš a Malý Javorník u Bratislavy) umožňuje nepřetržité pozorování meteorologických objektů a jevů, jako jsou bouřková oblaka, tropické cyklony, lijáky atd. Jejich vzdálenost a směr od místa pozorování se určuje z radiolokacniho odrazu na indikátoru (radiolokační odraz je závislý na tom, jaká část elektromagnetické energie vysílané od radiolokátoru k meteorologickému cíli se odráží zpět). 2.1.5.4 DRUŽICOVÉ METEOROLOGICKÉ INFORMACE Meteorologické družice Země jsou určeny pro získání operativní informace o stavu atmosféry nad velkými částmi Země. Soudobé meteorologické družice jsou vybaveny vícekanálo-vými řádkovými radiometry s vysokou rozlišovací schopností, pomocí nichž lze získávat snímky zemského povrchu včetně oblačných systémů, rozložení sněhové a ledové pokrývky v různých částech spektra. V současnosti jsou vyvíjeny další aparatury a metodiky pro měření a pozorování dalších meteorologických veličin a jevů a zpracování přijatých signálů na pozemní přijímací stanici. V CSSR se přijímají informace ze sovětských a amerických meteorologických družic (např. Meteor, NOAA, TIROS-N), 2.1.6 VÝZNAM METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE PRO LIDSKOU SPOLEČNOST Povětrnostní a klimatické podmínky ve všech směrech ovlivňují činnost člověka a v mnoha případech jsou limitujícím faktorem jeho ekonomické aktivity. V našem plánovitém socialistickém hospodářství je nezbytné uvažovat povětrnostní a klimatické zvláštnosti jednotlivých částí ČSSR, aby se dobře využily ekonomicky příznivé stránky počasí a klimatu a snížily na minimum jejich negativní projevy a účinky. Mimořádný význam mají informace o počasí v dopravě (hlavně v letecké), v zemědělství a lesnictví, v energetice, ve stavebnictví, v oblasti spojů, ve vodním hospodářství atd. Denní předpovědi počasí pro veřejnost se těší velkému zájmu obyvatelstva. Nelze zapomínat ani na informace o počasí v souvislosti s potřebami obrany státu. Klimatologické údaje se na rozdíl od operativních prognózních informací uplatňují v ekonomické činnosti především ve fázi projekční a plánovací. Nové úkoly vyvstávají před meteorologií a klimatologií v souvislosti se stále rostoucím znečišťováním atmosféry a s předpokládaným energetickým využitím slunečního záření a energie větru. 34 2.2 ATMOSFÉRA Povrch Zenré je obklopen plynným obalem — atmosférou, která se účastní rotačního ä~ evolučního pohybu Země. Atmosféra je tvořena zvláštní směsí plynů — vzduchem. 2.2.1 FYZIKÁLNĚ CHEMICKÉ VLASTNOSTI ATMOSFÉRY Zemská atmosféra svou hmotností (5,157.1018 kg) nedosahuje ani jedné milióntiny celkové hmotnosti Země. Přitom polovina celkové hmotnosti atmosféry je soustředěna do výšky 5—6 km nad zemským povrchem, 90 % hmotnosti do výšky 16 km a 99 % hmotnosti do výšky 30 km, tedy hustota vzduchu s rostoucí vzdáleností od zemského povrchu klesá. Přibližně do výšky 200 km obklopuje vzduch Zemi jako poměrně tenká a stejnorodá vrstva. Nad touto úrovní se silně mění teplota a hustota vzduchu, protože atmosféra zde pulsuje3 rozšiřuje se a stlačuje. S rostoucí výškou se postupně rozrušuje a bez ostré hranice přechází do meziplanetárního prostoru. Obecně lze podle chemického složení dělit zemskou atmosféru na homosféru a hetero-sféru, které jsou odděleny homopauzou. V homosféře (0—90 km) je molekulová hmotnost vzduchu 28,966 a prakticky se nemění s výškou. V homopauze ve výškách kolem 90 km se začíná molekulová hmotnost měnit v důsledku disociace kyslíku. V heterosféře (90 až 1000 km) k ní přistupuje disocíace ostatních plynů a molekulová hmotnost vzduchu se zde silně mění. Základními plynnými složkami atmosféry jsou dusík N2, kyslík 02 a argon Ar (tab. 2.2). Jejich procentuální obsah v suchém vzduchu (tj. vzduch bez vodní páry) na různých místech při zemském povrchu i ve vysokých vrstvách atmosféry je prakticky stálý. V suchém jvzduchu (y přírodě se vyskytuje pouze při velmi nízkých záporných teplotách) připadá 78,084 % objemu na dusík. Jde o vysoce inertní plyn, který se do atmosféry dostává z hlubin Země při vulkanické činnosti. Téměř se nepodílí na pohlcování energie a látkových změnách v atmosféře. Kyslík (20,946%) je nezbytný pro dýchání téměř všech živých organismů a reaguje s mnohými látkami a plyny v atmosféře. Hraje významnou roli v pohlcování slunečního záření. Při pohlcování záření s vínovou délkou Á íS 0,2424 fxm dochází k disociaci molekul kyslíku na atomy kyslíku O, které reakcí s 02 mohou dávat molekuly ozónu O3. Jediným zdrojem kyslíku pro atmosféru jsou procesy fotosyntézy. Argon Tabulka 2.2 Hlavni plyny atmosféry (bez vodní páry). Podle A. Ch. Chrguana, 1978. Plyn Molekula Relativní objem (%) ------------------------------------------------------------------1--------------------------------------- Molekulová hmotnost dusík N2 78,084 28,013 kyslík O2 20,946 32,000 argon Ar 0,934 39,948 oxid uhličitý CO2 0,0335 44,010 neón Ne 1,818 . IO-3 20,183 hélium He 5,24.10-~» 4,003 metan CH* (1,2-1,5) . 10"» 16,000 krypton Kr 1,14.10-4 83,800 vodík H2 5. IO-5 2,016 oxid dusný N20 3,5.10-* 44,013 ozón O3 4. IO-5 48,000 xenon Xe 8,7.10-« 131,300 G) 35 (0,934 %) je v atmosféře zcela inertním plynem (stejně jako"xenon Xe, neón Ne a krypton Kr). Je výsledkem rozpadu radioaktivního izotopu draslíku (K40). Celkově nestálý je v zemské atmosféře obsah oxidu uhličitého C02 (asi 0,0335 % v roce 1980). Protože se C02 výrazně podílí na pohlcování a vyzařování dlouhovlnného záření, má značný klimatický význam (viz skleníkový efekt atmosféry). Přirozenou cestou se dostává do ovzduší při vulkanické činnosti, požárech atd. V posledních desetiletích výrazně vzrůstá množství C02 antropogenního původu, uvolňovaného při spalování fosilních paliv. V roce 1890, kdy objem C02byl 0,0295%, produkovaly jeho zdroje 1,4.1012 kg ročně, zatímco v roce 1971 to již bylo téměř 2. 1013kg (obr. 2.3). Protože v současné době pozorované roční zvýšení obsahu C02 dosahuje asi poloviny zmíněné hodnoty, musí být druhá polovina pohlcována oceánem a spotřebována při fotosyntéze biomasy. V hlubinách oceánu je vázáno asi 50krát více C02, než je v současnosti v atmosféře. Obsah C02 v atmosféře je prostorově a časově proměnlivý. Např. v ovzduší průmyslových oblastí je C02 více než ve volné krajině (tab. 2.11), Také v tropických oblastech v porovnání s polárními je vlivem mořských proudů obsah CO2 vyšší (o 2—3 . 10-4 %). Během roku se na severní polokouli obsah C02 od května do října zmenšuje o 5—6. 10~4% (pohlcování rostlinami). Také v noci je obsah C02 ze stejného důvodu poněkud vyšší než ve dne. Z ostatních plynných komponent atmosféry má i přes procentuálně malé zastoupení mimořádný významjozón O3. Pohlcování ultrafialového záření ozónem je vzhledem ke škodlivým účinkům tohoto záření na živou hmotu (denaturace bílkovin) jednou z limitujících podmínek života na Zemi. Nejvyšší koncentrace ozónu připadají v průměru na výšku 25—30 km (tzv. ozónosféra). Největší klimatický význam v atmosféře má vodní pára. V nejvlhčích oblastech Země nepřevyšuje maximální obsah vodní páry 4 % objemu vzduchu (v průměru dosahuje 2,6 %). Zvýšení obsahu vodní páry má za následek snížení obsahu ostatních komponent, takže např. složení vlhkého ekvatoriálního vzduchu je: N2 76,06 %, 02 20,40 %, H20 2,60 %, Ar 0,91 %, C02 0,03 %. V mírných šířkách obsahuje vzduch v létě asi 1,3 % ■-(%) 323 r * 322 321 ' 320 - r /i .* 319 - 318 - 317 37 2.4 Změna teploty vzdu-(km) , r« j, chu s výškou z podle "80° standardní atmosféry COESA-62 (podle údajů in A. S. Monin, J. A. Šiš- 700 kov, 1979). 600 -500 -400 -300 -200 -100 100 300 500 700 900 1100 1300 1500 T(K) ných a vysokých šířkách do 90 % v nízkých šířkách. Je oblastí intenzivních vertikálních pohybů vzduchu, spjatých při vysokém obsahu vodní páry se vznikem hydrometeorů. Vlivem různého aktivního povrchu se v troposféře formují vzduchové hmoty odlišných vlastností, oddělené přechodnými vrstvami — frontami. V troposféře převládá západní směr proudění. V pásmu mezi 25—70° zeměpisné šířky obou polokoulí se v blízkosti tropopauzy formují zóny velmi vysokých rychlostí proudění vzduchu (kolem 45—55 m . s-1, maximálně až 200 m. s-1) označené jako trysková prouděni (jet stream). Troposféra je od výše ležící vrstvy (stratosféry) oddělena tropopauzou o mocnosti od několika set m do 1,5 km. Teplota vzduchu v ní "s výškou vzrůstá "(inverze"teploty) nebo se nemění (izotermie). V oblastech tryskových proudění je tropopauza přerušena a vzniklými mezerami dochází k horizontální výměně vzduchu mezi svrchní troposférou a spodní stratosférou. b) Stratosféra. Stratosféra sahá od tropopauzy do výšky 50—55 km. V její spodní části se teplota vzduchu s rostoucí výškou téměř nemění. Od výšky kolem 25 km teplota vzduchu vzrůstá (pohlcování záření ozónem) a ve výšce kolem 50 km se teplota blíží hodnotám při zemském povrchu. Obsah vodní páry je ve stratosféře nepatrný. Ve vysokých zeměpisných šířkách ve výšce kolem 20—25 km se však někdy vyskytují tzv. perleťová oblaka. Stratosféra je od další vrstvy (mezosféry) oddělena stratopauzou. c) Mezosféra. Mezosféra se rozkládá od stratopauzy do výšky kolem 80—85 km. Teplota vzduchu v ní s výškou klesá až do —100 °C na horní hranici. V těchto výškách se v létě vyskytují tenká a průzračná oblaka — tzv. stříbřitá (též světélkující). d) Termosféra. Termosféra je od mezosféry oddělena mezopauzou. Teplota vzduchu v termosféře prudce vzrůstá — ve 150—200 km dosahuje již 50Ó °C a v 500—600 km 38 2.5 Vertikální členění atmosféry (upraveno a doplněno podle J. van Eimerna, 1971). Označení: 1 — homopauza; jet streamy: 2 — mírných šířek; 3 — subtropický; 4 — tropický; 5 — stratosférický; D, E3 Fi, Fa — ionosférické vrstvy. převyšuje 1500 °C. Tyto vysoké teploty jsou dány velkou kinetickou energií molekul vzduchu (ve výšce 300 km obsakrje 1 cm3 vzduchu 27 . 108 molekul, zatímco při zemském povrchu kolem 27. 1018 moleku.). V termosféře vznikají polární záře. 39 ■ • Ve svrchní mezosféře a v termosféře již nastává ionizace vzduchu. Působením ultrafialového a korpuskurárního záření Slunce dochází k odštěpení elektronů od neutrálních atomů a molekul vzduchu, které získávají kladný náboj. Uvolněné elektrony se mohou připojit k jiným, které tak získávají záporný náboj. Kladně a záporně nabité atomy a molekuly se nazývají ionty. Při velké koncentraci iontů se plyny stávají elektricky vodivými. Část atmosféry, v níž jsou plyny v ionizovaném stavu, se nazývá ionosféra. Existují v ní čtyři zóny, kde koncentrace volných elektronů je podstatně vyšší než v okolí: D (60—80 km), E (100-120 km), Fj (180-200 km) a F2 (300-400 km). Tyto ionosférické vrstvy mají vliv na šíření rádiových vln. e) Exosféra. Tento pojem označuje vnější část atmosféry ve výškách nad 800 km. Jednotlivé částice"vzduchu zde dosahují mmioraHne vysokých rychlostí (méně vzájemných nárazů), při nichž se dostávají na hyperbolické trajektorie, a překonávajíce gravitační sílu Země, dostávají se do meziplanetárního prostoru (především atomy vodíku a hélia). Vnější mez zemské atmosféry se klade do vzdálenosti 20—40 000 km (zemská koróna). Ve vzdálenosti 1000—50 000 km od zemského povrchu existují kolem Země tzv. zóny uchvácené radiace, obsahující nabité částice (tzv. radiační pásy Země). V závislosti na interakci aktivního povrchu a zemské atmosféry se atmosféra dělí na: a) planetární mezní vrstvu, b) volnou atmosféru:. a) V planetární mezní vrstvě mají na pohyb vzduchu velký vliv vlastnosti aktivního povrchu a síly turbulentního tření. Vliv tření o zemský povrch zaniká v průměru ve výšce kolem 1,5 km, kde lze vektor větru aproximovat gradientovým větrem. V této vrstvě je dobře vyjádřen denní chod meteorologických prvků. Nejnižší část mezní vrstvy o mocnosti do několika desítek m (50—100 m) se nazývá přízemní vrstva atmosféry (Prandtlova vrstva). Fyzikální děje zde probíhající jsou silně ovlivněny vlastnostmi aktivního povrchu. b) Volná atmosféra se rozkládá v průměru od výšky 1,5 km nad zemským povrchem. Fyzikální děje zde prakticky nejsou ovlivňovány vlastnostmi aktivního povrchu (síly turbulentního tření lze zanedbat). 2.3 ZÁKLADNÍ METEOROLOGICKÉ PRVKY A JEJICH KLIMATOLOGICKÉ CHARAKTERISTIKY 2.3.1 SLUNEČNÍ ZÁŘENÍ A DLOUHOVLNNÉ ZÁŘENÍ V SYSTÉMU ZEMSKÝ POVRCH- ATMOSFÉRA ® Sluneční záření je základním a prakticky jediným zdrojem energie pro planetární geosystém. Ostatní energetické zdroje, jako např. vnitřní energie Země, energie uvolněná při elektrických výbojích v atmosféře, při magnetických bouřích, energie kosmického záření nebo záření hvězd, jsou v porovnání se zářivou energií Slunce dopadající na zemský povrch zanedbatelné a představují pouze zhruba jeho 2,4. 10~2 %. V planetárním geosystému je energie slunečního záření transformována na jiné druhy energie, např. tepelnou a elektrickou a druhotně na energii pohybovou nebo energii dlouhovlnného záření, které jsou v systému dále předávány a transformovány. 2.3.1.1 SPEKTRUM A INTENZITA SLUNEČNÍHO ZÁŘENÍ Slunce je zdrojem elektromagnetického a časticového (korpuskurárního) záření. Intenzitu ' elektromagnetického záření Slunce vyjadřujeme v jednotkách W . m 2, úhrnnou intenzitu za delší časový intervafve Wh nebo kWh (1 Wh = 3,6 . 103 j, 1 kWh = 3,6 . 106 J). 40 - Množství energie elektromagnetického záření Slunce činí zhruba 3,802 . 1026 W. Z tohoto množství dopadá na Zemi při střední vzdálenosti od Slunce 1,730 . 1017 W (tj. 5,455.1024 J nebo 1,473 . 1018 kWh za rok). 99 % celkové intenzity elektromagnetického záření Slunce připadá na interval vlnových délek (/) 0,1 až 4,0 um. Z toho důvodu hovoříme meteorologii o slunečním záření jako o záření krátkovlnném na rozdíl od záření atmosféry a zemského povrchu, které se vyznačuje mnohem větší vlnovou délkou. Zhruba 6,7 % zářivé energie z uvedeného intervalu připadá na záření ultrafialové (A < 0,40 um), 46,8 % na záření viditelné (0,40 um ^ Ä ^ 0,76 um) a 46,5 % na záření infračervené a tepelné (A > 0,76 um). Největší intenzitu má viditelné záření o vlnové délce 0,4738 um (obr. 2.6). (W.mi £rrr1) 2000- 1000- 500- 200- O) Q) C -co > •co N 100: 50: 20- 10-5- 2- 1; *■ CĽ CL a roční době (podle H. Forta-ka, 1971). Mimo to dochází při rostoucí optické hustotě vzduchu směrem k zemskému povrchu k refrakci paprsků, tj. ke změně jejich směru (při přechodu z prostředí opticky řidšího do prostředí opticky hustšího nastává lom k normále k rozhraní obou prostředí). 2.3.1.2.1 Pohlcováni slunečního záření v atmosféře Pohlcování záření v čisté a vlhké atmosféře se na jeho celkovém zeslabení projevuje poměrně málo, při poloze Slunce v zenitu činí zmenšení intenzity přímého slunečního záření pohlcováním jen 6 až 8 %. Výraznější je hlavně v ultrafialové a infračervené části spektra a má výběrový (selektivní) charakter. To znamená, že jednotlivé plyny tvořící přirozené složky vzduchu pohlcují zcela nebo částečně záření pouze určitých vlnových délek nebo jejich intervalů. Při pohlcování je zářivá energie přeměňována na jiné druhy energie, hlavně na energii tepelnou, ve vysoké atmosféře též na energii elektrickou. Z plynů tvořících přirozené složky vzduchu se na pohlcování podílí hlavně ozón, kyslík, oxid uhličitý a vodní pára (tab. 2.3, obr. 2.6). 2.3.1.2.2 Rozptyl slunečního záření v atmosféře Nejvýznamnější změnou přímého záření v atmosféře je jeho rozptyl (difúze). Dochází k němu jednak na molekulách a atomech plynů ve vzduchu (rozptyl molekulární nebo Rayleighův), jednak na větších kapalných a pevných částicích (rozptyl aerosolový). Rozptýlené záření se na rozdíl od záření přímého šíří od rozptylující částice všemi směry tak, jako by byla sama zdrojem záření. 43 Tabulka 2.3 Přehled vlnových délek záření pohlcovaných v atmosféře ozónem, kyslíkem, oxidem uhličitým a vodní párou. Upraveno podle L. T. Matvějeva, 1976. p. Vlnová délka nebo interval vlnových délek Záření Pohlcování ozón 0,22 až 0,29 fx.m ultrafialové viditelné úplné 0,31 až 0,36 (xm částečné 0,44 až 0,75 \im částečné kolem 4,75 a 9,60 y.m infračervené částečné kolem 14,10 [im tepelné takřka úplné ^^^iUíl 0,13 až 0,24 y.m ultrafialové úplné oxid uhličitý kolem 1,44; 1,50; 2,02; 2,70 a 4,31 |xm infračervené částečné 14,50 až 16,00 ym tepelné úplné vodní pára kolem 0,72 y.m viditelné částečné kolem 0,81; 0,94 a 1,10 (xm infračervené částečné kolem 1,38; 1,87; 2,70; 3,20 a 4,40 |*m úplné 5,50 až 7,00 (im úplné kolem 14,00 jxm tepelné úplné Pro intenzitu molekulárního rozptylu platí tzv. Rayleighův zákon, podle něhož je intenzita rozptýleného záření o vlnové délce á (ix) nepřímo úměrná čtvrté mocnině vlnové délky, přímo úměrná intenzitě přímého záření /;., které se rozptyluje, a koeficientu C: íi = -S h. (2.6) Koeficient úměrnosti C je závislý na indexu lomu vzduchu a počtu molekul v jeho jednotkovém objemu. tlQlE f^OMi'l /ť Čím je tedy kratší vlnová délka, tím je záření výrazněji rozptylováno. Rozptylem záření o krátkých vlnových délkách se přesouvá maximum intenzity přímého slunečního záření na zemském povrchu na žlutozelenou část spektra (obr. 2.6) a maximum záření rozptýleného se nachází v části modré. Tato skutečnost způsobuje modré zbarvení oblohy a současně změnu zbarvení vycházejícího nebo zapadajícího Slunce a Měsíce na oranžové až červené při dlouhé dráze jejich paprsků atmosférou, během níž se prakticky zcela rozptýlí záření zelené a modré barvy. Aerosolový rozptyl nezávisí na X tak výrazně jako rozptyl molekulární. Intenzitu rozptýleného záření ix vyjadřujeme v tomto případě vztahem h = ~h. (2.7) Koeficient ß je úměrný množství rozptylujících částic, exponent e závisí na jejich rozměru. Jeho hodnota kolísá v mezích 0 ^ e < 4 a s růstem rozměru částic se zmenšuje. Pro čás- 14 tice větší než 1,2 fi m (kapky oblaků nebo mlhy) e = 0. Rozptyl tedy nezávisí na vlnové délce a mění se na tzv. difúzni odraz bez změny spektrálního složení. V důsledku toho mají oblaka nebo mlha bílé až šedé zbarvení. Při výstupu do vyšších vrstev atmosféry intenzita obou druhů rozptylu se snižováním obsahu příměsí a poklesem hustoty vzduchu klesá. Pokles obsahu příměsí podmiňuje růst sytosti modrého zbarvení oblohy a pokles hustoty vzduchu zmenšení molekulárního rozptylu až na nulovou hodnotu (černá barva oblohy na horní hranici atmosféry). 2.3.1.3 ZÁKONY A CHARAKTERISTIKY ZESLABENÍ INTENZITY PŘÍMÉHO ZÁŘENÍ V ATMOSFÉŘE Zmenšení intenzity přímého slunečního záření pohlcováním a rozptylem v atmosféře z intenzity Ir na Iz na zemském povrchu nazýváme extinkce. Předpokládejme, že svazek paprsků proniká' Čistou a suchou (tzv. ideální) atmosférou, jejíž hmotu ve sloupci o jednotkovém průřezu a výšce s nazýváme optická vzduchová hmota (ni). Při poloze Slunce v zenitu předpokládejme m— mz = 1 (obr. 2.9). Pro libovolnou zenitovou vzdálenost Slunce můžeme m vyjádřit pomocí mz vztahem m 1 = — = cos z; m 1 m cos z (2.8) Extrakci záření / o hcdnotu ál v malém úseku ds dráhy s při hustotě vzduchu o můžeme vyjádřit vztahem ál = -alQ ds, (2.9) kde a je koeficient zeslabeni (extinkce) záření. Integrováním rovnice (2.9) v mezích 0 až i (zemský povrch—horní hranice atmosféry) dostaneme Iz dí i s f -—- = — a l q ds; z čehož: lnlz = ln/r — a [ q ds. (2.10) Jr * 0 0 Integrál jgds vyjadřuje hmotu atmosféry m, kterou prochází svazek paprsků, takže druhý o výraz (2.10) můžeme po úpravě psát ve formě tzv. Lambertova vzorce: lz = Jr t-am « Po dcsszení e- a = p dcsísnerr.e tzv. Bouguerův vzorec: \\\ lz = Jrpm (2.12) a v souladu se vztahem (2.3): h == Irpm ■ cos z. \ \ >VV< \ 2.9 Závislost optické vzduchové hmoty m na zenitové vzdálenosti z Slunce a schéma zeslabení slunečního záření v atmosféře pro odvození Lambertova a Bouguerova vzorce. (2.11) (2.13) horni hranice atmosféry / "^s _ &/y( / £ /\ s* E V V lz < A* 9//// V 45 * 90° ■- 0° 2.10 Závislost denních úhrnů insolace (kWh. m~2. . d_1) na zeměpisné šířce cp a roční době při celkovém koeficientu propustnosti atmosféry p = 0,7 (upraveno přepočtem podle S. L. Hesse, 1959). Symbol p je tzv. celkový koeficient propustnosti atmosféry. Tento koeficient udává, jaká část Ir se dostává na plochu kolmou k paprskům na zemském povrchu. Průměrná hodnota p pro ideální atmosféru při m = 1 je přibližně 0,9, v..reálné atmosféře kolísá v me-zích-0,5 až 0,9, přičemž má výrazný roční chod,s maximem v zimě a minimem v létě. Důsledky extinkce slunečního záření v atmosféře vyplývají z porovnání obr. 2.8 a 2.10, v němž je vyjádřena závislost denních úhrnů insolace zemského povrchu na zeměpisné šířce a roční době při p = 0,7. Rozdíly v extinkci přímého slunečního záření v ideální a reálné atmosféře charakterizujeme pomocí tzv. zákalového faktoru t, který se rovná r = A (2.14) tj. poměru celkového koeficientu zeslabení záření v reálné (a) a v ideální (A) atmosféře. Zákalový faktor tedy představuje počet ideálních atmosfér, které způsobí stejné zeslabení přímého slunečního záření jako atmosféra reálná s koeficientem propustnosti a. Hodnota % kolísá teoreticky v mezích 1 až 6, minima v reálné atmosféře však obvykle neklesají pod 2. 2.3.1.4 INTENZITA PŘÍMÉHO, ROZPTÝLENÉHO A CELKOVÉHO ZÁŘENÍ NA ZEMSKÉM POVRCHU Vzhledem k objasněným formám, zákonům a charakteristikám zeslabení přímého slunečního záření v atmosféře lze shrnout, že insolace h na zemském povrchu: 1. roste s intenzitou Jr extraterestrálního slunečního záření na horní hranici atmosféry vzhledem k jejím změnám v periodě roku, 2. klesá se zenitovou vzdáleností Slunce, 46 jo / / ' 3. roste s propustností atmosféry (tzn. že tedy klesá s obsahem vodní páry, produktů její kondenzace a dalších příměsí v atmosféře). Při bezoblačném počasí má h výrazný jednoduchý denní chod s maximem v čase kulminace Slunce (obr. 2.11). Obdobný tvar má s výjimkou rovníkových oblastí i křivka ročního chodu h (obr.2.12), jejíž maximum a minimum je vázáno na letní a zimní slunovrat. Intenzita i záření rozptýleného je pochopitelně ovlivněna stejnými faktory jako intenzita záření přímého. Podobně jako u In roste i intenzita rozptýleného záření na zemském povrchu (í2) s poklesem zenitové vzdálenosti Slunce a naopak klesá s rostoucí propustností atmosféry. Podstatný vliv na intenzitu rozptýleného záření mají oblaka. Pro vysoká oblaka je typický malý rozptyl přímého záření, a tedy i nepatrné zvýšení hodnoty iz. Stejný efekt, i když jinou příčinu, mají objajyynzká. V nich je přímé záření silně pohlcováno a minimálně rozptylováno. Hodnota iz je při jejich výskytu malá a důsledkem je jejich šedé zbarvení. NejvyšŠie_h hodnot dosahuje i7. při výskytu oblak, středních. Přímé a rozptýlené záření spojujeme v meteorologií pod pojmem záření celkové (globální). Podíl přímého a rozptýleného záření na záření celkovém je značně proměnlivý. V denním chodu celkového záření při bezoblačném počasí je typický rostoucí podíl přímého záření od času východu Slunce do okamžiku jeho kulminace a klesající podíl od kulminace do času západu. 2.11 Průměrný denní chod insolace Ih v Bratislavě v období 1954 až 1959 (podle F. Smolena in Klíma a bioklíma Bratislavy, 1979). •h W. m-2) 800- 700- 600- 500- S ^"*"N 400- s N N 300 / \ / \ 200 / \ 100 / s s C •* n------,—,-------,------, , > , 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 t (h) ■ 2.12 Roční chod denních úhrnů insolace In na rovníku (1), pólu (2) a na zeměpisné šířce Moskvy (3) při celkovém koeficientu propustnosti atmosféry p = 0,7 (podle L. T. Mat-vejeva, 1976). */ (kWh. m-2. d ^ ~ Ĺ v t - H 47 V planetárním měřítku je v rovníkových šířkách podíl rozptýleného záření na záření celkovém podstatný (zhruba 40 %), což je dáno vysokou vlhkostí a značným obsahem produktů kondenzace vodní páry ve vzduchu. V šířkách tropických a subtropických je vyraznějjnenší, v ročním průměru dosahuje 25 % a je podmíněn velkou suchostí vzduchu, typickou pro tyto oblasti. Pro střední zeměpisné šířky je z globálního hlediska typický růst podílu iz na celkovém záření, se zeměpisnou šířkou v důsledku rostoucího obsahu vodní páry a oblačnosti a růstu zenitové vzdálenosti Slunce (s růstem z klesá totiž hodnota h výrazněji než iz). Pro 60° s. š. a 50° j. š. je podíl iz na celkovém záření zhruba poloviční. V Arktidě a Antarktidě se podíl iz na celkovém záření značně liší. V Arktidě je zhruba poloviční, zatímco v Antarktidě, pro kterou je typický nízký obsah vodní páry v atmosféře, je prakticky stejný jako v suchých oblastech subtropů. Roční úhrny celkového záření kolísají v tropických až mírných šířkách v rozmezí od 800 do 2500 kWh. m~2, v Arktidě se pohybují kolem 700 až 800 kWh. m-*. Nejnižší hodnoty v Arktidě se vyskytují v její atlantské a evropské části v důsledku velké oblačnosti, vázané na intenzívní cyklonální činnost. Naproti tomu v Antarktidě je roční úhrn celkového záření podstatně vyšší a v jednotlivých letech může dokonce překročit 1200 kWh. m-2, což je důsledkem čisté a relativně suché atmosféry. Oblasti s maximálními ročními úhrny celkového záření se vyskytují kolem obratníku a jejich poloha poměrně dobře souhlasí se subtropickými oblastmi vysokého tlaku. Nejvyšší hodnoty 2300 až 2600 kWh . mr2 se zde vyskytují v oblastech kontinentálních pouští a jsou podmíněny velkou intenzitou přímého slunečního záření, zeslabovaného jen málo pohlcováním a rozptylem v čisté a suché atmosféře. I v těchto šířkách se však vyskytují podstatně nižší hodnoty celkového záření, a to v oblastech zvýšené cyklonální činnosti nad oceány a v okrajových částech kontinentů, kde obvykle nepřevyšují úhrny 1400 až 1900 kWh . m-2 za rok. V mírných a vysokých šířkách má rozložení ročních úhrnů celkového záření zonální charakter (tzn. že změna jeho intenzity podél rovnoběžek je minimální a převládá změna podél poledníků). Popsané plošné rozložení celkového záření se výrazně mění v jednotlivých částech roku jednak vlivem extraterestrálních faktorů ovlivňujících trvání a intenzitu záření (změna deklinace Slunce a vzdálenosti Země od Slunce), jednak vlivem faktorů terestrálních. Změna deklinace se projevuje nejvýrazněji v polárních oblastech, v nichž v období polárního dne úhrnná intenzita celkového záření roste s prodlužováním slunečního svitu nebo je naopak nulová v období polární noci. K terestrálním faktorům patří především změny v rozložení řídících tlakových útvarů a s tím spojené změny v atmosférické cirkulaci a výskytu frontálních systémů. 2.3.1.5 ODRAZ SLUNEČNÍHO ZÁŘENÍ NA ZEMSKÉM POVRCHU A V ATMOSFÉŘE Část celkového záření dopadajícího na vzduchové částice, vodní kapky a na aktivní povrch je jimi pohlcena, část se od nich odráží nebo jimi proniká. Jako charakteristiku schopnosti látek odrážet záření používáme poměr mezi intenzitou celkového záření odraženého (Ir) a dopadajícího (It), vyjádřený obvykle v procentech, který se v meteorologii označuje pojmem albedo (a) (a = (Ir/It) • 100). Z vlastností povrchu závisí albedo nejvýrazněji na jeho zbarvení a v souvislosti s tím na jeho struktuře a vlhkosti. Z vlastností záření je ovlivněno vlnovou délkou (pro většinu povrchů roste s vlnovou délkou do maxima kolem X = 0,8 [liíí a s dalším růstem A prudce klesá) a úhlem dopadu přímého záření (se zvětšováním zenitové vzdálenosti Slunce hodnota a roste). Nejvyšších hodnot tedy albedo dosahuje v ranních a večerních hodinách. Hodnoty albeda jsou pro vybrané přirozené povrchy uvedeny v tab. 2.4. 48 ' ^ ŽU-^S 1o ■ ] Tabulka 2.4 Průměrné albedo o (%) vybraných přirozených povrchů. Podle R. E. Munna, 1966. Povrch <*(%) Povrch a(%) Povrch «(%) čerstvý sníh starý sníh suchý písek 70 až 90 40 37 vlhký písek vlhká ornice povrch oceánu 24 14 2 až 7 porost trávy jehličnatý les listnatý les 26 10 až 19 20 V atmosféře se záření odráží hlavně od oblaků. Z jednotlivých druhů oblaků mají nejvyšší hodnoty albeda (70 až 75 %) střední kupovitá oblaka (Ac) a nízká kupovitá oblaka (Se) — kolem 55 až 65 %. Průměrné albedo Země jako planety je blízké 30 %. 2.3.1.6 DLOUHOVLNNÉ ZÁŘENÍ V SYSTÉMU AKTIVNÍ POVRCH- (h) ATMOSFÉRA ^"^ Na aktivním povrchu a v atmosféře nedochází pouze ke kvalitativním a kvantitativním změnám slunečního záření, nýbrž i k vlastnímu vyzařování. V porovnání s vyzařováním Slunce jsou však pro vyzařování aktivního povrchu a atmosféry typické mnohem větší vlnové délky a podstatně nižší intenzita. Tato skutečnost vyplývá ze základních zákonů záření — Plan-ckova, Stefanova-Boltzmannova, Kirchhoífova a Wienova zákona posuvu. Vzhledem k nepřímé závislosti intenzity záření na čtverci vzdálenosti od zdroje je však intenzita vyzařování aktivního povrchu (roční úhrn činí zhruba 3284,9 kWh. m~2) větší než intenzita slunečního záření na horní hranici atmosféry (roční úhrn je zhruba 2881,5 kWh . m-2), rozdíl mezi nimi je tedy přibližně 14 %. Dlouhovlnné vyzařování aktivního povrchu, které vzhledem k vlnovým délkám řadíme do infračerveného až tepelného záření (obr. 2.6), je v atmosféře pohlcováno převážně oxidem uhličitým a vodní párou (tab. 2.3) s výjimkou intervalu vlnových délek 8,0 až 12,0 jxm. Téměř veškeré vyzařování aktivního povrchu i atmosféry o těchto vlnových délkách uniká do meziplanetárního prostoru, a proto se pro výše uvedený .interval spektra užívá název „atmosférické okno". ^ií^xl ^VJ ^\1 Atmosféra tedy poměrně dobře propouští sluneční záření,'avšak'dlouhovlnné vyzařování aktivního povrchu a své vlastní vyzařování výrazně pohlcuje. Jako celek vykonává tedy funkci filtru, který zachycuje větší část vyzařování aktivního povrchu a vlastního vyzařování, a má tedy výrazný oteplující vliv na Zemi. Tato funkce je obdobná funkci skla ve sklenících, a proto ji nazýváme skleníkový efekt atmosféry. Část toků dlouhovlnného záření atmosféry je orientována do meziplanetárního prostoru (Ek)3 část k zemskému povrchu (tzv. zpětné záření atmosféry Ea). Skutečná ztráta energie cestou dlouhovlnného vyzařování je tedy na aktivním povrchu dána rozdílem intenzity jeho dlouhovlnného vyzařování Ez a zpětného záření atmosféry a nazýváme ji efektivní vyzařování Ez*. Pro Ez* tedy platí Ez* = Ez~EA (2.15) a pro efektivní vyzařování atmosféry Ea* Ea* = Ez-E0- (Ek + %), (2.16) kde je E0 dlouhovlnné vyzařování aktivního povrchu unikající do meziplanetárního prostoru „atmosférickým oknem". ^~ £ 4 ^ € íú 49 2.14 Meridionální změna průměrných denních úhrnů radiační bilance (kWh. m-2. d-1) subsystému aktivního povrchu (Rz)3 subsystému atmosféry (Ra) a systému aktivní povrch— atmosféra (R) a průměrných denních úhrnů horizontálního transportu tepla (kWh . d-1) od rovníku k pólům (transport k severnímu pólu je označen kladnými a k jižnímu pólu zápornými hodnotami) (podle H. Fortaka, 1971). vr vlažení a z nich plynoucích rozdílů ve vlhkosti vzduchu, oblačnosti a půdní vlhkosti, které mají vliv na proměnlivost pohlcování a rozptylu slunečního záření v atmosféře, na proměnlivost albeda a efektivního vyzařování aktivního povrchu. Obecně lze konstatovat, že hodnoty Rz v suchých oblastech (např. na Arabském poloostrově a ve střední Asii) jsou výrazně menší (550 až 700 kWh. m-2) než v oblastech s nadbytkem vláhy, v nichž mohou dosahovat kolem 1100 kWh. m-2. Pro rozhraní kontinentů a oceánů je typická změna hodnot R z skokem, což vyplývá z rozdílných fyzikálních vlastností obou povrchů. Rz je na téže zeměpisné šířce na oceánech obecně větší než na kontinentech, což se vysvětluje menší hodnotou albeda vody v porovnání s povrchem pevnin. Změna hodnot Rz z pozitivních v létě na negativní v zimě je typická pro zeměpisné šířky větší než 40° s. š. a 40° j. š. 2.3.1.8 VLIV RELIÉFU NA SLOŽKY BILANCE ZÁŘENÍ Ze složek bilance záření je utvářením reliéfu nejvýrazněji ovlivněno přímé sluneční záření. Při určení jeho intenzity 7exp na různě ukloněných a orientovaných svazích nevystačíme již pouze s parametrem polohy Slunce (cos^) (rovnice 2.3), nýbrž musíme uvažovat i parametry expozice ukloněné roviny, tj. její azimut A a úhel sklonu ß: /exp = h cos z\ =[iz[cos z cos ßt-\- sin z sin ß cos (Asr— A)]. (2.20) Ve vzorci (2.20) je z' úhel, který svírá směr slunečních paprsků s normálou k libovolně exponované ploše; As — azimut Slunce, daný výrazem: As = (cos ô sin r)/sin z. Hodnoty A i As se v tomto vzorci určují od jihu, k západu jsou kladné a k východu záporné. Hodnota /exp kolísá vzhledem k hodnotě insolace ve značně širokých mezích, přičemž největší expoziční rozdíly pozorujeme v zimním období při minimální deklinaci Slunce. Výrazné expoziční rozdíly jsou však stírány díky záření rozptýlenému, které se šíří všemi směry. Čím menší je hustota a vlhkost vzduchu a čím je vzduch čistší (čím více tedy klesá podíl rozptýleného záření na záření celkovém), tím jsou i větší expoziční rozdíly v intenzitě celkového záření, což je typické např. pro horské oblasti v subtropických šířkách (centrální Andy, Himálaj, Skalnaté hory aj.). 90° 60 50 40 30 20 10 0" 10 20 30 40 50 60 90° 60 50 40 30 20 10 0° 10 20 30 40 50 52 Expozicí zemského povrchu je značně ovlivněno i albedo, které — jak víme — roste se zmenšováním úhlu dopadu slunečních paprsků, tedy s růstem úhlu z'. *. Určitý vliv má utváření reliéfu a nadmořská výška i na efektivní vyzařování aktivního povrchu. Vliv utváření reliéfu se projevuje u konkávních tvarů reliéfu jako důsledek převýšení reálného obzoru nad matematickým. Tím se zmenší intenzita efektivního vyzařování protizářením převýšených částí reliéfu. Vliv nadmořské výšky souvisí s poklesem hustoty a obsahu příměsí v atmosféře s výškou, což má za následek růst intenzity efektivního vyzařování. IS2 ENERGETICKÁ BILANCE SYSTÉMU / ZEMSKÝ POVRCH-ATMOSFÉRA Výměna energie mezi subsystémem aktivního povrchu a atmosféry, plynoucí z rozdílů znaménka jejich bilance záření (obr. 2.13), se uskutečňuje prostřednictvím vertikálního a horizontálního mechanismu, jenž je tvořen složitou cirkulací vody a vzduchu. Hodnota horizontálního, meridionálního transportu (obr. 2.14 dole) roste od rovníku zhruba ke 40° s. š. a 40° j. š., odkud na sever a na jih opět klesá. Vertikální mechanismus výpar pohlcená energie slunečního záření dlouhovlnné t>*_ ivJtiix l^-r^L vyzařování oteplení systému íu ty^v /\ zemský povrch - atmosféra •+ 72 %----------—---------------------- V 24%^ rezervoár latentní -24% energie ondenzace urbulentní ýměna + 48 % - 72 % + 24 % rezervoár -6% a potenciální + 5% energie + 1 % -0,5% + 1,5% rezervoár kinetické - 1 % energie přeměna pohybové energie na tepelnou v důsledku tření 2.15 Schéma přeměny a výměny tepelné, zářivé a pohybové energie mezi energetickými rezervoáry systému aktivní povrch—atmosféra (upraveno podle H. Fortaka, 1971, S. H. Schneidera a R. D. Dennetta in J. E. Hobbs, 1980). 53 4 se uskutečňuje turbulentní výměnou tepelné energie a vodní páry mezi subsystémy aktivního povrchu a atmosféry (část 2.3.2.1). Schéma bilance záření systému aktivní povrch—atmosféra v obr. 2.13 záměrně neobsahuje pohybovou energii atmosféry, která umožňuje oběh vody a přenos tepelné energie. Jak plyne z předchozího výkladu, dochází v systému aktivní povrch—atmosféra k neustálé přeměně zářivé? tepelné a pohybové energie. Všechny tyto druhy energie tvoří energetický potenciaTsystemu. Uveďéhä^přeměna představuje hlavní mechanismus dynamiky tohoto systému, mechanismus přeměny energie slunečního záření na energii latentní tepelnou, pohybovou a vnitřní tepelnou s potenciální. Tyto druhy energie jsou, obrazně řečeno, energetickými rezervoáry systému (obr. 2.15). Vnitřní energie představuje část zářivé energie přeměněné na tepelnou, jejímž vnějším projevem je růst teploty systému, potenciální energie představuje transformovanou zářivou energii spotřebovanou na růst objemu vzduchu při ohřívání. Ze 72 % zářivé energie Slunce zbývajících po odečtení záření odraženého v atmosféře a na zemském povrchu (obr. 2.13) získává systém 48 % přímo cestou přeměny zářivé energie na tepelnou. To je jeden ze zdrojů rezervoáru vnitřní a potenciální energie systému. 24 % je spotřebováno na výpar a tvoří rezervoár latentní energie předávané výparem ze zemského povrchu do atmosféry, zde uvolňované při kondenzaci a touto cestou předávané rezervoáru vnitřní a potenciální energie. Zbývajícími zdroji tohoto rezervoáru jsou kinetická energie transformovaná na tepelnou při tření pohybujících se vzduchových částic (1 %) a přenos tepla mezi subsystémem aktivního povrchu a atmosféry prostřednictvím turbulentního proudění (5 %). Ze zásoby vnitřní a potenciální energie je naopak 6 % přeměněno na pohybovou energii atmosférické cirkulace a 72 % na energii dlouhovlnného vyzařování celého systému. Rezervoárem pohybové energie je subsystém atmosféry. Výměna pohybové energie mezi tímto rezervoárem s atmosférickou cirkulací není velká (—0,5 a + 1,5 %), poněvadž hlavním zdrojem pohybové energie atmosférické cirkulace je rezervoár latentní, vnitřní a potenciální energie. 2.3.2.1 ENERGETICKÁ BILANCE SUBSYSTÉMU AKTIVNÍHO POVRCHU Výměna energie mezi subsystémem aktivního povrchu a atmosféry se uskutečňuje díky přeměně zářivé energie na tepelnou. Tepelná energie je mezi oběma subsystémy předávána těmito způsoby: turbulentní výměnou s atmosférou (tzv. turbulentním tokem tepla H) výparem a kondenzací vodní páry na aktivním povrchu (tzv. latentní tok tepla LE). Teplo spotřebovávané na změnu skupenství vody z kapalného na plynné při výparu (0,251 . 107 J . kg-1) je aktivnímu povrchu odebíráno, při kondenzaci vodní páry na aktivním povrchu uvolňováno. Poslední formou výměny je molekulární vedení, které však vzhledem k malé intenzitě v porovnání s toky H a LE zanedbáváme. Oba toky H a LE se uskutečňují díky turbulentnímu charakteru proudění v atmosféře, které podmiňuje vertikální přenos vzduchových částic, jejich vlastností (např. teploty a hybnosti) a vodní páry. Toky H a LE a jejich podíl na vyrovnání rozdílů v bilanci záření Rz a Ra (tj. 5 % a 24 % hodnoty Ir) jsou uvedeny v poslední části obr. 2.13. Kromě toho je tepelná energie předávána i do podloží aktivního povrchu (vrstvy) cestou molekulárního vedení (tok tepla do podloží aktivního povrchu G). Rovnici energetické bilance aktivního povrchu můžeme tedy psát ve tvaru Rz = H + LE + G (2.21) a v souladu se vztahem (2.21) znázornit graficky (obr. 2.16). I při počasí charakteristickém malou oblačností a malými rychlostmi větru, pro které používáme pojem radiační typ počasí, mají toky H a LE velmi nevyrovnaný denní chod. 54 LE dosahuje maxima kolem poledne a minima v noci. Nedochází-li v nočních hodinách na aktivním povrchu ke kondenzaci vodní páry, je LE i v noci orientován do atmosféry. Pro H je v periodě dne typická změna orientace v souvislosti s denním chodem turbulence- J období insolace je orientován do atmosféry a maxima dosahuje před polednem, ještě před západem Slunce mění orientaci z atmosféry k aktivnímu povrchu a v nočních hodinách dosahuje minima. Tok tepla G závisí na fyzikálních vlastnostech substrátu (půda, voda, sníh, led atd.) a je přímo úměrný jeho tepelné vodivosti a změně teploty s hloubkou. Vzhledem k tomu, že tepelná vodivost materiálů a látek tvořících přirozené substráty kolísá ve značně širokých mezích (nejvyšší je u vody, ledu a minerálních součástí půdy, malá je u organických půdních součástí a minimální u vzduchu), mění se u jednotlivých druhů půd a v závislosti na jejich vlhkosti a struktuře i hodnota G. Nejvyšší je u vlhkých půd s malým obsahem vzduchu a chudých na humus a opačně. Pro denní chod G je opět typická změna orientace z aktivního povrchu do jeho podloží v období insolace (maximální hodnoty dosahuje kolem 9. až 10. hodiny) na orientaci z podloží k aktivnímu povrchu v nočních hodinách, kdy dosahuje svého minima. Na základě uvedeného můžeme konstatovat, že celková energetická bilance se v periodě dne mění z pozitivní v období insolace na negativní v nočních hodinách. Pro naše klimatické podmínky je typický v ranních i ve večerních hodinách posun období negativní energetické bilance aktivního povrchu do období insolace a změna znaménka bilance souhlasí ráno i večer zhruba s časem výšky Slunce 15°. Í 1 Poněvadž pohlcování energie slunečního záření v atmosféře není výrazné, představuje aktivní povrch z hlediska jeho dlouhovlnného vyzařování, turbulentního a latentního toku tepla hlavní zdroj energie pro subsystém atmosféry. O ročním chodu uvedených složek energetické bilance aktivního povrchu platí v klimatických podmínkách mírného pásu zhruba totéž co o denním, tzn. že nejvyšších hodnot dosahují v letních měsících a nejnižších v zimě. Maximum H a G se vyskytuje zhruba o měsíc dříve než maximum půdní teploty. Roční chod LE je na rozdíl od H vázán navíc i na roční chod srážek. V našich klimatických podmínkách se tedy jeho maximum vyskytuje nejčastěji v červenci. V klimatických podmínkách mírného pásu je v zimních měsících energetická bilance záporná, poněvadž transport tepla z povrchu cestou H, popř. LE a dlouhovlnným vyzařováním nestačí nahradit dodávka zářivé energie a tepla z podloží aktivního povrchu. V teplém 2.16 Schéma složek energetické bilance aktivního povrchu v denních a nočních hodinách. Označení: R z — radiační bilance; H — turbulentní tok tepla; LE — latentní tok tepla; G — tok tepla do podloží aktivního povrchu. Šipky jsou orientovány ve směru zisku energie. Mt den noc LE V////////////////\///////////////////////////, \ LE V///////W//. G • Hu9 V////////////////,, W///////////////////////, G 55 . ' období roku je kladná, přebytek zářivé energie, transformované na tepelnou, který není předán atmosféře, se akumuluje v podloží aktivního povrchu. V rovníkových a vlhkých tropických a subtropických šířkách je energetická bilance aktivního povrchu po celý rok kladná. Převážná část transportu tepla z aktivního povrchu do atmosféry se uskutečňuje z vlhkých půd tokem LE, zatímco toky H a G jsou málo intenzívní. V suchých tropických a subtropických oblastech je hodnota energetické bilance aktivního povrchu poněkud nižší. V důsledku nízké vlhkosti, a tedy i malé tepelné vodivosti podloží aktivního povrchu má tok G malý vertikální dosah. Aktivní povrch se proto v období insolace silně zahřívá, a tím výrazně zesiluje tok H, který je hlavní formou přenosu tepla Ho atmosféry. V polárních oblastech je po celý rok energetická bilance záporná s výjimkou dvou až tří letních měsíců. Hodnoty toků H} LE a G jsou minimální a v transportu tepla do atmosféry převládá dlouhovlnné vyzařování aktivního povrchu. Roční změny energetické bilance a jejích složek na aktivním povrchu oceánů se od oblastí pevnin podstatně liší jednak vlivem specifických fyzikálních vlastností vody, jednak vlivem mořských proudů a odlišného charakteru klimatu jednotlivých oblastí oceánů. 2.3.3 TEPLOTA POVRCHU PŮDY A JEJÍHO PODLOŽÍ Důsledkem denní a roční periodicity energetické bilance aktivního povrchu jsou časové změny teploty aktivního povrchu a jeho podloží. Vzhledem k tomu, že teplotním poměrům vodních nádrží a oceánů je věnována pozornost v části 3.8.1.6 a 3.11.2, budeme se na tomto místě zabývat z hlediska teploty a jejích změn pouze povrchem půdy a jejího podloží. Teplota aktivního povrchu půdy má při radiačním režimu počasí výrazný denní chod s maximem kolem poledne a minimem před východem slunce (v obr. 2.17a se jí blíží chod teploty v hloubce 1 cm). I pro změny teploty v průběhu roku (obr. 2.17b) je typické jedno maximum a jedno minimum, které prakticky souhlasí s maximem a minimem energetické bilance aktivního povrchu. Plynulost teplotních změn a denní amplituda teploty půdního povrchu bývá v našich klimatických podmínkách výrazně modifikována oblačností a výměnou vzduchových hmot. Při zatažené obloze je denní amplituda teploty povrchu půdy podstatně menší a při výměně vzduchových hmot může být periodicita jejího denního chodu zcela setřena. Na hodnotu denní amplitudy teploty půdního povrchu má výrazný vliv vegetační kryt a sněhová pokrývka (část 2.9.5 a 2.9.5.3). V souvislosti s tím, jak tepelná energie cestou toku tepla do půdy G postupně proniká z aktivního povrchu do hloubky, mění se i teplotní poměry půdy. Tyto změny, které vyplývají i z obr. 2.17a, b, můžeme charakterizovat čtyřmi tzv. Fourierovými zákony, platnými pro homogenní půdu: 1. Perioda výkyvů teploty půdy (denní, roční) se s hloubkou nemění. 2. Teplotní amplituda se s aritmetickým růstem hloubky geometricky zmenšuje. To znamená, že v určité hloubce, závislé na druhu, struktuře půdy a jejím vodním obsahu, klesá denní a roční amplituda teploty na 0 °C. Úroveň stálé roční teploty se v půdě vyskytuje zhruba v hloubce 10 až 30 m. 3. Čas maxima a minima teploty se v denním a ročním chodu zpožďuje s hloubkou. 4. Hloubky stálé denní a roční teploty jsou ve stejném poměru jako odmocniny period výkyvů 1/V365 ^ 1/19,1. /f\ ncsr / //: Iq 56 2.17 Denní chod teploty pudy T v Pav-lovsku (a) a roční chod teploty půdy v Kalinin-gradu (b)j změny jejich amplitudy a fázového posunu s hloubkou (podle R. Geigera, 1961 a S. P. Chromová, 1968). T(°C) 20 15 10 - 5 ' 1 cm 160cm 0 2 4 6 8 1012 14 16 18 20 2224 t (h) A'J 3cm 15 /125\ 10 5 •v.__lrl //251_Y / / s w / / / 508 VV If / .-" V -h/-^ 753cm ^ o '-^r. .....-L 1 -ii- li IV VI VIII X XI / 2.3.4 TEPLOTA VZDUCHU Z těsné vazby orientace a intenzity toků tepla do atmosféry (H a LE) na intenzitě pohlcování a vyzařování zářivé energie na aktivním povrchu je zřejmé, že denní a roční chod teploty vzduchu ajejí změny s výškou jsou především podmíněny denním chodem insolace, albeda a efektivního vyzařování aktivního povrchu. 5.3.4.1 DENNÍ CHOD TEPLOTY VZDUCHU njjc(\ Poněvadž se vzduch ohřívá a ochlazuje cestou výměny energie dlouhovlnného zářeni, výměny latentního tepla a transportu tepla turbulentním prouděním v systému aktivní povrch—atmosféra, postupuje prohřívání i ochlazování přízemní vrstvy atmosféry zdola nahoru. Proto má denní chod teploty vzduchu podobný průběh jako denní chod teploty aktivního povrchu, jeho amplituda však s výškou klesá a čas teplotního maxima i minima se s výškou zpožďuje (obr. 2.18). Od času teplotního minima do maxima se intenzita vzestupu 57 T(°c) r 2.18 Denní chod teploty T přízemní atmosféry ve výškách 10, 20, 40,80, 160, 320 a 640 cm nad aktivním povrchem (podle C. W. Thornthwaita in R. Geiger, 1961). 24 t (h) teploty s časem nejprve zvyšuje, před nástupem maxima klesá. Zpoždění času teplotního maxima činí v úrovni meteorologické budky v porovnání s aktivním povrchem zhruba 2 h. Sestupná část křivky denního chodu teploty je v souladu s delším trváním období záporné energetické bilance v periodě dne delší než část vzestupná, a pokles teploty je proto obvykle pozvolnější než vzestup. Čas minimální teploty se s výškou nad aktivním povrchem zpožďuje a její hodnota s výškou stoupá. Hodnoty denní amplitudy teploty závisí na celé řadě faktorů: 1. na charakteru počasí — při radiačním typu počasí jsou podstatně větší než při silné advekci a značné oblačnosti (obr. 2.19); 2. na ročním období — nejvyšších hodnot dosahují v našich klimatických podmínkách obvykle na jaře. V podloží aktivního povrchu je totiž po zimním období malá zásoba tepelné energie, což vede v nočních hodinách k jeho výraznému ochlazování dlouhovlnným vyzařováním, a tím i k ochlazování přízemní atmosféry. Od jara do zimy jejich hodnoty klesají; 3. na zeměpisné šířce — s růstem zeměpisné šířky od rovníkových oblastí do oblastí sub-tropulíenní amplitudy teploty rostou a odtud k pólům klesají; 4. na vzdálenosti od pobřeží — v pobřežních oblastech jsou nižší než uvnitř kontinentů; 5. na utváření reliéfu. — nad konvexními tvary reliéfu jsou menší než nad konkávními. Denní změny teploty pozorujeme v atmosféře do mnohem větší výšky, než je hloubka, do níž se vyskytují v půdě a oceánech. Ve výškách kolem 300 m činí denní amplitudy TfC) 30 20 10 0 - 10 !/////////////////// W i ^ I / I 1 07 1 14 I 21 l 07 h ffl \\\\v l l 3. 9.1980 T(°C) 30 20 10 0 -10 iiijiiiiiiiiiiiiiih w \\ jiní 37 1 X 2A C 7 h I \ , \\\\ \\\\ li \\ \ \\\\ 1.9. 1! 2.19 Denní chod teploty vzduchu T ze záznamu termografu při převládajícím radiačním (3. 9. 1980) a advekčním (1. 9. 1980) typu počasí (stanice Brno-Jundrov). 58 / ßJT . , teploty kolem 25 až 30 % hodnot na zemském povrchu a čas teplotního maxima je zpožděn o 3 až 4 hodiny. Ve výšce kolem 1000 m klesá denní amplituda na 1 až 2 °C a ve výškách 2000 až 5000 m na 0,5 až 1 °C. Teplotní maxima se v těchto úrovních vyskytují až ve večerních hodinách. V atmosféře nad oceány jsou amplitudy teploty v porovnání s atmosférou nad pevninami podstatně menší. Denní změny teploty v horní troposféře a ve stratosféře jsou velmi malé a nesouvisí již s denní periodicitou změn teploty aktivního povrchu, nýbrž s pohlcováním zářivé energie a jejím vyzařováním.________ I " / 2.3.4.2 ROČNÍ CHOD TEPLOTY VZDUCHU / / ^ V souvislosti s ročním chodem radiační a energeticřé bilance aktivního povrchu a ročním režimem výměny vzduchových hmot (část 2.4.1) se periodicky mění teplota vzduchu i v průběhu roku. Křivky ročního chodu teploty sestavené pomocí průměrných teplot jednotlivých měsíců se obvykle vyznačují jedním maximem a jedním minimem. Rozdíl .mezi průměrnou teplotou nejteplejšího a nejchladnějšího měsíce, tedy roční amplituda Jjejgloty, roste především se zeměpisnou šířkou, je menší nad oceány než nad pevninou a závisí i na režimu výskytu vzduchových hmot v určité oblasti — tedy na všeobecné cirkulaci atmosféry. Ve volné atmosféře roční amplituda teploty vzduchu s výškou klesá, roční chod teploty však pozorujeme i v horní troposféře a dolní stratosféře. V planetárním měřítku rozlišujeme několik typů ročního chodu teploty vzduchu: 1. Typ rovníkový — charakteristický malou amplitudou, v průměru 5 °C, někdy i méně než 1 °C, s dvěma nevýraznými maximy při letním a zimním slunovratu (obr. 2.20, křivka 1). 2. Typ tropický — s větší amplitudou než u typu předchozího (nad kontinenty kolem 10 až 15 °C, nad oceány menší než 5 °C), s jedním maximem a minimem v čase nejvyšší a nejnižší polohy Slunce (obr. 2.20, křivka 2). 3. Typ mírného pásu — s jedním maximem a jedním minimem po letním a zimním slunovratu. Nad pevninami (s výjimkou horských oblastí) se maxima a minima teploty vyskytují na severní polokouli v červenci a v lednu, nad oceány a v horských oblastech pevnin v srpnu I li III iv v \f\ vil vin IX XXI XII ) 2.20 Průměrný roční T (°C) chod teploty vzduchu 40 -i na vybraných stanicích: 1 Batávie (

= 51°28's.š.) 1Q. 5 Dikson ((p = 73°30' s. š.) 6 Brno (

= 49°12's. š.) -10- (podle M. S. Averkijeva, 1954 - Batávie, Asuán; E. Trefné a J. Reinharto- _30. vé, 1959 — Jakutsk, Londýn, Dikson; a podle Pod- -40-nebí ČSSR - tabulky, 1960 - Brno, Lomnický 50-štít). 59 a v únoru. Je to důsledek pomalejšího prohřívání a ochlazování oceánů a postupného pro-hřívání a ochlazování atmosféry do výšky. Roční amplitudy teploty se nad oceány a v pobřežních oblastech pevnin pohybují kolem TO až 15 °C, směrem do nitra kontinentů výrazně rostou (zvětšuje se tzv. teplotní kontinentalita klimatu) a v extrémních případech mohou být vyšší než 60 °C (obr. 2.20, křivky 3, 4, 6 a 7). 4. Typ polární má jedno minimum na konci polární noci (na severní polokouli únor až březen, na jižní srpen až září). Maximum je vázáno na vrcholení polárního léta. Roční amplitudy teploty jsou velmi vysoké, nad kontinenty 30 až 40 °C, nad oceány 20 až 25 °C (obr. 2.20, křivka 5). ß /2.3.4.3 jZMĚNA TEPLOTY VZDUCHU S VÝŠKOU, ADIABATICKÉ PROCESY U k VERTIKÁLNÍ STABILITA OVZDUŠÍ / ) ' <■ L ^ y Z obr. 2.18 vyplývá, že zmenšování amplitudy denního chodu teploty je důsledkem celkové změny teploty s výškou a že tato změna má v denních a nočních hodinách opačný charakter (obr. 2.21). V období kladné energetické bilance teplota vzduchu s výškou od maxima na zemském povrchu klesá, v období bilance záporné obvykle stoupá. Změnu teploty vzduchu T s výškou z charakterizujeme v meteorologii pomocí tzv. vertikálního teplotního gradientu ľ (T= —dTjdz), který určujeme obvykle pro interval výšky 100 m. Kladné hodnoty i"1 vyjadřují pokles teploty a záporné růst teploty s výškou. Obě křivky vertikálního profilu teploty v obr. 2.21 svědčí o tom, že změna teploty s výškou je nelineární. Nejvýraznější je v blízkosti aktivního povrchu a s růstem výšky intenzita změn teploty klesá. To tedy znamená, že s výškou se mění i hodnota ľ, která kolísá ve velmi širokých mezích. V bezprostřední blízkosti aktivního povrchu může v období insolace dosahovat řádově hodnoty až 103 °C/100 m. V troposféře je průměrná hodnota i"1 kolem 0,6 °C/100 m, i když i zde se teplota s výškou mění nerovnoměrně v závislosti na denní a roční době, nadmořské výšce a poloze místa. Ve spodní části troposféry — v planetární mezní vrstvě — je hodnota r podmíněna především radiační bilancí systému aktivní povrch—atmosféra a výměnou tepelné energie cestou turbulence. V souladu s denním a ročním chodem energetické bilance prodělává i r změny v periodě dne a roku (ve dne a v létě dosahuje nejvyšších a v noci a v zimě minimálních, často i záporných hodnot). Ve střední a vysoké troposféře (zhruba od výšky 2000 m po tropopauzu) se hodnota r přibližuje k vlhkodiabatickému gradientu (viz dále), poněvadž zde dochází ke kondenzaci vodní páry a tvorbě oblaků. V úrovni tropopauzy hodnoty/"prudce klesají a ve stratosféře existuje prakticky izotermie. Při turbulentním pohybu vzduchu dochází k přemísťování vzduchových částic v horizon- z(m) 100- / 80-J 60- 04 h / 14h 40 20 0 / \ \ 10 12 14 16 18 20 22 24 T(°C) 2.21 Průměrný vertikální profil teploty T v období kladné (14 h). a záporné (04 h) energetické bilance aktivního povrchu (podle A. C. Besta a kol. in R. Geiger, 1961). 60 T' tálním a vertikálním směru. Při zdvihu se vzduch přemísťuje z úrovně vyššího do úrovně nižšího tlaku. S poklesem tlaku roste objem vystupujícího vzduchu, na rozpínání vzduchu se spotřebovává jeho vnitřní energie, a proto klesá jeho teplota. Probíhá-li tento děj bez výměny energie s okolní atmosférou, nazýváme ho děj adiabatický. Změnu teploty při vertikálním, adiabatický probíhajícím přemísťování suchého nebo vodní párou nenasyceného vzduchu vyjadřujeme tzv. suchoadiabatickým teplotním gradientem y, jehož zaokrouhlená hodnota je 1 °C na 100 m. Teplotu vzduchu po adiabatickém výstupu o výšku z můžeme tedy vyjádřit na základě jeho počáteční teploty To, z a y vztahem T = T0 — yz (pro teplotu okolní atmosféry musí platit: Ta — T0 — /¥). (2.22) Jde vlastně o rovnici přímky, kterou nazýváme adiabata suchého vzduchu. V pravoúhlém souřadnicovém systému osy teploty T a výšky z svírá adiabata suchého vzduchu při stejném měřítku pro 1 °C a 100 m úhel 45° s oběma osami (obr. 2.22). Rozdíl mezi ochlazováním adiabatický vystupujícího objemu vzduchu a změnou teploty s výškou v okolní atmosféře, vyjádřenou vertikálním teplotním gradientem r, je určující pro stabilitu nebo labilitu teplotního zvrstvení. Při stabilním teplotním zvrstvení je potlačena a při instabilním vyvinuta v atmosféře vertikální výměna, kterou nazýváme výměna konvekční (konvekce). Konvekční výměnu charakterizujeme tzv. konvekčním zrychlením/, které lze odvodit pomocí gravitační síly a síly Archimédovy, působících na určitý objem vzduchu V o absolutní teplotě T a hustotě q, jenž je obklopen atmosférou o teplotě Ta a hustotě qa. Gravitační síla q je přímo úměrná gravitačnímu zrychlení g a hmotnosti objemu vzduchu (V.Q): q = VQg. (2.23) Archimedova síla q' je orientována vzhůru a je přímo úměrná hmotnosti okolní atmosféry vytlačené objemem V (tedy V. qa): q' = VQAg. (2.24) Rozdíl obou sil F=q'-q=V(QA-Q)g (2.25) je příčinou vertikálního pohybu vzhůru nebo dolů, jehož zrychlení / je přímo úměrné F a nepřímo úměrné hmotnosti uvedeného objemu vzduchu: /-■ŕ-V-* (2-26) Poněvadž při stálém tlaku je hustota nepřímo úměrná absolutní teplotě (Clapeyronova rovnice), můžeme / vyjádřit: /= Ta - g. (2.27) Na rozdílu teplot T a Ta tedy závisí, zda je hodnota / kladná nebo záporná, zda je tedy tendence k výstupu vzduchu nebo zda je výstup potlačen. Hodnotu / můžeme v souladu s rovnicí (2.27) vyjádřit i pomocí gradientů y a ľ. Předpokládáme-li, že teplota objemu vzduchu a okolní atmosféry byla před výstupem stejná (To), pak/po zdvihu objemu o výšku^ bude v souladu s rovnicemi (2.22): ^Kft-y-i^.r-^ (228) Potom platí: 1. Je-li ľ < ys je/<0. Teplota adiabatický vystupujícího vzduchu klesá s výškou zvrstvení stabilní zvrstvení neutrálni (indiferentní) zvrstvení stabilní zvrstvení stabilní zvrstvení labilní instabilni) 2.22 Průběh adiabat suchého vzduchu a čára reálného teplotního zvrstvení atmosféry (A, B, C, D, E, F) pro určení její vertikální teplotní stability nebo lability. rychleji než teplota okolní atmosféry (obr. 2.22, úsečka EF) nebo se teplota okolní atmosféry s výškou nemění (obr. 2.22, úsečka CD)3 popi. dokonce stoupá (obr. 2.22, úsečka BC). Vzduch se po vychýlení z rovnovážne polohy snaží vrátit do původní polohy, tzn. že atmosféra je stabilně zvrstvená. Extrémní případ stabilního teplotního zvrstvení představují tzv. teplotní inverze, při kterých má ľ zápornou hodnotu. 2. Je-li ľ = y, pak / = 0. Teplota vystupujícího objemu vzduchu a okolní atmosféry se mění s výškou stejně (obr. 2.22, úsečka DE), zdvižený objem tedy zůstává v úrovni, do níž byl přesunut, tzn. že atmosféra je zvrstvená neutrálně (indiferentně). 3. Je-li r > y, pak / > 0. Teplota adiabaticky stoupajícího vzduchu klesá s výškou pomaleji než teplota okolní atmosféry (obr. 2.22, úsečka AB) a zdvižený objem vzduchu má tendenci k dalšímu výstupu, tzn. že atmosféra je zvrstvená labilně (instabilně). Ochlazováním vlhkého, nenasyceného vzduchu při jeho zdvihu může dojít k jeho nasycení vodní párou a při dalším výstupu a ochlazení ke kondenzaci vodní páry, při níž se uvolňuje latentní teplo, které výrazně zmenšuje další ochlazení. Toto ochlazování je tedy menší než suchoadiabatické a vyjadřujeme je pomocí vlhkoadiabatického teplotního gradientu y', přičemž platí y > y' > 0. Změnu teploty nasyceného vzduchu s výškou vyjadřujeme pomocí tzv. vlhkých adiabat (obr. 2.23). Stabilitu a instabilitu teplotního zvrstvení atmosféry můžeme tedy hodnotit jednak . ! 2.23 Průběh adiabat vzduchu nasyceného (plně) a nenasyceného (čárkovaně) vodní párou (podle M. S. Averkijeva, 1954). 62 2.24 Pseudoadiabatický děj[při přetékání vzduchu přes horský masív. vzhledem k suchému (nebo nenasycenému), jednak vzhledem k nasycenému vzduchu. Potom platí: 1. Je-li r > y > y', je zvrstvení atmosféry labilní pro suchý i nasycený vzduch. 2. Je-li r < y < y'y je zvrstvení atmosféry stabilní pro suchý i nasycený vzduch. 3. Je-li r < y > y', je zvrstvení atmosféry pro suchý vzduch stabilní, avšak pro nasycený labilní (zvrstvení vlhkolabilní). Pro adiabatické procesy probíhající v suchém nebo nenasyceném vzduchu (podle suché adiabaty) i ve vzduchu nasyceném vodní párou (podle vlhké adiabaty za předpokladu, že zkondenzovaná voda zůstane v přemísťovaném objemu vzduchu) platí, že jsou vratné. To znamená, že teplota vzduchového objemu na počátku zdvihu a po návratu do původní úrovně je stejná. Opačný případ však nastane, dojde-li po suchoadiabatickém výstupu (obr. 2.24, fáze 1) během dalšího zdvihu vzduchu ke kondenzaci vodní páry, vypadávání srážek, a tím k poklesu obsahu vody v daném objemu (obr. 2.24, fáze 2). Při následujícím sestupu (obr. 2.24, fáze 3) a adiabatickém růstu teploty již vzduch není vodní párou nasycen, a jeho teplota tedy stoupá podle suché adiabaty. Po dosažení původní úrovně bude tedy vyšší než před výstupem. Tyto procesy nazýváme procesy pseudoadiabatické. Jsou nevratné a vyskytují se obvykle pří přetékání vzduchu přes horské překážky. Typickým příkladem výsledku pseudoadiabatického děje je fén — suchý a teplý vítr na závětrné straně vysokých horských překážek, typický např. pro oblast Alp, Západního Kavkazu nebo Skalnatých hor. 2.3.4,3.1 Změna teploty vzduchu s výškou v horských oblastech Popsané změny teploty vzduchu s výškou ve volné atmosféře jsou výrazně modifikovány v horských oblastech. Obecně lze konstatovat, že na rozsáhlých vyvýšeninách s plochým vrcholovým reliéfem se setkáváme s poměrně velkými amplitudami teploty vzduchu podmíněnými menší hustotou a vyšší čistotou atmosféry, s nimiž souvisí velká intenzita přímého záření Slunce a dlouhovlnného vyzařování aktivního povrchu. Díky velké nadmořské výšce aktivního povrchu se atmosféra v horských oblastech v létě silně prohřívá, a to na teplotu o 7 °C až 9 °C vyšší než volná atmosféra ve stejné výškové úrovni, v zimě se poněkud silněji ochlazuje. Můžeme tedy konstatovat, že pro horské oblasti je z hlediska časových změn teploty charakteristická větší kontinentalita klimatu. Od popsaného režimu teploty se podstatně liší teplotní poměry v atmosféře přiléhající ke svahům. Změny teploty jsou ovlivněny expozicí svahů a z ní plynoucích rozdílů v ozáření. Na úpatích horských svahů jsou časové změny teploty podobné jako ve sníženinách. Ve středních částech svahů jsou změny teploty v čase nejvýrazněji ovlivněny expozicí, která má vliv nejen na hodnoty teplotních amplitud (nejmenší na severních a největší na jižních svazích), ale i na čas výskytu denního teplotního maxima (nejčasněji na východních a nejpozději na západních svazích). Pro vrcholové části svahů je typické jednak zmenšování denní i roční amplitudy teploty, jednak zpožďování nástupu ročních teplotních extrémů. Režim teploty se zde tedy přibližuje režimu ve volné atmosféře. Velký vliv na změny teploty s výškou a její časové změny na svazích má jejich expozice vůči převládajícímu proudění. Na návětrných svazích je změna teploty s výškou obecně menší než na závětrných, což souvisí s rozdílnými hodnotami vlhkoadiabatického a sucho-adiabatického teplotního gradientu a popsanými pseudoadiabatickými procesy, které zde probíhají. Na režim teploty má vedle nadmořské výšky vliv i utváření reliéfu. Atmosféra nad konkávními tvary reliéfu je relativně izolovaná od vyšších vrstev vzduchu a má značnou plochu kontaktu s aktivním povrchem svahů a dna sníženin. Ve dne se tedy od něj výrazněji prohřívá a v noci silně ochlazuje. Proto jsou pro konkávni tvary reliéfu, zejména pro uzavřené kotliny s velkým převýšením svahů, typické velmi vysoké denní amplitudy teploty vzduchu, a zvláště minimální teploty tam mohou být extrémně nízké. V alpské kotlině Gstettneralm byla např. změřena absolutní minimální teplota —52,6 °C. U konvexních tvarů reliéfu jsou poměry opačné. Zvýšená oblačnost v horských oblastech, ať již frontálního, nebo konvekčního původu (viz část 2.3.5.2), zmenšuje denní teplotní amplitudy velmi výrazně, často až na polovinu hodnot při jasné obloze. 2.3.4.3.2 Inverze teploty . Jak již bylo uvedeno, je pro troposféru typický pokles teploty s výškou. Tento charakter vertikální změny teploty však bývá velmi často jak v blízkosti zemského povrchu, tak ve volné atmosféře nahrazen teplotními inverzemi. Přízemní inverze teploty dělíme podle příčin vzniku na radiační a advekční. Příčinou vzniku radiačníchinverzí je ochlazování přízemní atmosféry od aktivního povrchu, který ztrácí v období záporné energetické bilance teplo dlouhovlnným vyzařováním. Poněvadž se ochlazující účinek povrchu na atmosféru s výškou zmenšuje, klesá teplota s výškou nejintenzivněji v jeho blízkosti (obr. 2.21, křivka 04h). Radiační inverze se tvoří za jasných nocí při malých rychlostech větru, který nestačí rozptylovat ochlazený vzduch, v ranních hodinách zanikají s výjimkou zimy, kdy se mohou udržovat i několik dní. Výška nočních inverzí během noci roste a činí řádově jednotky až desítky metrů, výška zimních inverzí je řádově 102 až 103 m. Nad výrazně stabilně zvrstveným vzduchem se u tohoto typu inverzí vyskytuje obvykle izotermická vrstva, nad níž pozorujeme prudký přechod zvrstvení teploty k instabilnímu. _Adyekční inverze vznikají při proudění relativně teplého vzduchu nad studený zemský povrch, od něhož sé ochlazuje přízemní atmosféra, zatímco výše ležící vrstvy zůstávají teplé. Poněvadž se vyskytují obvykle na jaře při proudění teplého vzduchu nad sněhovou pokrývkou, nazývají se též jarní nebo sněhové. Přízemní inverze bývají často doprovázeny tvorbou přízemní mlhy. Inverzní vrstvy ve volné atmosféře mohou být buď radiační (vznikají ochlazováním vzduchu od intenzívně vyzařující horní hranice oblaků), nebo subsidenční (tzv. inverze sesedáním). Tento typ inverzí vzniká obvykle v oblastech vysokého tlaku, pro které je charakteristické stabilní teplotní zvrstvení při hodnotách 0 < ľ < 1 °C/100 m a sestupná proudění. Při nich se vlivem růstu tlaku při sestupu a roztěkání vzduchu do stran zmenšuje vertikální rozměr klesající vrstvy a její teplota suchoadiabaticky vzrůstá. Výsledkem těchto procesů je výskyt relativně teplé pokleslé vrstvy nad studeným vzduchem — tedy inverze teploty. < $ ' 64 Důsledky stability teplotního zvrstvení v inverzích se projevují při tvorbě oblaků nebo při rozptylu znečištěnin v ovzduší. Produkty kondenzace vodní páry ani znečištěniny nemohou inverzní vrstvou proniknout vzhůru a hromadí se tedy pod ní (v případě inverzí ve volné atmosféře) nebo se minimálně rozptylují uvnitř inverzní vrstvy (v případě přízemních inverzí). 2.3.4.4 ROZLOŽENÍ TEPLOTY VZDUCHU V PLANETÁRNÍM MĚŘÍTKU A JEHO SEZÓNNÍ ZMĚNY Rozložení teploty v měřítku Země je ovlivněno regionálními rozdíly v energetické bilanci systému aktivní povrch—atmosféra, velkoprostorovým prouděním v atmosféře a mořskými proudy. Pro pole teploty na Zemi platí: 1. Teplota vzduchu obecně klesá od rovníku k pólům, pokles je výraznější na polokouli, na níž je zimní období. 2^ Nejnižší teploty (tzv. póly zimy) se na severní polokouli vyskytují v oblasti Jakutské ASSR a Gróflska, kde klesají v zimě absolutní minima teploty až k —70 °C. Na jižhfpolo-kouli se nacházejí v zimě v centru Antarktidy, kde se vyskytují teploty nižší než —80 °C (absolutní minimum teploty^tiylozmehlnonasovětské stanici Vostok21. 7.1983: — 89,2 °C). 3. Nejvyšší teploty se v letním období severní polokoule vyskytují na Sahaře, v oblasti kolem Perského zálivu a ve středním povodí Indu, dále na jihu USA a v Mexiku![absolutní maximajsoú^Hevyssí než 50 ° — nejvyšší teplota vzduchu naZemľ57,8 °Cbýla naměřena v San Luis v Mexiku dne 11.8.1933). Na jižní polokouli se v létě vyskytují nejvyšší teploty v centru Austrálie a v Jižní Americe v severní části pouště Atacama (absolutní maxima vyšší než 50 °Č). ' 4. V zimním období jsou na téže zeměpisné šířce oceány teplejší než kontinenty. Příčinou tohoto jevu je nerovnoměrné ohřívání a ochlazování vody a pevniny. Pevniny se v létě díky ozáření zahřívají podstatně více a rychleji než povrch oceánů, v zimě se naopak rychleji a výrazněji ochlazují předáváním tepla do atmosféry. gj/Teplé mořské proudy podmiňují kladné odchylky teploty v porovnání se sousedními oblastmi stejných zeměpisných šířek. Vliv studených proudů je opačný. 6. Vlivy atmosférické cirkulace se projevují nejvýrazněji v lednu nad Asií a Severní Amerikou. Nad západní části pevnin proniká při celkovém západovýchodním přenosu ve středních šířkách relativně teplý vzduch z oceánů, zatímco nad východními částmi se v zimě formují jsezónní tlakové výše, v nichž se poměrně suchá atmosféra silně ochlazuje dlouhovlnným vyzařováním. Proto se zde vyskytují oba póly zimy severní polokoule. Pól zimy v oblasti severovýchodní Sibiře ("Verchoianská a Ojmjakonská kotlina) je výraznější než grónský. Podobnými příčinami je podmíněn i pól zimy jižní polokoule nad Antarktidou. iß /2.3.5 VODA V ATMOSFÉŘE V atmosféře se vyskytuje voda ve všech třech skupenstvích, přičemž mezi aktivním povrchem a atmosférou probíhá neustálá výměna vláhy. Do atmosféry se voda dostává převážně výparem z aktivního povrchu. V přírodních podmínkách rozlišujeme tzv. evapqraci, tj. výpar z neživého substrátu (např. z půdy nebo vody), který je čistě fyzikálním procesem, a výpar z rostlinných orgánů, který je procesem fyziologickým a nazývá se transpirace. Oba druhy výparu spojujeme pod pojmem výpar celkový (evapotranspirace). V našich klimatických podmínkách transpirace často výrazně převyšuje evaporaci. Výpar vyjadřujeme v meteorologii výškou vrstvy vypařené vody (v mm). Je třeba si uvědomit, že žádným výparoměrem nejsme schopni přesně reprodukovat podmínky výparu v přírodě. Z toho důvodu nahrazujeme měřené hodnoty výparu pojmem 65 výparnost, tj. výpar probíhající za více nebo méně umělých podmínek ve výparoměru. Tato charakteristika má význam hlavně porovnávací. . Výpar z aktivního povrchu závisí jednak na vlastnostech povrchu, jednak na vlastnostech atmosféry. Obecně roste s obsahem vláhy v podloží aktivního povrchu a s jeho teplotou, se sytostním doplňkem vzduchu a rychlostí větru. V souladu s tím můžeme konstatovat, že při dostatečném obsahu vláhy v podloží aktivního povrchu má výpar v souvislosti s denním chodem teploty povrchu a atmosféry jednoduchý denní a roční chod s maximem a minimem poměrně dobře souhlasícím s časem nejvyšší a nejnižší teploty aktivního povrchu. Přenos vodní páry do atmosféry se uskutečňuje jednak prostřednictvím turbulentního proudění, jednak molekulární difúzí. Na rozdíl od málo intenzivního molekulárního vedení tepla v atmosféře představuje molekulární difúze intenzivnější proces pronikání jednoho plynu (vodní páry) do druhého (suchého vzduchu), směřující k vytvoření jejich homogenní směsi. 2.3.5.ľ CHARAKTERISTIKY VLHKOSTI VZDUCHU Pro vyjádření obsahu vodní páry v ovzduší používáme několika charakteristik. j^TNájpetí (tlak^) vodní páry e fmbarl*) wiadruie dílčí tlak vodní páry ve směsi se suchým vzduchem. Vzduch může vzhledem ke své teplotě obsahovat pouze určité maximální množství vodní páry. Takový vzduch nazýváme nasycený, a jeho napětí páry napětí nasycení E. Hodnota E s rostoucí teplotou roste. Pro procesy kondenzace vodní páry v atmosféře je důležité, že při záporných teplotách je E nad ledem nižší než nad přechlazenou vodou, nad vypuklým povrchem (vodními kapkami) je vyšší než nad povrchem rovným nebo nad povrchem o větším poloměru křivosti a nad vodou obsahující rozpuštěné soli nižší než nad vodou destilovanou. (%p) Poměrná (relativní) vlhkost r je procentuálně vyjádřený poměr e a E: ■ *.' ■ - f (2-29) {%ß. Sytostní doplněk d [mbar] udává rozdíl mezi E a e'^.^'E/'^W^ vyjadřuje tedy napětí páry, které vzduchu chybí ke stavu nasycení. (j|ľ) Absolutní vlhko'sťjyzduchu a [kg. mr3] udává hmotnost vodní páry v jednotce objemu vzduchu. i'jJSpecifickávlhkost vzduchuj je bezrozměrná veličina vyjadřující hmotnost vodní páryvjednotce hmotnosti vlhkého vzduchu. <£§j Rosný bod(T;r°Cl je teplota, na kterou musí klesnout teplota nenasyceného vlhkého vzduchu o napětí páry e, aby se změnilo na napětí nasycení E. (2f. Poměr směsi to je bezrozměrná veličina vyjadřující hmotnost vodní páry připadající na jednotku hmotnosti suchého vzduchu. Napětí páry má buď jednoduchý, nebo dvojitý denní chod (obr. 2.25). Jednoduchý chod je vázán na malou intenzitu turbulence a vyskytuje se nad povrchem vody, popř. nad extrémně vlhkým povrchem souše. Je rovněž vázán na bezprostřední blízkost aktivního povrchu. Souvisí těsně s denním chodem teploty aktivního povrchu a výparu a nazývá se též typ zimní nebo mořský. Maximum napětí páry se vyskytuje kolem 13. hodiny, minimum v čase minima teploty. Růst napětí páry během dopoledních hodin souvisí s růstem intenzity výparu a nevýrazným transportem páry vzhůru při malé intenzitě turbulence. Pokles napětí páry k nočnímu minimu je dán zmenšením výparu, popř. kondenzací vodní páry na aktivním povrchu nebo v atmosféře (tvorba rosy, jíní, mlhy atd.). Ve větších *) Objasnění jednotek tlaku užívaných v meteorologii je uvedeno v části 2.3.7 66 2.25 Denní chod napětí vodní páry e ve výšce 0,05; 0,20 a 1,0 m (upraveno podle M. Franssily in R. Geiger, 1961). ar) 22- ^—«-0,05 m 20 18 16 14-12-10 «._____ --. #1 /^____% 0,20 m ^^\ ' 1,0m ->•— V- "é ' 4 " 6 10 12 14 16 18 20 22 ?•* t (h) 2.26 Denní chod relatívni vlhkosti vzduchu r (%) dne 2. 8. 1980 ze záznamu hygrografu (stanice Brno-arboretum VŠZ). r (%) 100 90 70 60 50 40 30 20 10 0 M Hi m will Ír um f/l 1 \ Y . f\ \ \\\ \ 21h Im \\\\\\\\\,\\\\\\ \\\\\\\\\\\\\\ výškách nad aktivním povrchem (řádově od výšky 10-1 m), se vyskytuje tzv. typ letni (pevninský), charakteristický dvojím maximem a dvojím minimem (obr. 2.25). Ranní minimum a dopolední maximum jsou podmíněny stejnými příčinami jako u předchozího typu. Druhotné odpolední minimum je důsledkem růstu turbulence a konvekce, a tedy zvýšeného přenosu páry do výšky, s nímž je spojen úbytek vodní páry při zemi, večerní maximum souvisí s poklesem intenzity turbulence. Pro oba typy je charakteristická změna napětí páry s výškou. V období kladné energetické bilance napětí páry ve vzduchu s výškou klesá, v období bilance záporné při procesech kondenzace na povrchu nebo v jeho blízkosti s výškou vzrůstá. Denní chod relativní vlhkosti vzduchu má opačný průběh než denní chod teploty (obr. 2.26). Napětí nasycení E se s teplotou mění daleko výrazněji než napětí e. V souvislosti s růstem teploty během dne se tedy musí poměr ejE ve vztahu (2.29) zmenšovat a naopak. V období kladné energetické bilance relativní vlhkost vzduchu z uvedených důvodů s výškou stoupá, v období záporné bilance klesá. Pro roční chod napětí páry platí v našich klimatických podmínkách totéž co pro roční chod teploty vzduchu, zatímco roční chod relativní vlhkosti je opačný. 67 2.3.5.2 KONDENZACE VODNÍ PÁRY V ATMOSFÉŘE, VZNIK OBLAKŮ A MLHY Celková hmotnost vodní páry ve sloupci atmosféry o základně 1 m2 je zhruba v průměru pro celou Zemi 28,5 kg. Poněvadž zdrojem vodní páry pro atmosféru je aktivní povrch, množství vodní páry ve vzduchu s výškou klesá. K tomuto poklesu přispívají i procesy kondenzace páry v atmosféře. Napětí páry přitom s výškou klesá značně rychleji než tlak vzduchu. Polovina celkového množství vodní páry se v atmosféře vyskytuje do výšky zhruba 1,5 km a 99 % celkového množství se vyskytuje v troposféře. V důsledku celkového poklesu teploty s výškou dochází v atmosféře při výstupu vzduchu k poklesu jeho teploty na rosný bod, tedy ke stavu nasycení (e = E), což je předpoklad pro kondenzaci vodní páry. Při dalším výstupu a poklesu teploty se část vodní páry sráží do mikroskopických kapek (tzv. zárodečných), jejichž poloměr je řádově 10~2 ^m. Tyto kapky vznikají na tzv. kondenzačních jádrech (např. krystaly soli, prachové částice atd.). Kondenzační jádra se v troposféře vyskytují v množství 101 až 106 v 1 m3. Bez jejich přítomnosti by ke kondenzaci nedocházelo a v určité výšce by se vytvořil stav přesycení vzduchu vodní párou. Úroveň, v níž nastává kondenzace, se nazývá hladina kondenzace. Vedle popsaného procesu může vodní pára přecházet bezprostředně i do stavu pevného (tzv. desublimace), přičemž vznikají v ovzduší ledové krystalky. Napětí nasycení nad kapkami klesá s jejich poloměrem, koncentrací roztoku a je nižší nad ledovými krystaly než nad kapkami vody. V nasycené atmosféře dochází tedy v jejich blízkosti ke stavu přesycení provázenému kondenzací nebo desublimací vodní páry na jejich povrchu. To vede k jejich růstu na oblačné kapky nebo krystaly o poloměru 1 až 102(i,m. K růstu zárodečných kapek může navíc docházet i spojováním kapek opačného elektrického náboje. , Rychlost pádu oblačných kapek nebo krystalů je malá'(řádově 10~4 m. s-1) a k jejich udržení ve vzduchu stačí slabé výstupné proudy. Tyto kapky se tedy v atmosféře hromadí a jejich nahromadění nazýváme oblak. Do určité výšky jsou oblaka tvořena výhradně kapkami vody, které jsou od úrovně teploty 0 °C přechlazeny. Nad tzv. hladinou ledových jader, která zhruba souhlasí s úrovní teploty —12 °C, jsou tvořena ledovými krystaly. Hranice mezi kapkami vody a krystaly ledu není ostrá, tvoří ji přechodná vrstva, tvořená jak kapalnými, tak pevnými produkty kondenzace vodní páry. Množství vody v oblacích vyjadřujeme tzv. vodním obsahem (vodností) oblaků, který udává hmotnost zkondenzované vody v jednotkovém objemu vzduchu. Její hodnota se pohybuje v mezích 10~5 až 4 .10-3 kg. m~3. Poněvadž se oblaka liší složením, tvarem, výškou a příčinami vzniku, lze tyto charakteristiky použít pro jejich dělení. Podle složení dělíme oblaka na: 1. vodní — tvořená pouze vodními kapkami, často i přechlazenými, 2. smíšená — tvořená směsí vodních kapek a ledových krystalů, 3. ledová — tvořená pouze ledovými krystaly při dostatečně nízké teplotě. Podle tvaru rozlišujeme deset základních druhů oblaků (obr. 2.27), které se dále dělí na řadů-tvarů aodrůd. Používají se pro ně latinská označení a z nich odvozené zkratky: řasa — Cirrus (Ci) rasová kupa — Cirrocumulus (Cc) RÄ~^ Ä 3. rasová sloha — Cirrostratus (Cs) 4. vyvýšená kupa — Altocumulus (Ac) 5. vyvýšená sloha — Altostratus (As) 6. dešťová sloha — Nimbostratus (Ns) 7. slohová kupa — Stratocumulus (Se) 8. sloha — Stratus (St) 2. rs 68 zemský povrch 2.27 Schéma základních druhů oblaků (podle A. N. Strahlera, 1963). 9. kupa — Cumulus (Cu) 10. bouřkový mrak — Cumulonimbus (Cb) Uvedené druhy se vyskytují v různých výškách. Podle průměrné výšky základny (uvedené výšky platí pro střední zeměpisné šířky) je řadíme do čtyř skupin: 1. oblaka vysoká (Ci, Cc, Cs) — se základnou ve výškách od 5 do 13 km, 2. oblaka střední (Ac, As) — se základnou ve výškách od 2 do 7 km, 3. oblaka nízká (Ns, Se, St) — se základnou od povrchu Země do výšky 2 km, 4. oblaka s vertikálním vývojem (Cu, Cb) — mají základnu ve výšce 0,5 až 1,5 km, jejich horní hranice však může sahat až nad tropopauzu. Vysoká oblaka tvořená výhradně ledovými krystaly jsou bílé barvy. Slunce jimi prosvítá a má ostré kontury. Jejich tvar je buď vláknitý (Ci), nebo jsou tvořena drobnými shluky ve tvaru chomáčků popř. úzkých pruhů (Cc — tzv. beránky), často tvoří i souvislou tenkou bělavou vrstvu bez výrazné struktury (Cs). Střední oblaka mají buď tvar shluků bílé barvy, někdy se stíny, popř. mohou být uspořádána do linií (Ac) (příloha 11), nebo mají vláknitou až vrstevnatou strukturu světle šedé až namodralé barvy (As). Slunce jimi zpravidla prosvítá, takže lze určit jeho polohu, okraje slunečního kotouče jsou však neostré. Nízká oblaka jsou tmavě šedé barvy, neprosvítá jimi Slunce, nemají výraznou strukturu, ve spodní části jsou často překryta tmavšími útržky (Ns). Vypadávají z nich trvalé srážky. Někdy jsou tvořena velkými shluky nebo pásy oblaků šedé barvy, kterými Slunce prosvítá jen slabě nebo vůbec ne (Se). Mohou též tvořit jednotvárnou šedou vrstvu podobnou mlze (St), z níž vypadává mrholení nebo sněhové jehličky. Kupy (Cu) jsou osamocená oblaka vyznačující se plochou, vodorovnou základnou, z níž do výšky vyrůstají ostře ohraničené vrcholy ve tvaru kopulí bílé barvy na ozářené straně a šedé barvy na zastíněné straně. Mohou mít různý vertikální a horizontální rozměr. Při velkém vertikálním dosahu výstupných proudů se z nich vyvíjejí bouřková oblaka (Cb) mající tvar bašt nebo věží, přecházejících často v horní části do vláknité struktury obvykle ve tvaru kovadliny, tvořené ledovými krystaly. Vypadávají z nich krátkodobé intenzívní 69 srážky, často v podobě krup, doprovázené mnohdy bouřkou. V tropických oblastech dosahují největších rozměrů, sahají až nad tropopauzu, jsou tvořeny shluky několika bouřkových buněk a nazývají se hroznovitá oblaka (Cluster clouds). Podle příčin vzniku dělíme oblaka na: 1. Oblaka z konvekce (Cu, Cb) vznikají většinou uvnitř vzduchových hmot při výrazné termické konvekci (příloha 6, 7). Podle výšky hladiny kondenzace, hladiny ledových jader a výšky horní hladiny konvekce mají rozdílný vertikální rozměr, tvar (obr. 2.27, příloha 8, 9) a složení. 2. Oblaka z výstupných klouzavých pohybů vznikají při výstupu vzduchu na atmosférických frontách (příloha 12, 13) (část 2.4.2). 3. Oblaka vlnová jsou spojena s existencí teplotních inverzí ve volné atmosféře, v nichž jsou potlačeny vertikální pohyby vzduchu. Na spodní hranici inverze, tedy na rozhraní dvou vrstev atmosféry o různých fyzikálních vlastnostech, mohou vznikat vlny, na jejichž hřebenech vystupuje vzduch do vyšší úrovně. Je-li jeho stav blízký nasycení, může v něm dojít ke kondenzaci, jejíž produkty vyplňují hřebeny vln (obvykle oblaka druhu Se a Ac). Další příčinou vzniku vlnových oblaků mohou být kromě vln ve volné atmosféře vlny způsobené dynamickou deformací proudění vzduchu za horskými překážkami (obr. 2.40). Tyto vlny bývají při stálých podmínkách proudění stacionární a na jejich hřebeny jsou vázána oblaka uvedených druhů s charakteristickým čočkovitým tvarem. 4. Oblaka z vyzařování jsou důsledkem dlouhovlnného vyzařování, a tedy ochlazování atmosféry blízké stavu nasycení v nočních hodinách. Tato oblaka tvoří souvislou vrstvu obvykle pod základnou výškové inverze a náleží k druhu St. Ohybem, lomem a odrazem světelných paprsků na kapkách vody nebo ledových krystalech v oblacích vznikají charakteristické optické jevy. Ohyb světla na částicích oblaků druhu Ac, Cc a Cs způsobuje tzv. věnec (korónu) kolem Slunce a Měsíce. Jde o světlý kruh těsně přiléhající ke zdroji světla — aureolu, která barevně přechází od namodralého zbarvení ve vnitřní části k načervenalé. Aureola bývá obklopena jedním nebo několika prstenci stejného zbarvení. Kolem stínu předmětů na oblacích nebo mlze vznikají barevné kruhy, tzv. gloriola. Lomem paprsků a odrazem světla při pronikání tenkými vrstvami oblaků druhu Ci a Cs vznikají halové jevy. Jsou to buď světlé až mírně duhově zbarvené kruhy o úhlovém poloměru 22 nebo 46° (malé nebo velké halo), nebo tzv. vedlejší Slunce ve stejné výškové úrovni jako Slunce ve vzdálenosti 22 nebo 46° od něho. Patří sem i světlé vertikální sloupy procházející slunečním kotoučem. Nestejným lomem paprsků o různé vlnové délce způsobujícím rozklad světla při pronikání kapkami deště vzniká duha — světelný oblouk o poloměru přibližně 42° (duha základní). Kromě ní se může vyskytovat i duha vedlejší, která je slabší. Její poloměr je 52°. Duhu pozorujeme při dešťových srážkách na pozadí tvořeném oblaky ozářenými Sluncem. Může se vyskytovat při zenitové vzdálenosti Slunce nejméně 48°. Pořadí barev v základní duze je zevnitř: moďra,~ zelená, žlutá, červená, ve vedlejší je opačné. 2.3.5.2.1 Denní a roční chod oblačnosti, rozložení oblačnosti v planetárním měřítku Stupeň pokrytí oblohy oblaky nazýváme oblačnost; vyjadřujeme ji buď v desetinách (0 — jasno, 10 — zataženo), nebo v synoptické meteorologii v osminách pokrytí oblohy. Průměrná^lačjiostpro Zemija^celek je_5,4 — zemský povrch je tedy více než z poloviny pokryť75b"íaky. *~" Denní chod oblačnosti je ovlivněn řadou faktorů, mezi něž patří např. typ vzduchové hmoty, charakter advekce a časové změny teplotní stratifikace, a je navíc odlišný u různých druhů oblaků. 70 Oblaka druhu St, vznikající jako důsledek ochlazování atmosféry dlouhovlnným vyzařováním, dosahují největšího vývoje v noci a časně ráno. Naproti tomu kupovitá oblaka, vázaná na instabilní teplotní zvrstvení a konvekci, se nejintenzivněji tvoří přes den. Tento proces je zvláště výrazný v horských oblastech. S uvedenými procesy je v našich klimatických podmínkách spojeno dvojí maximum v denním chodu oblačnosti — ráno a v časných odpoledních hodinách, pokud tento režim není modifikován přechodem frontálních oblačných systémů. V zimě při slabé konvekci se vyskytuje pouze jedno maximum ráno. V rovníkových oblastech díky výrazné konvekci během dne a slabému ochlazování vzduchu v noci se maximum oblačnosti vyskytuje po poledni. Roční chod oblačnosti je závislý především na dynamice atmosférické cirkulace v různých klimatických oblastech. U nás je největší oblačnost vázána na zimu a sonvisi s velkou intenzi-tou cyklonální činnosti', a tedy s frontálními oblačnými systémy, minimum se vyskytuje na podzínTněbo v létě", kdy se tvoří hlavně konvektivní oblačnost. V rovníkových oblastech je po celý rok oblačnost značně velká, v tropických se maximum vyskytuje v létě (kolem letního slunovratu) a minimum v zimě. Výrazné rozdíly v ročním chodu oblačnosti pozorujeme v monzunových oblastech, kde je maximum v období letního a minimum v období zimního monzunu. V oblastech subtropů je naproti tomu maximum oblačnosti vázáno na zvýšenou cyklonální činnost v zimě a minimum se vyskytuje v létě. 2.3.5.2.2 Mlhy a jejich dělení Produkty kondenzace vodní páry při zemském povrchu, při nichž je dohlednost menší než 1000 m, nazýváme mlha. Může být tvořena vodními kapkami, při záporných teplotách kapkami přechlazenými, popř. směsí kapek a ledových krystalů. Četnost výskytu a hustota mlhy závisí na počtu kondenzačních jader a stupni jejich hygroskopičnosti, jejímž důsledkem může být tvorba mlhy již v nenasyceném vzduchu při relativní vlhkosti 90 až 95 %. Mlhy vznikající ochlazením vzduchu od aktivního povrchu vyzařováním nazýváme mlhy radiační. Jsou spojeny s radiačními inverzemi teploty. Podle výšky je dělíme na přízemní (vázané na noční inverze) (příloha 6) a vysoké (vázané na inverze zimní, popř. na postupný růst oblaků z vyzařování až k zemskému povrchu). K ochlazení může dojít i při přemísťování relativně teplého vzduchu nad studený povrch. V tomto případě vznikají mlhy advekční. Méně často, hlavně na podzim a v zimě, vznikají mlhy při výparu relativně teplé vody do studeného vzduchu, kde dochází bezprostředně po výparu ke kondenzaci (mlhy z vypařování). Je-li dohlednost omezena přítomností mikroskopických vodních kapek v atmosféře a je větší než 1 km a menší než 10 km, hovoříme o kouřmu. Kouřmo však nelze ztotožňovat se zákalem, způsobeným přítomností pevných prachových nebo kouřových částic v ovzduší. ______ ~\ 2.3.6 ATMOSFÉRICKÉ SRÁŽKY Při růstu rozměru a hmotnosti ledových krystalů nebo vodních kapek může dojít ke stavu, kdy je již výstupné proudy v atmosféře nemohou udržet a dochází k jejich vypadávání. V tomto případě hovoříme o tzv. vertikálních srážkách, které vypadávají pouze z určitých druhů oblaků. Podle skupenství, tvaru a velikosti rozlišujeme několik tvarů vertikálních srážek: 1. déšť — tvořený vodními kapkami o průměru nejméně 0,5 mm. Největší průměr nepřesahuje zpravidla 2 mm, poněvadž větší kapky se při pádu odporem vzduchu tříští; 2. mrholení — tvořené malými kapkami vody o průměru menším než 0,5 mm; 3. sníh — tvořený ledovými krystaly většinou hvězdicového tvaru. Při teplotách nad —5 °C jsou krystaly větší a shlukují se do vloček, při nižších teplotách mají menší rozměr; 4. sněhové krupky — bílá, neprůsvitná, kulovitá a kyprá ledová zrna o průměru 2 až 5 mm; 5. sněhová zrna (krupice) — malá, bílá, neprůsvitná ledová zrna menší než 1 mm; 6. zmrzlý déšť — průhledná ledová zrna o průměru menším než 5 mm vzniklá zmrznu-tím dešťových kapek nebo roztálých sněhových vloček; 7. námrazové krupky — sněhová zrna obalená vrstvičkou ledu. Jejich průměr je kolem 5 mm; 8. kroupy — kuličky nebo kousky ledu o průměru 5 až 50 mm, někdy i větším. Menší jsou průsvitné nebo matné, větší jsou tvořeny koncentrickými vrstvičkami čirého a zakaleného ledu. Vznikají z námrazových krupek. 9. sněhové jehličky — jsou tvořeny jehlicovými, sloupkovitými nebo destičkovými krystalky ledu. Vedle těchto tvarů se mohou vyskytovat srážky další, např. smíšené tvary, jako je déšť se sněhem, s krupkami atd. Produkty kondenzace vodní páry na relativně studeném zemském povrchu, na předmětech a na vegetaci, popř. zachycování oblačných kapek nebo kapek mlhy na nich nazýváme horizontální srážky. Podle podmínek vzniku se liší tvarem a skupenstvím. Patří k nim: 1. rosa — tvořená vodními kapkami různé velikosti, často splývajícími; 2. zmrzlá rosa — zmrzlé kapky rosy bělavé barvy; 3. jíní (šedý mráz) — ledové krystalky tvaru jehlic, šupin nebo vějířků bílé barvy, tvořících se za podmínek analogických tvorbě rosy při teplotách pod 0 °C desublimací vodní páry, převážně na horizontálních plochách; 4. jinovatka (krystalická námraza) — kypré ledové krystaly jehlicovitého nebo vláknitého tvaru usazující se hlavně na stromech, elektrických vedeních a návětrné straně předmětů při silném mrazu a zpravidla při mlze; 5. ovlhnutí — povlak vodních kapek vznikající na svislých plochách na návětrné straně předmětů při proudění teplého a vlhkého vzduchu, který se od předmětů ochlazuje; 6. námraza — trsy vláknitých, bílých, ledových krystalů vznikajících na návětrné straně předmětů za podmínek obdobných tvorbě ovlhnutí, avšak při teplotách pod 0 °C. Svou hmotností způsobuje někdy škody na rozvodu elektrické energie a lesních porostech; 7. ledovka — sklovitá, ledová vrstva vznikající zmrznutím přechlazených vodních kapek na předmětech, jejichž teplota je nižší než 0 °C. Může dosahovat mocnosti až několika desítek mm a způsobuje podobné škody jako námraza; 8. náledí, zmrazky — ledová vrstva pokrývající zemský povrch. Vzniká mrznutím nepřechlazených kapek deště na povrchu, jehož teplota je nižší než 0 °C. 2.3.6.1 DENNÍ A ROČNÍ CHOD SRÁŽEK Časové rozložení srážek v periodě dne je velmi proměnlivé, přesto však můžeme vyčlenit dva základní typy jejich chodu: 1. typ pevninský — s dvěma maximy a minimy. Hlavní maximum se vyskytuje po poledni, vedlejší ráno a souvisí těsně s denním chodem oblačnosti; 2. typ mořský (pobřežní) — s jedním maximem v ranních hodinách a minimem po poledni. Maximum je vázáno na růst lability teplotního zvrstvení vzduchu (vzduch v blízkosti relativně teplé hladiny si udržuje poměrně vysokou teplotu, ve vyšších vrstvách se ochlazuje vyzařováním), a tedy zesílení konvekce. Denní chod srážek v horách je rozdílný ve vrcholových a úpatních polohách. Ve vrcholových oblastech se maximum srážek vyskytuje odpoledne nebo večer (důsledek tvorby kon-vektivních oblaků), na úpatích svahů v noci (důsledek kondenzace ve studeném vzduchu stékajícím ze svahů a radiačního ochlazování oblaků). 72 2.28 Typy ročního chodu srážek podle měsíčních srážkových úhrnů R (zpracováno podle E. Trefné a J. Reinharto-vé, 1959, a Klimatičeskich charakteristik zemnogo šara, 1977). 1 Kuala-Lu'mpur 2 Mazatlán (Mexiko) 3 Bombaj 4 Athény 5 Jakutsk 6 ostrov Valentia (Irsko) 7 Ochotsk 8 Dikson (RSFSR) V ročním chodu srážek můžeme vyčlenit několik základních typů vázaných hlavně na všeobecnou cirkulaci atmosféry a utváření reliéfu. Některé typy jsou si dosti podobné, rozdíl mezi nimi však spočívá v příčinách časových změn srážek. Rovníkový typ je charakteristický dvěma obdobími dešťů vyskytujících se po rovnodennostech, tzn. v době největší intenzity insolace, a tedy nejvýraznější konvekce (obr. 2.28, křivka 1). Pro tropický typ je charakteristické přibližování obou rovníkových maxim s rostoucí zeměpisnou šířkou až k jejich splynutí v maximum jediné, vázané na letní období a trvající zhruba 4 měsíce (obr. 2.28, křivka 2). Roční chod typu tropických monzunů je podobný jako předchozí, je však daleko výraznější. Období dešťů a sucha jsou poměrně ostře ohraničena (obr. 2.28, křivka 3). Typ subtropický stredomorský je charakteristický minimem srážek v létě (vliv subtropických anticyklon) a maximem na podzim nebo v zimě (subtropické anticyklony se přesouvají k jihu; obr. 2.28, křivka 4). Typ mírných šířek pevninský má maximum srážek v létě (důsledek intenzívní cyklo-nální činnosti) a minimum v zimě. Vyskytuje se v nejvýraznější podobě v centrálních částech kontinentů (obr. 2.28, křivka 5), pokud nejde o suché (aridní) oblasti, jako např. v centru Asie. 73 Typ mírných šířek mořský má maximum srážek podmíněné intenzívní cyklonální činností v zimě nebo je typickýj-ovnoměrným rozložením srážek po celý rok. Vyskytuje se na západních okrajích Kontinentů (obr. 2.28, křivka 6). Monzunový typ mírných šířek má maximum srážek v létě, minimum připadá na zimu. Je ledy podobný pevninskému typu mírných Šířek, amplituda ročního chodu srážek je však větší. Je typický pro oblast východní Asie (obr. 2.28, křivka 7). Polární typ je na pevnině charakteristický maximem srážek v období nejvyšší vlhkosti vzduchu — tj. v létě, minimem v zimě (obr. 2.28, křivka 8). V oblastech oceánů se může maximum přesouvat na zimu. Roční chod srážek na návětrných svazích hor v mírných šířkách závisí na režimu cyklonální činnosti během roku. V oblastech s nejintenzívnější cyklonální činností v létě se vyskytuje jediné maximum srážek v letních měsících, v oblastech s maximem cyklonální činnosti v zimě jsou pro roční chod srážek typická dvě maxima. Hlavní, vázané na tvorbu konvekčních oblaků, se vyskytuje v létě a podružné, vázané na zvýšenou cyklonální činnost, v zimě. Roční chod srážek na závětrných svazích se vyznačuje jediným maximem, vázaným na vývoj konvektivních oblaků v létě. 2.3.6.2 ROZLOŽENÍ ROČNÍCH ÚHRNŮ SRÁŽEK NA ZEMI Prvořadým faktorem ovlivňujícím rozložení srážek na Zemi je rozložení oblačnosti, které těsně souvisí se všeobecnou cirkulací atmosféry, i když oblačnost sama nemusí být vždy faktorem rozhodujícím. Vypadávání srážek závisí totiž především na vodním obsahu oblaků a přítomnosti vody v pevném skupenství. Je-li obsah vody malý a oblaka nedosahují k hladině ledových jader, vypadává z nich pouze malé množství srážek. Dalšími hlavními faktory jsou: rozložení oceánů jako hlavního zdroje atmosférické vlhkosti, tvar a rozložení pevnin a utváření reliéfu. Vliv reliéfu vyvýšenín zemského povrchu na srážky je dán dvěma základními příčinami. Vyvýšeniny představují v první řadě překážku pro proudění vzduchu. Na návětrných horských svazích dochází při nuceném výstupu vzduchu a s ním spojeným adiabatickým ochlazením k tvorbě oblaků a navíc tam při přechodu atmosférických front a zpomalení jejich postupu zesilují kontrasty mezi vzduchovými hmotami, které fronty oddělují. To má za následek zvýšení srážek. Uvedenými příčinami jsou podmíněny dále popsané extrémní srážkové úhrny v Debundži a Čerápuňdží nebo u nás zvýšení ročních úhrnů srážek na návětrné straně Šumavy, Krkonoš, Jeseníků a horských pásem Karpat. Na závětrné straně pohoří se vyskytuje tzv. srážkový stín. Na horských svazích orientovaných k jižnímu kvadrantu horizontu dochází mimoto k zvýšení srážek v důsledku intenzivního ozáření těchto svahů a prohřívání atmosféry vedoucího k výrazným výstupným konvekčním proudům a tvorbě kupovitých oblaků. Důsledkem popsaných procesů je na horských svazích růst srážkových úhrnů s výškou, a to až do určité kritické úrovně, od níž směrem vzhůru srážkové úhrny opět klesají. Výška kritické úrovně je tím větší, čím je výše hladina kondenzace. V souladu s tím je v pohořích uvnitř kontinentů větší než na jejich okrajích (např. v Alpách činí průměrně 2000 m, na Kavkazu kolem 2500 m, na Altaji 3000 m a ve středním Pamíru dokonce 4500 až 5000 m) a prodělává i sezónní změny (v létě leží výše než v zimě). Roční úhrny srážek v oblastech mezi obratníky jsou v důsledku vysoké vlhkosti vzduchu a výrazné konvekce značně vysoké, průměrně 1000 až 2000 mm. Nejvyšší úhrny (2000 až 3000 mm) se zde vyskytují v tzv. tropické zóně konvergence (část 2.4.3.1.1), a to zvláště na pevninách, kde je v důsledku jejich vyšší teploty zesílena konvekce, a na jejich východních okrajích, kam pronikají z oblastí oceánů pasáty (část 2.4.3.1.2). K srážkově nejbohatším oblastem patří povodí Amazonky, pobřeží Guinejského zálivu, Indonésie a ostrovy v Tichém oceánu, kde může roční srážkový úhrn převyšovat 6000 i více mm (mys Debundža na úpatí 74 á * ■ ' ■■ Kamerunské hory nebo návětrné svahy Havajských ostrovů mají roční úhrny dokonce vyšší než 9000 mm). V oblasti Indického oceánu jsou v důsledku monzunové cirkulace posunuty oblasti vysokých srážkových úhrnů do vyšších šířek nad Přední a Zadní Indii a Madagaskar. Zvláště na návětrných svazích Himaláje jsou srážky při nuceném výstupu vlhkého vzduchu v době letního monzunu podél horských svahů velmi vysoké. Zde leží i srážkově nejbohatší místo na Zemi — Čerápuňdží. Průměrný roční úhrn srážek zde dosahuje 10 880 mm, absolutní roční maximum v roce 1861 bylo 22 990 mm. V subtropických oblastech vysokého tlaku (část 2.4.3.2.2) množství srážek výrazně klesá a jejich roční úhrny nepřesahují 250 mm. Podobné poměry pozorujeme i v centrálních částech asijského kontinentu v jižní části mírných šířek, což souvisí s výskytem sezónních tlakových výší v zimě, vysokých teplot a nízké vlhkosti vzduchu v létě. Pro mírné šířky jsou opět typické vyšší srážkové úhrny vázané na oblačné systémy cyklo-nálních sérií. Obecně lze konstatovat, že srážkové úhrny zde klesají v důsledku převládajícího západního proudění od západních okrajů pevnin (500 až 1000 mm) do jejich středů a k východním částem (300 až 500 mm), pokud není na východě kontinentů vyvinuta monzunová cirkulace. Výrazně se zde projevují vlivy závětří a návětří horských pásem, např. ve Skandinávii, Alpách, Skalnatých horách a jižní části And, které mohou být příčinou značných rozdílů v úhrnech srážek (1000 i více mm). Polární oblasti jsou na srážky poměrně chudé, roční srážkové úhrny zde obvykle nepřevyšují 300 nebo dokonce 200 mm. Příčinou poklesu srážkových úhrnů je v Arktidě malý vodní obsah oblaků a v Antarktidě existence oblasti vysokého tlaku vzduchu. ti 2.3.7 HUSTOTA A TLAK VZDUCHU A___ Vzduch působí na zemský povrch tlakem, který vyplývá z jeho hmotnosti. Měrná hmotnost (tedy hustota) 1 m3 suchého vzduchu při teplotě 273,16 K (0 °C) a tlaku 105 Pa je 1,2763 kg. Vycházíme-lí z fyzikální definice tlaku (tlakem p rozumíme sílu F rovnoměrně spojitě plošně rozloženou, působící kolmo na rovinnou plochu a dělenou velikostí této plochy S, tedy p = F. «S-1), můžeme definovat barometrický (atmosférický) tlak jako tlak atmosféry na všechna tělesa v ovzduší a na zemský povrch bez zřetele na orientaci stěn těles, rovnající se hmotnosti vzduchového sloupce nacházejícího se nad nimi. Na rozdíl od fyziky je v meteorologii dočasně přípustné pro měření barometrického tlaku užívání jednotky bar (resp. násobné jednotky milibar, 1 mbar = 10-3 bar), jenž je v soustavě CGS odvozen od jednotky síly dyn (1 mbar = 103 dyn . cm-2 = 105 N . m-2). Vztah mbar k jednotce tlaku v soustavě SI, tj. k pascalu (Pa = N. m-2), je: 1 mbar = 102Pa. Vzhledem k tomu, že základním přístrojem pro meteorologické měření tlaku je rtuťový tlakoměr, vyjadřuje se barometrický tlak někdy i v mm výšky rtuťového sloupce (Torr). Vzájemné vztahy uvedených jednotek jsou: 1 mbar = 0,75 Torr = 102 Pa; 1 Torr = =£= 1,333 mbar == 133,322 Pa. Hodnota průměrného (normálního) barometrického tlaku na hladině moře je 1013,25 mbar = 760 Torr = 1,01325 . 105 Pa. Vedle tlaku jsou základními fyzikálními charakteristikami každého plynu jeho absolutní teplota (ľ) a hustota (g). Vzájemná závislost těchto charakteristik u ideálního plynu je dána stavovou rovnicí plynů: pv = RT, v níž je v specifický objem a R plynová konstanta. Tuto rovnici lze podle vztahu v— — psát ve tvaru / P p = qRT nebo q = —=■ (Clapeyronova rovnice). (2.30) Rl Stavovou rovnici aplikujeme v meteorologii s dostatečnou přesností i na suchý a vlhký vzduch nebo vcdní páru. Hustotu suchého vzduchu můžeme určit z druhého tvaru stavové 75 rovnice plynů (2.30). Hustota vlhkého vzduchu q' o tlaku p, tedy hustota směsi suchého vzduchu a vodní páry o tlaku e, je menší než hustota vzduchu suchého, poněvadž poměr hustoty vodní páry k hustotě suchého vzduchu je 0,623. Z celkového tlaku vlhkého vzduchu p připadá na suchý vzduch dílčí tlak p — e. Hustota suchého vzduchu ve směsi s vodní párou bude tedy podle vztahu (2.30) Hustotu vodní páry můžeme vyjádřit vztahem 0,623 e Qv = RT Celková hustota vlhkého vzduchu bude tedy q' P (2.32) g + Qva. podle vztahů (2.31) a (2.32) q = RT 0,377 — P (2.33) 2.3.7.1 ZMENY HUSTOTY A TLAKU VZDUCHU S VÝŠKOU Hustota vzduchu podléhá stálým změnám v souladu s tím, jak se mění jeho teplota, obsah vodní páry a tlak. Při výstupu do výšky klesá v důsledku poklesu hmotnosti vzduchového sloupce působícího silou na jednotkovou plochu (tedy v důsledku poklesu tlaku vzduchu) i hustota vzduchu. Poněvadž však současně klesá teplota, není pokles hustoty s výškou tak výrazný jako pokles tlaku [viz rovnice (2.33)]. Při průměrném vertikálním teplotním gradientu 71 = 0,6 °C na 100m je ve výšce 5km q přibližně 0,735 kg. m-3, v 10km 0,087 kg. m-3 a ve výšce 300 km je q řádově 10-11 kg . m~3. Hustota vzduchu s výškou by se neměnila při r = 3,4 °C na 100 m. V tomto případě by byla výška atmosféry zhruba pouze 8000 m (tzv. výška homogenní atmosféry). Při změně výšky z o interval dz klesne tlak vzduchu p o hodnotu áp (obr. 2.29). Změna tlaku je dána zmenšením hmotnosti vzduchového sloupce o jednotkovém průřezu o hmotnost objemu dz.l.l. Okolní vzduch působí na elementární objem silami, které se rovnají tlakům na jeho stěny. Předpokládáme-li, že se tlak vzduchu v horizontálním směru nemění, pak se jeho silové účinky na svislé stěny navzájem ruší. Na základnu objemu působí okolní atmosféra silpu orientovanou vzhůru a rovnající se tlaku vzduchu p v úrovni základny elementárního "objemu, na horní stěnu působí silou orientovanou dolů. Tato síla se rovná tlaku p zmenšenému o hodnotu dp, která odpovídá změně výšky o dz (tedy p + dp). Mimoto působí na elementární objem tíhová síla F udělující mu zrychlení g orientované dolů. Velikost tíhové síly se rovná součinu g a hmotnosti objemu (F = g q dz). Nachází-li 2.29 Schéma k odvození základní rovnice statiky atmosféry. —> se objem v rovnovážném stavu (nepohybuje se tedy vzhůru ani dolů), musí se součet F a tlaku p + dp rovnat tlaku p. Platí tedy p — (J> -\- dp -\- gg dz) = 0 a po úpravě dp = — ^<Í2- nebo-------^- — g = 0. (2.34) Tuto rovnici nazýváme základní rovnice statiky atmosféry, poněvadž vyjadřuje podmínku rovnováhy mezi vertikálními silami působícími na jednotku hmoty vzduchu. Poměr —— nazýváme vertikální tlakový (barický) gradient, wiadřuieme ho obvykle v mbar áz *-, „,......—MTW— M) - - , 1 dp na 100 m a charakterizujeme jím změnu atmosférického tlaku s výškou. Clen — -=— v rovnici (2.34) představuje sílu vertikálního tlakového gradientu. Změnu atmosférického tlaku v horizontálním směru charakterizujeme pomocí horizontálního tlakového gradientu, kterému bude věnována pozornost v části 2.3.7.2. Chceme-li zjistit změnu tlaku při změně výšky z úrovně zi (s tlakem p!) do z2 (s tlakem p2), musíme první rovnici (2.34) integrovat v mezích Z\ a z2. Po dosazení druhé rovnice (2.30) do první rovnice (2.34) dostaneme dp = ~ §r áz nebo T"= " rť ^ (235) Integrováním druhého vztahu (2.35) v mezích Z\, z2 a />i, p2 dostaneme Vž—M* a po vyřešení integrálů: p2 g In — =-----zr= (z2 — Z\) nebo po úpravě a odlogaritmování: p\ Kl Í2=Px.e~^r(Z2~2l). (2.37) Za T dosazujeme do rovnic (2.37) průměr teplot v úrovních zi* z2. Obě rovnice (2.37) nazýváme barometrické rovnice. Pomocí nich můžeme určit: 1. tlak vzduchu v určité úrovni, známe-li tlak v úrovni jiné a průměrnou teplotu vrstvy vzduchu mezi nimi, 2. průměrnou teplotu vrstvy vzduchu o známé mocnosti pomocí tlaku na její základně a horní hranici, 3. výškový rozdíl mezi dvěma úrovněmi, známe-li tlak v těchto úrovních a průměrnou teplotu vrstvy vzduchu mezi nimi (tzv. barometrická nivelace). Vedle vertikálního tlakového gradientu používáme pro charakterizování změny tlaku s výš kou tzv. barický stupeň h, což je převrácená hodnota tlakového gradientu í h = — -j-1. Podle vztahu (2.34): Ä = ~*L^-1 (2.38) dp Qg a po dosazení za g z rovnice (2.30): RT h= -----. (2.39) Pg Barický stupeň představuje tedy výškový rozdíl, který odpovídá poklesu tlaku o 1 mbar Hodnota vertikálního tlakového gradientu i barického stupně závisí, jak plyne ze vztahů (2.35) 77 a (2.39), na teplotě a tlaku vzduchu. Při růstu teploty o 1 K roste hodnota h a klesá hodnota dpfdz o 0,4 %. To znamená, že v teplém vzduchu klesá tlak s výškou pomaleji než ve vzduchu studeném. r~ 2.3.7.2 BARICKÉ POLE V souvislosti s časoprostorovou proměnlivostí energetické bilance systému aktivní povrch— atmosféra a z ní vyplývajících změn teploty aktivního povrchu a atmosféry se mění i hodnota tlaku a hustoty vzduchu. Rozložení tlaku v atmosféře nazýváme tlakové (barické) pole. Toto pole je typické proměnlivostí tlaku v prostoru i čase a charakterizujeme je pomocí ploch o stejném tlaku vzduchu — ploch izobarických. Při mapovém znázornění barického pole v atmosféře vycházíme buď z výšky určité izobarické plochy nad hladinou moře a body o stejné výšce '.'-'Spojujeme izohypsami (jde tedy o znázornění „barického reliéfu" obdobně jako u map zemského povrchu), nebo ji vyjadřujeme relativním převýšením vyšší izobarické plochy ľ s nižším tlakem nad plochou nižší s tlakem vyšším. Podle toho hovoříme v prvním případě 0 mapách absolutní barické topografie (AT) a v druhém případě o mapách relativní barické topografie (RT). Mapy RT představují zvláštní mapy výšek izobarické plochy p2 nad plochou pí. Z map RT se v praxi nejčastěji užívají mapy výšek hladiny 500 mbar nad hladinou 1000 mbar (RTí£J}0). Jak již bylo uvedeno, ve studeném vzduchu ubývá tlaku vzduchu s výškou rychleji než v teplém. Proto je Ve studeném vzduchu mocnost vrstvy H mezi tlakovými hladinami p2 a P\ (Hpl) menší než v teplém, tzn. že hodnota Hp\ je přímo úměrná střední teplotě vrstvy. Z toho důvodu jsou mapy RT ekvivalentní rozdělení střední teploty vrstvy mezi izobaric-kými plochami pi a p2. Do map barické topografie se nevynášejí běžné výšky izobarických ploch, ale jejich geopotenciály. Geopotenciálem nazýváme práci, kterou je třeba vynaložit na překonání tíhové síly F (F = Qg dz) při přemísťování částice o jednotkové hmotnosti (ra = 1) od hladiny moře do dané výšky. Při změně výšky o hodnotu dz se geopotenciál změní o hodnotu d& — g dz, tedy 02-01 = f g dz (2.40) a při #i=0 je: * 0 = f g dz. (2.41) o Vztah (2.40) určuje hodnotu relativního geopotenciálu, vztah (2.41) absolutního geopotenciálu. Považujeme-li tíhové zrychlení g za konstantní, dostaneme ze vztahu (2.40): 02 — 0! = A0 = g Aar, (2.42) kde Air = z2 — zľ. Vztah (2.42) umožňuje zavést jednotku geopotenciálu, dělíme-li obě strany rovnice zaokrouhlenou střední hodnotou tíhového zrychlení (g = 9,8 m. s-2) a označíme-li A 0/9,8 = AH. Potom AH = -^Az. (2.43) Praktickou jednotkou geopotenciálu je geopotenciální metr (gpm), definovaný vztahem (2.43) při /S, z = Im. Pro místo, kde g = 9,8 m . s-2, je číselně splněna rovnost 1 gpm = 1 m. 78 2.30 Izobarické plochy a horizontální tlakový gradient(— pp) ve vertikálním řezu atmosférou. Barické pole na hladině moře vyjadřujeme pomocí^ průsečíků izobarických ploch o různém tlaku s jeho povrchem — tj. pomocí izobar. Čím je vzdálenost izobarických ploch menší, tím je pochopitelně vyšší hodnota tzv. celkového tlakového gradientu. Tento gradient představuje vlastně prostorový vektor směřující v každém bodě izobarické plochy po normále n k této ploše na stranu nižšího tlaku. Vyjadřujeme ho tedy poměrem-------=~ a můžeme ho rozložit na složku veitikální (vertikální tlakový gradient) a horizontální — tzv. horizontální tlakový gradient (— V/0- Horizontální tlakový gradient deímujerre jako vektor, jehož směr je shodný se směrem —>- dp couraly n k izcbsie ca střenu nižšího tlaku a který je dán vztahem: — \/p =-----— i dn V meteorologické praxi vyjadřujeme horizontální tlakový gradient jako rozdíl tlaku dvou

rCö£A/A a 400 £'>kx 2.32 Vertikální řez vysokou (studenou) (a), nízkou (teplou) (b) cyklonou a nízkou (studenou) (c) a vysokou (teplou) (d) anticyklonou (podle S. P. Chromová, 1968). 1000 TV y 1000 y —»lOOOmba- "W/W/WWW/W//WWW, W//M/W////////////W/MWM > ~Uí) fj/ť rčPcA' W- ^ncyuc. V důsledku nerovnoměrného rozložení tlaku vzduchu můžeme v barickém poli vyčlenit charakteristické tlakové útvary, které si uvedeme na příkladu průběhu izobar na hladině moře (obr. 2.31) a na záklačte vertikálních řezů atmosférou (obr. 2.32). Patří k nim: 1. Oblast vysokého tlaku (tlaková výše nebo anticyklona) — vymezená uzavřenými izobarami, koncentricky uspořádanými, s nejvyšším tlakem uprostřed. Směrem k její periférii tlak klesá. 2. Oblast nízkého tlaku (tlaková níže nebo cyklona) — vymezená uzavřenými, koncentricky uspořádanými izobarami s nejnižším tlakem uprostřed. Směrem k jejím okrajům tlak stoupá. 3. Hřeben vysokého tlaku — představuje pásmo vyššího tlaku vybíhající z tlakové výše nebo oddělující dvě tlakové níže. Nejvyšší tlak se vyskytuje v ose hřebenu. 4. Brázda nízkého tlaku — je pásmo nižšího tlaku vybíhající z tlakové níže nebo oddělující dvě tlakové výše. Nejnižší tlak je v ose brázdy. 5. Část barického pole mezi dvěma protilehlými tlakovými výšemi a nížemi, popř. mezi dvěma hřebeny a brázdami nazýváme barické sedlo. 2.3.7.2.1 Dělení tlakových útvarů i 1 A Tlakové útvary dělíme podle jejich vertikálního rozměru, příčin vzniku, trvání a stálosti polohy. Dělení podle vertikálního rozměru vychází ze skutečnosti, že tlak vzduchu závisí na jeho hustotě, a tedy na jeho teplotě. Změny teploty vzduchu v horizontálním a vertikálním směru podmiňují charakter barického pole. Poněvadž barický stupeň roste s teplotou [vztah (2.39)3, musí být izobarické plochy v teplém vzduchu (T) od sebe více vzdáleny než ve vzduchu studeném («S) (obr. 2.33). I když má horizontální barický gradient (— Vp) při zemském povrchu opačnou^orientaci než horizontální gradient teploty (—vŕ), mění se — Vp s výškou vždy tak, že se přibližuje orientaci -Vľ. Proto se průběh izobarických ploch ve výšce blíží průběhu ploch izotermických. Jak je uvedeno v části 2.3.8.1.2, je proudění v cyklonách vírové, koncentrické a je oriento- 80 Y /oMá n /kW<^ '\ váno na severní polokouli proti směru otáčení hodinových ručiček. Do přední části cyklon vtéká proto při zemi obvykle relativně teplý vzduch z nižších zeměpisných šířek a do jejich zadní části vzduch z Šířek vyšších, tedy relativně studený. Izotermy mají v důsledku toho tvar vlny a tomuto vlnovému průběhu se ve výšce přibližují i izobary v tom smyslu, že nad přední částí cyklony vzniká ve výšce hřeben vysokého tlaku a nad týlovou brázda nízkého tlaku (obr. 2.34). U anticyklon je tomu naopak. Podle změn barického pole s výškou v závislosti na poli teploty rozlišujeme (obr. 2.32): 1. Cyklony nízké (teplé) — vznikají v teplých vzduchových hmotách, nejvyšší teplota se vyskytuje v jejich středu. S výškou rychle zanikají v důsledku opačné orientace přízemního a výškového (termicky podmíněného) barického gradientu. 2. Cyklony vysoké (studené) — vznikají ve studených vzduchových hmotách, v jejich středu se vyskytuje nejnižší teplota, orientace přízemních horizontálních gradientů tlaku a teploty je stejná, horizontální tlakové gradienty se tedy s výškou mění jen málo a uzavřené izobary (tedy i cyklony) sahají do velkých výšek. 3. Anticyklony nízké (studené) — vznikají ve studeném vzduchu, minimum teploty se nachází v jejich středu, přízemní horizontální gradienty teploty a tlaku mají tedy opačnou orientací, v důsledku Čehož tyto tlakové útvary s výškou rychle zanikají. 4. Anticyklony vysoké (teplé) — vznikají v teplém vzduchu, v jejich středu se vyskytují nejvyšší teploty. Orientace přízemních horizontálních gradientů teploty a tlaku je tedy stejná, což má za následek malou změnu horizontálních tlakových gradientů s výškou a uzavřené izobary sahají do velkých výšek. Další dělení tlakových útvarů je uvedeno v Částech 2.4.3.2.1 a 2.4.3.2.2. 81 2.3.7.2.2 Denní a roční chod tlaku vzduchu V souvislosti s kolísáním teploty v periodě dne a roku a s přemísťováním pohyblivých tlakových útvarů podléhá tlak vzduchu časovým změnám, které mohou mít v určitých částech Země periodický charakter. Periodicita časových změn tlaku vzduchu je vedle změn teploty podmíněna slapy atmosféry (atmosférickými přílivy), které jsou obdobou slapů hydrosféry. Periodické změny tlaku však bývají velmi často překryty změnami neperiodickými, způsobenými především vznikem, zánikem a přemísťováním pohyblivých tlakových útvarů. Denní chod tlaku vzduchu je nejvýraznější v rovníkových oblastech. Vyznačuje se dvojím maximem — před polednem a před půlnocí — a dvojím minimem — časně ráno a po poledni, přičemž jeho amplituda může dosahovat až 4 mbar. Směrem k vyšším zeměpisným šířkám se amplituda zmenšuje a v mírných a vysokých šířkách je denní periodicita tlakových změn zcela překryta neperiodickými změnami tlaku. Roční chod tlaku vzduchu závisí především na dále popsaném sezónním zvýrazňovaní a zeslabování stacionárních tlakových útvarů a na formování a zániku tlakových útvarů sezónních. Podle celkového trendu tlakových změn můžeme rozlišit roční chody: 1. pevninský — s maximem v zimním období, kdy se nad kontinenty formují v důsledku jejich ochlazování sezónní anticyklony, a minimem v létě, kdy se zimní anticyklony rozpadají a jsou nahrazeny cyklonami, 2. oceánský vysokých šířek, podmíněný sezónním zvýrazňovaním a zeslabováním stacionárních anticyklon, s maximem tlaku počátkem léta a minimem v zimě, 3. oceánský mírných šířek (nemonzunový) — s dvojím nevýrazným maximem v létě a v zimě a dvojím nevýrazným minimem na jaře a na podzim, 4. monzunový — s maximem v zimě a minimem v létě. Nad oceány rovníkových šířek (s výjimkou monzunových oblastí) je roční chod tlaku vzduchu velmi nevýrazný, takže je obtížné stanovit jeho charakteristické rysy. Absolutní rozmezí výkyvů tlaku vzduchu v měřítku Země je značně vysoké a dosahuje kolem 200 mbar. 2.3.7.2.3 Geografické rozložení tlaku vzduchu přepočteného na hladinu moře Mapové znázornění dlouhodobých průměrných hodnot tlaku vzduchu přepočteného na hladinu moře v charakteristických částech roku umožňuje zjistit podle průběhu izobar určité zákonitosti a vyčlenit oblasti s převládajícím výskytem tlakových výší a níží, které nazýváme akční centra atmosféry. Jde o akční centra v tom slova smyslu, že v nich převládá v průběhu roku nebo jeho části opakovaná tvorba a zánik stejných tlakových útvarů projevujících se na mapách dlouhodobých průměrů výskytem uzavřených oblastí vyššího nebo nižšího tlaku. Podle povahy tlakových útvarů (stacionární, sezónní), na které jsou centra vázána, rozlišujeme centra stálá (permanentní) a sezónní. V měsíci lednu se podél rovníku vyskytuje pás nízkého tlaku s třemi výraznějšími tlakovými nížemi nad Jižní Amerikou, Afrikou a Austrálií včetně souostroví jihovýchodní Asie a západní Oceánie. Středy těchto tlakových níží jsou posunuty nad jižní polokouli nad přehřáté pevniny. Uvedený pás nízkého tlaku je v oblasti 30° až 35° s. š. a j. š. lemován izolovanými subtropickými oblastmi vysokého tlaku, výraznými zvláště nad oceány obou polokoulí (na severní polokouli např. azorská a havajská tlaková výše). Tyto tlakové výše se zde vyskytují po celý rok (jsou stacionární), pouze v zimě poněkud slábnou. Vt mírných a subpolárních šířkách severní polokoule se zonálně střídají stacionární tlakové níže (islandská a aleutská) se sezónními tlakovými výšemi (asijská a kanadská), přičemž asijská zasahuje na jihu až do subtropických šířek. Na jižní polokouli se v uvedených šířkách vyskytuje prakticky souvislý pás nízkého tlaku. V polárních oblastech pozorujeme opět zvýšení tlaku. Zatímco se nad Antarktidou vytváří výrazná tlaková výše, v oblasti Arktidy pozoru- 82 jeme zvýšení tlaku pouze v porovnání s oceány mírných a subpolárních šířek. Asijská a kanadská tlaková výše sahají daleko na sever a jejich výběžky se přibližují severně od Aljašky. V létě se rovníkový pás nízkého tlaku přesouvá od rovníku na sever, což je zvláště zřetelné na poloze středů tlakových níží zasahujících nad Severní Amerikou (mexická níže) a Asií (íránská níže) až ke 30° s. š. Oblasti vysokého tlaku v subtropických šířkách se udržují, na jižní polokouli se navíc rozšiřují nad ochlazené pevniny a na severní polokouli se poněkud přesouvají k severu a zesilují. Stacionární tlakové níže mírných a subpolárních šířek severní polokoule spolu se sezónními termicky podmíněnými nížemi nad kontinenty vytvářejí souvislý pás nízkého tlaku, od něhož k pólu tlak opět poněkud vzrůstá. Ve stejných šířkách jižní polokoule se udržuje i v červenci souvislý pás nízkého tlaku a v oblasti Antarktidy tlaková výše. 2.3.8 PROUDĚNÍ VZDUCHU Při nerovnoměrném rozložení tlaku vzduchu vzniká v ovzduší tendence k vyrovnání tlakových rozdílů prouděním z oblastí vyššího do oblastí nižšího tlaku. Proudění vzduchu může být dvojího druhu — laminární nebo .turbulentní (vírové). Turbulentní proudění vzniká v atmosféře z laminárního při překročení určité kritické rychlosti (která, jak bylo laboratorně zjištěno, klesá s příčným rozměrem proudu a závisí nepřímo na kinematické viskozite vzduchu) a je navíc výrazně zesilováno teplotní instabilitou. Poněvadž je kritická rychlost pohybu v atmosféře velmi nízká, je prakticky veškeré proudění v atmosféře turbulentní. Laminární proudění se vyskytuje pouze velmi zřídka při . malých rychlostech pohybu ve velmi tenké vrstvě vzduchu o mocnosti řádově 10-4 m nad tzv. aerodynamicky hladkým povrchem, kterým je v přírodě např. klidná vodní hladina, popř. povrch ledu nebo sněhu. Turbulentní proudění představuje systém vírů, jejichž rozměry se pohybují ve velmi širokých mezích, počínaje vírovými pohyby jednotlivých vzduchových částic a konče velkoprostorovými víry rozměrů cyklon a anticyklon. Systém členění vírových pohybů 2.35 Schéma charakteristických řadových velikostí poloměru r a délky trvání ř vírových pohybů v atmosféře (konvekce Cu, Cb a CC — konvekční cirkulace v měřítku kumuluj kumulonimbů a hroz-novitých oblaků) (upraveno podle H. Fortaka, 1971). Ks ioH 10£ 10' 103i 10 101-] 1 - maloprostorové měřítko velkoprostorové měřítko 10" 10" 1 10' 102 103 10" 105 106 107 r(m) 83 v atmosféře je obsažen v obr. 2.35, příklady jsou uvedeny v přílohách 10, 11, 12. Příčiny vzniku vírového proudění jsou: 1. termické — pak hovoříme o termické deformaci prouděni, 2. dynamické — hovoříme o dynamické deformaci proudění. Termické turbulentní proudění vzniká při nerovnoměrném zahřívání aktivního povrchu, které podmiňuje deformaci izobarických ploch nad ním. Dojde-li k místnímu přehřátí aktivního povrchu a atmosféry nad ním, vzroste s růstem teploty hodnota barického stupně a izobarické plochy se v teplém vzduchu vyklenou vzhůru (obr. 2.36a). Tlak vzduchu nad relativně teplým povrchem proti okolí tedy vzroste a účinkem síly vzniklého horizontálního tlakového gradientu se vzduch začne excentricky roztěkat. V důsledku roztěkání klesne tlak vzduchu nad středem vyklenutí a stoupne na periférii (střední části izobarických ploch se tedy prohnou dolů) a síla horizontálního barického gradientu, orientovaná do středu, zde způsobí koncentrické proudění (obr. 2.36b). Vzduch odtékající ve výšce je nahrazován vzestupným prouděním relativně teplého vzduchu s kladným konvekčním zrychlením nad středem oteplení a vzduch přitékající do středu při zemi sestupným prouděním vzduchu při výstupu adiabaticky ochlazeného. Vytváří se tedy uzavřená cirkulace, tzv. konvekční buňka, která má tvar prstencovitého víru s vodorovnou osou. Její poloměr, jak plyne z obr. 2.35, může kolísat v mezích 102 až 104 m. Při dynamické deformaci dochází k ohybu trajektorií vzduchových částic jednak vlivem rozložení tlakových útvarů, uchylující síly zemské rotace, odstředivé síly a síly tření (u vírů velkoprostorového měřítka), jednak vlivem tvarů aktivního povrchu (u vírů maloprostoro-vých a konvektivních). Víry různých velikostí jsou navzájem energeticky vázány, poněvadž energie větších vírů je spotřebovávána víry menšími. Bez dodávky vnější energie, např. tepelné, která se přeměňuje na pohybovou energii vírů, by turbulentní proudění zaniklo. V závislosti na změnách bilance záření aktivního povrchu v periodě dne a s ní souvisejících změnách transportu tepla do atmosféry dělíme periodu dne z hlediska intenzity turbulence na část nadadiabatigr a p-4 0 p-3 p-2 p-1 P y//////////;/z^///////;//////Av///////^^^ b ____________ —»■ *-----^_ t_____^z.---- p-1 2.36 Deformace izobarických ploch místním pře- __;__-*. _2^—— p hřátím atmosféry (a) a ustálená cirkulace v konvekční y/////ž^^^//////^wmž///////////. buňce (b). 84 kou vázanou na období insolace (turbulence dosahuje maximálního vývoje)., a část inverzní, kdy je]í intenzitaklesá na minimum, popř. zcela zaniká. j.Jrovíry určitých řádových velikostí je charakteristická určitá orientace osy. Pro víry velkoprostorového měřítka je typická v dané hladině prakticky vertikální poloha osy, u vírů konvektivního a mezoprostorového měřítka se vyskytují víry s osami jak vertikálními, tak horizontálními a u maloprostorových vírů může mít osa libovolnou polohu. Časová a prostorová proměnlivost vektorů rychlosti turbulentního proudění je mimořádně velká, takže v současnosti nejsme schopni provést jeho vyčerpávající charakteristiku a pro praktické účely je třeba jeho strukturu nahrazovat přibližnými modely. 2.3.8.1 POHYB VZDUCHU V MĚŘÍTKU VELKOPROSTOROVÝCH VÍRŮ Prvotní příčinou pohybu vzduchu je síla celkového barického gradientu, kterou můžeme rozložit na horizontální složku (—— I a složku vertikální (—f-\ (viz vztahy 2.45 a2.34), \q dnf ^ \q dzjy působící na elementární objem vzduchu. Síla horizontálního tlakového gradientu uděluje vzduchu zrychlení, které je po dosazení jednotkové změny tlaku na délku poledníkového stupně na rovníku a hustoty vzduchu na hladině moře řádově 10~3 m. s-2. Horizontální složku pohybu vzduchu nazýváme vítr a vyjadřujeme ji vektorem v, určeným směrem a velikostí (modulem), tj. rychlostí větru. Směr větru udává, odkud vítr vane. V synop-tické meteorologii ho vyjadřujeme ve stupních azimutu, v klimatológii osmidílnou nebo Šestnáctidílnou růžicí, v níž jsou jednotlivé směry označeny počátečními písmeny názvů příslušných světových stran, obvykle v angličtině. Rychlost vyjadřujeme nejčastěji v m . s~z (tzv. okamžitou rychlost) nebo v km . h-1 (průměrná rychlost). Vedle síly horizontálního tlakového gradientu působí na horizontální pohyb vzduchu uchylující síla zemské rotace, síla tření a odstředivá síla. V případě objemu vzduchu o jednotkové hmotnosti můžeme na základě toho vyjádřit jeho přemísťování v tlakovém poli rovnicí pohybu: ÍL = ~G + 7+ C + #ľ (2.46) kde je v — vektor vetru; t — čas; G — síla horizontálního tlakového gradientu; A — uchylující síla zemské rotace; R — síla tření a C — odstředivá síla. Zatímco je G prvotní příčinou pohybu vzduchu, ostatní síly způsobují pouze odchylky směru a brždění vzniklého pohybu. Uchylující síla zemské rotace způsobuje stáčení směru pohybujícího se objektu na severní polokouli doprava a na jižní doleva od směru pohybu. Její velikost je určena vztahem: A = 2(ov sin lk). _^ _^ _^ _^ V případě zakřivených trajektorií (obr. 2.37e, f) se musí G rovnat A ± C -\- R. Roz- ložíme-li G na složky Gi a G2, musí při ustáleném pohybu v cykloně platit (?i = R a a G2 = i4 + C a po dosazení: 1 dp 1 dp- . -----r- cos p — kv;-----5- sin q an q an 2o)v sin (p + Obdobně jako v případě rovnic (2.53) a (2.54) dostaneme: 2ft) sin w -\----- r mß--------5- Pro anticyklonu dostaneme obdobným postupem: 2co sin 9? tg/5- (2.55) (2.56) (2.57) Průměrná hodnota úhlu /S je blízká 60°, nad mořem, kde je tření menší, roste v průměru na 75°, nad pevninou klesá na 50°. V důsledku toho jsou proudnice v cyklonách uchýleny k jejich středu a v anticyklonách naopak (příloha 11, 12). Rychlost ustáleného pohybu vzduchu s třením určíme řešením součtu rovnic (2.53) a (2.55). Účinkem síly R klesá rychlost vetru zhruba na polovinu geostrofického a gradiento-vého, nad mořem přibližně na 2/3. Hodnota úhlu ß nad přízemní vrstvou atmosféry výrazně roste s výškou v souladu se zmenšováním tření o zemský povrch. Vítr se tedy stáčí doprava a současně dochází i k růstu í 2.38 Stáčení směru větru s výškou z podle Eckmannovy spirály mezi horní hranicí přízemní vrstvy atmosféry a horní hranící planetární mezní vrstvy (podle H. Fortaka, 1971). 80 jeho rychlosti, takže na horní hranici mezní | vrstvy atmosféry se prakticky neliší od větru gradientového nebo geostrofického. Obalová křivka vektorů v různých výškách (obr. 2.38) má tvar spirály a nazýváme ji spirála Eckmannova. 2.3.8.1.3 Pole větru 'i i Rozložení rychlosti pohybu vzduchu v prostoru představuje v souladu s výše uvedeným vektorové pole, které můžeme znázornit pomocí proudnic — tj. čar vyjadřujících okamžitý stav pole proudění. Vektor rychlosti pohybu vzduchu je v každém bodě proudnice její tečnou. Čím je hustota proudnic větší, tím je rychlost pohybu vyšší. Přibližování proudnic nazýváme konfluence, vzdalování difluence. Podle toho, zda dochází k přibližování (vzdalování) vzhledem k bodu nebo linii, vyčleňujeme v poli proudnic tzv. body konfluence a difluence a linie konfluence a difluence. Pro konfluenci a difluenci se užívá též méně přesné označení sbíhavost (konvergence) a rozbíhavost (divergence). Důsledkem konfluence bývá obvykle ve vertikálním řezu ohyb proudnic vzhůru a důsledkem difluence ohyb dolů, tedy výstupná a sestupná proudění. Ke konfluenci a difluenci proudnic dochází jednak vlivem barického pole, jednak vlivem tvarů reliéfu. Středy cyklon a anticyklon jsou do výšky mezní vrstvy atmosféry body konfluence, resp. difluence. V barickém sedle dochází mezi dvěma cyklonami a anticyklonami (obr. 2.39) ke konfluenci podle osy x a difluenci podle osy y. Pole proudnic v barickém sedle nazýváme také pole deformační. Osu x> podle níž se vzduch na průsečíku O roztěká, nazýváme též osa roztažení a osu y, na níž dochází k jevu opačnému, osa stlačení. Bod O se nazývá neutrální (nebo hyperbolický) bod. Výrazný vliv na konfluenci a difluenci proudnic a na vertikální deformaci proudnic má reliéf. Jeho vliv se projevuje zvláště při indiferentním až stabilním teplotním zvrstvení při hodnotě y ^ ľ ^ 0, při zvrstvení instabilním dochází k deformaci termické, projevující se hlavně vznikem konvekční cirkulace. Obtékáním konvexních tvarů zemského povrchu dochází na jejich návětrné straně jednak k difluenci proudnic, jednak ke vzniku výstupných proudění, na závětrné straně naopak. Konkávni tvary naproti tomu způsobují konfluenci proudnic. Důsledky utváření reliéfu se vedle uvedeného projevují i tzv. orografickým zrychlením nebo zpomalením prouděni v místech, kde se proudnice přibližují nebo vzdalují, tedy v úzkých údolích, soutěskách, horských sedlech na návětrných svazích atd. Velmi výrazně je pole proudění ovlivňováno reliéfem ve vertikálním řezu. Konvexní tvary reliéfu totiž způsobují na návětrné straně ohyb proudnic vzhůru a současně jejich přibližování, na závětrné straně jejich ohyb dolů a vzdalování (obr. 2.40). U výrazných vyvýšenín se toto zvlnění proudnic může přenášet až do výšky dvacetinásobku relativní výšky překážky, může tedy zasahovat až do spodní stratosféry. Zvlnění proudnic na překážce vyvolává obvykle na její závětrné straně sérii dalších vln, které s rostoucí vzdáleností od překážky doznívají. V blízkosti zemského povrchu může za překážkou vznikat vírové 89 z(km) 15-1 10 5 tropopauza 2.40 Deformace pole proudnič ve vertikálním řezu vlivem horské překážky. 10 15 ?>) 25(km) proudění s horizontální osou. Důsledkem uvedené deformace pole proudění jsou vlnové tvary oblaků. Ve vysoké troposféře může být navíc jednou z příčin vzniku tzv. turbulence v bezoblačném ovzduší (Clear Air Turbulence — CAT), tvořené ostře ohraničenými vzestupnými a sestupnými turbulentními pohyby o rozměrech řádově 101 až 102 m, vyskytujícími se průměrně v délce kolem 30 km. 2.3.8.1.4 Denní chod rychlosti a směru větru Charakter denního chodu rychlosti větru velmi těsně závisí na výšce nad aktivním povrchem. V blízkosti povrchu je pro něj typické maximum v poledních hodinách a minimum kolem půlnoci (tzv. pevninský nebo přízemní typ denního chodu rychlosti). Ve vyšších vrstvách je charakter denního chodu rychlosti větru opačný (tzv. mořský nebo výškový typ denního chodu rychlosti). Opačný charakter denního chodu rychlosti větru v blízkosti povrchu a ve vyšší atmosféře vysvětlujeme denním chodem intenzity turbulence. V období insolace roste od ranního minima do poledních hodin konvekční výměna vzduchu mezi přízemní atmosférou a vyššími vrstvami. V důsledku toho, že se při vertikálním přemísťování vzduchových částic transportuje i jejich horizontální rychlost, vyvolává přenos z přízemní atmosféry do větších výšek brzdicí účinky na relativně rychle se pohybující vzduch ve výšce a opačně. Růst rychlosti větru v přízemní atmosféře v období insolace souvisí rovněž se skutečností, že aktivní povrch jednostranně omezuje vertikální rozměr přízemního vyrovnávacího kon-vekčního proudění, zatímco výškové může probíhat ve vrstvě o větším vertikálním rozměru. Zmenšení vertikálního rozměru přízemního vyrovnávacího proudění vede ve svém důsledku k růstu rychlosti. Změny směru větru v denní periodě závisí na denním chodu rychlosti v obou dílčích vrstvách v souladu s přímou závislostí uchylující síly zemské rotace na rychlosti větru (2.47). Ve vrstvě s přízemním typem denního chodu rychlosti větru se během dopoledních hodin proudění stáčí vpravo a po kulminaci rychlosti vlevo, ve vrstvě s výškovým typem denního chodu je časová následnost stáčení opačná. Současně s horizontální rychlostí pohybu je turbulentními víry přenášen i směr horizontálního pohybu, tzn. že proudění v blízkosti aktivního povrchu se přibližuje v období insolace směru gradientového větru (stáčí se vpravo). V nočních hodinách se od gradientového větru v důsledku zvýšeného účinku tření o aktivní povrch vychyluje vlevo. 90 í£lj |j5&2 MÍSTNÍ VÉTRY A MÍSTNÍ CIRKULAČNÍ SYSTÉMY J J .Vlivem specifického utváření reliéfu nebo rozdílných vlastností aktivního povrchu vznikají v atmosféře tzv. místní větry a místní cirkulační systémy konvektivního měřítka. Místní větry (např. bóra, fén) vznikají účinkem výrazného reliéfu na všeobecnou cirkulaci atmosféry. Místní cirkulační systémy vznikají díky rozdílům v energetické bilanci aktivního povrchu. Tyto rozdíly mohou být podmíněny buď změnami fyzikálních vlastností aktivního povrchu (např. mezi vodní plochou a kompaktním povrchem nebo městskou zástavbou a jejím okolím), nebo utvářením reliéfu, které podmiňuje rozdíly v intenzitě ozáření (rozdíly mezi svahy různých orientací a sklonů). V závislosti na denní periodicitě změn energetické bilance je pro toto proudění typická změna orientace mezi dnem a nocí. Vzhledem k jejich rozměru a poměrně malé rychlosti proudění se u těchto vírů projevuje uchylující síla zemské rotace méně než u vírů velkoprostorových. V důsledku toho se vzduch nepohybuje podél izobar, nýbrž je protíná, k čemuž přistupuje navíc i odchylka pohybu vlivem tření. Do této skupiny patří např. brízy, cirkulace vzduchu nad městy, horské a údolní větry a ledovcové větry. ^ irrA/ Příčiny vzniku fénu a jeho charakter byly již popsány v časti 2.3.4.3. f~£Pf Větry typu bóra vznikají hlavně v zimě při přetékání studeného vzduchu přes horské překážky lemující mořské pobřeží. Pohoří přitom hrají roli hráze, za níž se studený vzduch nejprve hromadí, až dosáhne výšky průsmyků a sedel, jimiž počíná přetékat velkou rychlostí (která se může blížit až 60 m. s-1) k pobřeží. Přetékání postupně zasahuje i vyšší úrovně pohoří. Původní teplota studeného vzduchu je tak nízká, že přes jeho adiabatické ohřátí při stékání ze svahů způsobuje na pobřeží v přízemní atmosféře prudký pokles teploty, poněvadž podtéká pod relativně teplý vzduch nad vodní hladinou. Výskyt větrů typu bóra je charakteristický pro pobřeží Jadranu, oblast Novorossijska, Novou Zemi nebo pobřeží Bajkalu. V údolí Rhôny má místní název mistral a v Mexickém zálivu na pobřeží Mexika a státu Texas norther. Bríza (pobřežní vánek) vzniká jako důsledek teplotních rozdílů mezi povrchem vody a pevniny za jasného a klidného počasí. V období insolace, kdy je povrch pevniny teplejší, dochází nad ním ke vzdalování izobarických ploch, a tedy ke vzniku horizontálního tlakového gradientu a větru ve výšce, orientovaného z pevniny na moře (obr. 2.41). V blízkosti povrchu jsou horizontální tlakový gradient, a tedy i proudění vzduchu opačné (tzv. mořský vánek). Nad pevninou jsou obě horizontální proudění spojena termicky podmíněným, vzestupným konvekčním prouděním a nad mořem sestupným konvekčním prouděním vzduchu, který se při výstupu nad pevninou adiabaticky ochladil. V noci jsou deformace izobarických ploch i proudění opačné. Vertikální rozměr břízové cirkulace je zhruba 1 až 2 km, rychlost proudění je v průměru 3 až 5 m. s-1. Podobný charakter má i proudění, které vzniká jako důsledek přehřátí center městské zástavby vůči nezastavěnému okolí (viz část 2.9.6.2). Horské a údolní větry tvoří poměrně složitý cirkulační systém podmíněný v období insolace přehříváním a výstupným, tzv. anabatickým prouděním v atmosféře přiléhající k ozářeným svahům (údolní vítr) a sestupným prouděním při výstupu adiabaticky ochlazeného vzduchu nad osou údolí. Tento příčný cirkulační systém je modifikován systémem r-f 990------h 1000-------- 2.41 Schéma břízové cirkulace v pe- mořep^ pevnina [rngňgf^ riodě dne s vyznačením izobar (Čárkovaně) a proudnic (plně). den noc 91 2.42 Schéma příčné a podélné cirkulace v údolí. Označení: A — ráno; B — dopoledne; C — poledne a po poledni; D — pozdní odpoledne; E — večer; F — počátek noci; G — noc; H — konec noci, počátek ozáření Sluncem (podle F. Defanta in R. Geiger, 1961). cirkulace podélné. Příčinou vzniku podélného vzestupného proudění je výraznější pro-hřívání vzduchu uzavřeného v prostoru údolí v porovnání se vzduchem nad sní ženinou, do níž údolí ústí. Obdobně jako v případě břízové cirkulace vzniká tedy horizontální tlakový gradient a proudění vzduchu při zemi proti sklonu údolí a ve výšce z údolí ven. V nočních hodinách jsou poměry opačné, v blízkosti údolních svahů ochlazovaných efektivním vyzařováním vzniká sestupné tzv. katabatické proudění — horský vítr, nad dnem údolí vzduch stoupá. Vzduch uzavřený v prostoru údolí se jako celek v porovnání se vzduchem mimo údolí výrazněji ochlazuje. Důsledkem je vznik horizontálního tlakového gradientu a podélného proudění orientovaného z údolí. Na základě vzájemného ovlivňování systému příčné a podélné cirkulace můžeme v denním chodu horského a údolního větru rozlišit osm charakteristických fází (obr. 2.42). Rychlost příčného a podélného proudění nepřesahuje obvykle 5 m. s-', vertikální rozměr anabatického proudění je maximálně 150 až 200 m a katabatického proudění 100 m. Ledovcový vítr je nárazovité katabatické proudění vznikající ochlazováním přízemní atmosféry od povrchu ledovců nebo firnovišť. 2.3.8.3 VÍROVÁ PROUDĚNÍ MALOPROSTOROVÉHO MĚŘÍTKA Vírová proudění malých rozměrů, avšak vysokých rychlostí vznikají při výrazné instabilitě teplotního zvrstvení. Patří sem jednak víry s horizontální osou — tzv. húlavy, jednak víry s vertikální osou. Húlavy vznikají na rozhraní výrazných vzestupných a sestupných proudění v přední a týlové části bouřkových oblaků. V blízkosti zemského povrchu se projevují jako krátkodobá zesílení větru o rychlostech překračujících 20 m . s-1. Při velké instabilitě teplotního zvrstvení mohou vznikat i víry s vertikální osou. Patří sem jednak prachové víry, o průměru řádově jednotek metrů, jednak víry vázané na bouřkové oblaky. Nad mořem se nazývají smrště a nad pevninou tromby (v karibské oblasti a Severní Americe tornáda). Vznikají ohybem okrajů húlavových vírů k zemi. Průměr těchto vírů je řádově 101 až 102 m, v jejich středu je tlak vzduchu o desítky až stovky milibarů 92 nižší než na periférii. Vírový pohyb vzduchu je v nich vzestupný a dosahuje rychlostí 50 až 100 m . s-1. Do víru je v důsledku toho nasáván prach nebo voda a předměty ze zemského povrchu a v horní části oblačné kapky. V důsledku toho je velmi zřetelný a má obvykle tvar nálevky rozšiřující se směrem vzhůru. Při vysokých rychlostech pohybu vzduchu má silné ničivé účinky, znásobené navíc minimem tlaku uvnitř víru. To způsobuje doslova explozi uzavřených objektů (např. budov) při postupu víru přetlakem vzduchu, který je v nich uzavřen. Největší četnost těchto vírů (více než 200 za rok) se vyskytuje ve střední části USA při advekci teplého, instabilně zvrstveného a vlhkého vzduchu z Mexického zálivu. ^_--------------------.-------------:----------;------------------—v n r-\ 2.4 VŠEOBECNÁ CIRKULACE ATMOSFÉRY J 2.4.1 VZDUCHOVÉ HMOTY ) H^- -. Troposféra se člení na fyzikálně relativně stejnorodé vzduchové hmoty, které jsou charakteristické nevelkými horizontálními gradienty meteorologických prvků a jejich zákonitou změnou s výškou, typickou pro danou vzduchovou hmotu. Horizontální rozměry vzduchových hmot dosahují v mírných šířkách 2000—3000 km, ve vertikálním směru mohou sahat _ od zemského povrchu až po trop_op_auzu nebo se nasouvají na sebe, přičemž teplejší vzduchová hmota se rozkládá ifáďchladnější. Vzduchové hmoty rozdílných vlastností jsou odděleny „atmosférickými frontami. - V závislosti na geografické oblasti, v níž se vzduchové hmoty formují, se rozlišuje: a) arktický nebo antarktický vzduch (AV, resp. AAV), bjvžducíiTmírnýčtí'šíréE^tez'zvaný polární (PV), c) tropický vzduch (TV), d) ekvatoriální vzduch (EV)*). Každá z těchto vzduchových hmot, s výjimkou ekvatoriální, se dělí na mořskou (m) a kontinentální (c) v závislosti na vlastnostech povrchu v oblasti jejího formování. Tyto základní typy se podle bližšího určení oblasti vzniku dále specifikují (např. subarktický, subpolární a monzunový vzduch). Základní charakteristiky hlavních geografických typů vzduchových hmot jsou determinovány geografickými poměry oblasti vzniku (tab. 2.5). Při jejich přemísťování dochází však v důsledku interakce se zemským povrchem a vlivem měnící se energetické bilance ke změně fyzikálních vlastností, tj. nastává transformace vzduchové hmoty, která trvá do té doby, než je dosaženo rovnováhy mezi hodnotami meteorologických prvků s podmínkami typickými pro danou oblast (dokud se nevytvoří nová vzduchová hmota). Při transformaci se buď jeden geografický typ vzduchové hmoty mění na druhý, nebo dochází k transformaci uvnitř daného typu (z mořské vzduchové hmoty na kontinentální a naopak). Z termodynamického hlediska lze vymezit 3 typy vzduchovýchJimot: 1. Teplé vzduchové.hmoty jsou ty, které se při přemístění do dané oblasti postupně ochlazují, protože jejich teplota neodpovídá podmínkám energetické bilance v této oblasti. Přinášejí oteplení, přičemž při ochlazování jejich dolní části od zemského povrchu se zmenšuje vertikální gradient teploty vzduchu a vytváří se stabilní zvrstvení, často dokonce inverze teploty. Tato situace nastává např. v chladném půlroce při proudění vzduchu oceánského původu na pevninu. Počasí je pak charakteristické výskytem oblaků St a Se, *) V posledních letech je ekvatoriální vzduch spolu s pasátovýrh považován za[ podtyp vlhkého tropického vzduchu. 93 Tabulka 2.5 Klimatické charakteristiky vzduchových hmot na stanici Bratislava, Ivanka-letiště v období 1948—1977. Podle J. Iľka, K. Kršky a F. Molnára, 1980. VH n ímax (°Q ímin (°C) t (°Q 5 r (%) Fmin ^lkm 1,1-10 km >10km mAV cAV mPV cPV mTV cTV 116 239 905 1418 12 10 2,7 -u 5,3 2,0 11,2 10,4 -2,8 -7,4 -0,3 -3,7 4,4 1,2 -0,4 -4,5 2,6 -0,9 8,0 5,7 zima 35 74 29 76 17 82 23 84 29 85 30 86 5,1 7,5 24,0 25,8 16,6 40,0 56,8 78,2 60,0 66,3 66,6 40,0 37,9 14,2 15,8 7,7 16,6 20,0 X - 2,9 -2,8 0,0 22 82 22,8 64,8 12,4 mAV mPV cPV mTV cTV 27 1067 1365 25 276 18,4 23,1 26,0 28,7 31,5 10,4 13,8 12,8 16,1 15,9 13,5 17,7 19,5 21,7 23,7 41 37 66 50 75 léto 69 75 68 73 64 0,0 0,9 0,9 0,0 0,0 37,0 45,6 41,0 76,0 53,2 62,9 53,3 57,9 24,0 46,7 X - 25,4 13,5 19,2 55 70 0,8 44,3 54,7 Vysvětlení použitých symbolů v tabulce 2.5: VH — vzduchová hmota, n — četnost výskytu dané vzduchové hmoty (cAV se během léta nevyskytl), ímax, řmin, t — průměrná maximální, minimální a denní teplota vzduchu, 5 — průměrné trvání slunečního svitu v % astronomicky možného svitu, r — průměrná relativní vlhkost vzduchu, Vmia — minimální horizontální dohlednost v uvedených intervalech v %, x — průměrná hodnota charakteristiky v daném ročním období. z nichž někdy mrholí, a vznikem advekčních mlh. Denní chod meteorologických prvků je nevýrazný, často odlišný od normálního průběhu (např. advekce tepla v nočních hodinách). Méně časté je v teplé vzduchové hmotě labilní zvrstvení (např. v létě nad pevninou v mTV a cTV, při mořském pobřeží v zimě v PV). V tomto případě je počasí příznačné oblaky druhu Cu, někdy i Cb5 lijáky a bouřkami. Denní chod meteorologických prvků je poněkud výraznější než v předchozím případě. 2. Studené vzduchové hmoty isouj^ové5--které-se--př4--píemístění do dané oblasti zdola postupně prohřívají, ale způsobují y ní ochlazení. Zahříváním od zemského povrchu v nich vzniká velký vertikální teplotní gradient a labilní zvrstvení. Tak je tomu v případě studených vzduchových hmot nad kontinenty v letním půlroce a nad oceány v chladném půlroce (někdy i v létě). Počasí je charakteristické oblaky druhu Cu a Cb, s lijáky a bouřkami, v noci se na pevnině vytvářejí i radiační mlhy. Denní chod meteorologických prvků je výrazně vyjádřený. Stabilní zvrstvení studeného vzduchu se vyskytuje jen v zimě nad pevninou (cPV a cAV). Počasí je pak zpravidla mrazivé, bezoblačné, někdy s radiačními mlhami nebo s výskytem 94 vrstevnaté oblačnosti. Denní chod meteorologických prvků je méně výrazný než v labilní studené vzduchové hmotě. 3. Neutrálrd(niistni)jyzduchové hmoty jsou ty, které si v dané oblasti zachovávají po několik dnů bez podstatné změny své základní vlastnosti. Mohou být v závislosti na výchozích vlastnostech a způsobu transformace vzduchové hmoty, z níž se tvoří zvrstvené, jak stabilně (např. v zimě nad pevninou), tak labilně (např. v létě nad pevninou). p.4.2 ATMOSFÉRICKÉ FRONTY i /J^L- a Vzduchové hmoty různých vlastností jsou navzájem odděleny poměrně úzkými přechodnými vrstvami — atmosférickými frontami. Jejich délka činí až několik set km, zatímco šířka velmi často jen desítky km. Fronty mohou sahat do výšky několika km, často až k tropo-pauze. Protože mocnost frontální vrstvy je v porovnání s rozměry vzduchových hmot, které odděluje, zanedbatelná, lze pokládat atmosférickou frontu zjednodušeně za plochu. Průsečnice frontální plochy se zemským povrchem se nazývá frontální čára (fronta). Fronty mezi základními geografickými typy vzduchových hmot se nazývají hlavní atmosférické fronty na rozdíl od podružných front, které vznikají mezi teplotně rozdílnými vzduchovými hmotami stejného geografického typu. Vedle nich existují i výškové fronty v určité výšce nad zemským povrchem v troposféře. Rozlišují se 3 hlavní atmosférické fronty: a) arktická fronta (AF), která odděluje arktický a polární vzduch, b) polární fronta (PF), která odděluje tropický a polární vzduch, c) tropická fronta (TF), považovaná za rozhraní mezi pasáty obou polokoulí. Ukázalo se však, že vzduchové hmoty ležící na obou stranách této fronty se svými vlastnostmi podstatně neliší a že frontální počasí je zde vyvoláno konfluencí proudění. Proto se místo pojmu tropická fronta užívá název tropickázráako^vver^ence^ Průměrné dlouhodobé polohy hlavních atmosférických front se označují pojmem klimatické frojily~_ir_ Atmosférické fronty jsou nositeli zvláštního frontálního počasí a mají mimořádný význam pro jeho předpověď. V atmosféře neustále dochází k jejich vzniku (frontogenezi) a zániku (frontolýze). 2.4.2.1 FRONTOGENEZE A FRONTOLÝZA K frontogenezi dochází v důsledku konfluenčních pohybů vzduchu, při nichž se k sobě přibližují vzduchové částice různých vlastností (tzv. kinematický mechanismus). Tím se zvětšují horizontální gradienty teploty vzduchu a jiných prvků a vzniká výrazné rozhraní. /'''niže nad ^N ,«*"" "*\ ( Baffinovým i i grónská výše J szálivem_^'-/ a v^_._____--' 70°'" —►]^_ 5 ^-------^ D,l .--------. r / severoame-N ▼ / ,slandská \ ncka vyse / . v c mže CD > 40° -.-—•*— © • D Ifí ' U2 í 2.43 Schéma polohy tlakových níží a výší --'sever ô-> a deformačních polí (Di, £>2) na části severní ' americká A polokoule (upraveno podle T. Bergerona in "-«.QÍže. M. S. Averkijev, 1954). --------rovník- v^ výše 95 V deformačním poli proudění (obr. 2.39) dochází k frontogenezi v případě, když izotermy jsou rovnoběžné s osou roztažení (osa x) nebo s ní svírají úhel menší než 45°. Účinkem deformačního pole se izotermy přibližují k ose roztažení, vzniká fronta. V opačném případě nastává rozpad fronty — frontolýza. V reálné atmosféře se deformační pole vytváří v barickém sedle. Jak plyne z obr. 2.43, nejpříznivější podmínky pro frontogenezi jsou v poli D2, kde izotermy jsou téměř rovnoběžné s osou roztažení. 2.4.2.2 PODMÍNKY ROVNOVÁHY FRONTÁLNÍ PLOCHY, STACIONÁRNÍ FRONTA Na nerotující Zemi by mohla nastat rovnováha mezi teplým a studeným vzduchem jen tehdy, kdyby byl veškerý teplý vzduch vytlačen nad studený a byl od něho oddělen horizontální plochou. Na rotující Zemi však rovnovážný stav může nastat i v případě, kdy frontální plocha je vzhledem k horizontu skloněna o určitý úhel a na stranu studeného vzduchu, tzn. když vzduchové hmoty leží zčásti jak nad sebou, tak vedle sebe. Úhel a je velmi malý (kolem 0,5-1°). Síla Gf frontálního tlakového gradientu směřuje ze studeného vzduchu k frontě (obr. 2.44), tzn. mělo by docházet k postupnému vytlačování teplého vzduchu a vzniku horizontálního rozhraní. Proti síle Gf však působí uchylující síla zemské rotace A a gradientovy vítr se uchyluje o 90° doprava od směru Gf. Vzájemná poloha obou vzduchových hmot se tedy nemění, fronta zůstává na místě, je stacionární. V případě, že vzduchové hmoty o teplotácřfTr(teplá) a T2 (studená hmota) se pohybují rovnoběžně s frontální čárou rychlostmi ^ a i)2, lze úhel sklonu frontální plochy a vyjádřit rovnicí ježiny ,T^-T^t (2 58) g li— lz kde

teplé vzduchové hmoty, na délce trvání a intenzitě cyklony, na ročním období, geografických podmínkách oblasti atd. Při postupu teplé fronty přes dané místo bývají pozorovány následující změny počasí (obr. 2.48): 1. Před přechodem fronty se objevují oblaka druhu Ci, vystřídaná později Cs, začíná pokles tlaku vzduchu (souvisí se zmenšováním mocnosti studené vzduchové hmoty) a postupně zesiluje vítr. 2. Objevují se As, postupně houstnoucí a přecházející v Ns. Vypadávají trvalé srážky. S přiblížením čáry fronty vítr dále sílí, pokles tlaku se zpomaluje. V zimě může dojít k rozpadu vrstvy přízemní inverze a teplota roste již před průchodem fronty. 3. Po přechodu fronty nastává vzestup teploty vzduchu, vítr se stáčí doprava (např. z jihovýchodního na jihozápadní), tj. ve směru pohybu hodinových ručiček, ustávají srážky., Pokles tlaku vzduchu je buď přerušen, nebo výrazně zpomalen. 2.4.2.4.2 Studená fronta Studenou se nazývá část fronty, která se přemísťuje na stranu relativně teplejší vzduchové hmoty. Za studenou frontou postupuje relativně chladnější vzduchová hmota, zatímco-teplejší vzduch před frontou ustupuje. Postup studeného vzduchu při zemském povrchu je zpomalován třením, čímž vzniká svérázný profil studené fronty ve tvaru tupého klínu. Frontální plocha ve své čelní části může být i svislá nebo se dokonce naklánět na protilehlou stranu. Studené fronty mohou být v závislosti na rychlosti postupu dvojího druhu. Pomalu se pohybující studená fronta 1. druhu je ve všech výškách anafrontou (obr. 2.49). Při vý- z(km) 12 10 8 6 4 2 0 2.49 Schematický vertikální, řez studenou frontou 1. druhu (podle A. S. Zvereva, 1977). (°C) (mbar) 2 r 1010r_ , 0 - 1005 - 99 2.50 Schéma studené fronty 2. druhu na přízemní synoptické mapě (a) a ve vertikálním řezu (b) (podle A. S. Zve-reva, 1977). üduch 200 (km) kluzném pohybu teplého vzduchu se vytváří stejný oblačný systém jako u teplé fronty (Ns — As — Cs), ale při přechodu fronty se mění v opačném pořadí. Velká strmost spodní části frontální plochy způsobuje navíc silný výstup teplého vzduchu provázený vznikem Cb s deštěm přeháňkového charakteru a bouřkami. Přeháňky přecházejí v trvalé srážky za frontou, které stejně jako u teplé fronty vypadávají ve studeném vzduchu. Srážkové pásmo je užší než u teplé fronty, neboť frontální plocha je strmější. Rychle se pohybující studená fronta 2. druhu (obr. 2.50) je ve spodní části anafrontou a asi od výšky 2—3 km se stává katafrontou, protože teplý vzduch nad povrchem frontální plochy má větší rychlost než samotná fronta, předbíhá ji a sestupuje podél její plochy. Vystu- (mbar ( °C) 1015r 20 r 1014 u o > to 16 I2 - | 1013 -- £ 1012 - o Q. 8 ■ 1 1011 - A 1010 - 2.51 Změny meteorologických prvku při přechodu studené fronty přes dané místo (podle A. S. Zvereva, 1977). Označení: 1 — tlak vzduchu, 2 — teplota vzduchu, 3 — relativní vlhkost vzduchu, 4 — okamžik přechodu čáry fronty. 100 pující teplý proud vzduchu se vlivem silného sestupného proudu obrací zpátky do teplé vzduchové hmoty a v místech jejich styku vzniká inverze subsidenčního typu. Bouřlivý výstup vzduchu na Čelní straně fronty vede ke vzniku Cb s intenzivními prehánkami a bouřkami. Šířka srážkového pásma je malá (kolem 50—100 km). Ve studeném vzduchu za frontou se často může vytvářet ještě další frontální rozhraní — podružná studená fronta — s oblačností stejnou jako u studené fronty 2. druhu. Při přechodu studené fronty se mění hodnoty meteorologických prvků (obr. 2.51). Před příchodem fronty., stejně jako u teplé, tlak vzduchu klesá, po jejím přechodu však vzrůstá. Intenzita všech jevů na teplé a studené frontě je závislá především na teplotním zvrstvení obou vzduchových hmot. /] 2.4.2.4.3 Okluzní fronta Protože se studená fronta, postupující obvykle za teplou, pohybuje mnohem rychleji, střetávají se po určité době při zemském povrchu dvě studené vzduchové hmoty — jedna, která ustupovala před teplou frontou, a druhá, která pronikla za studenou frontou. Teplý vzduch je tak vytlačen od zemského povrchu do výšky. Tento proces splývání front se nazývá okludování. Místo, kde se studená fronta začíná dotýkat teplé, se nazývá okluzní bod. Mají-li obě studené vzduchové hmoty stejnou teplotu, při zemi se mezi nimi nevytváří žádné frontální rozhraní (tzv. neutrální okluze). Ve většině případů jsou však teploty a další charakteristiky obou hmot rozdílné a vzniká mezí nimi fronta. Je-li studený vzduch pronikající za studenou frontou teplejší než studená vzduchová hmota před teplou frontou, vzniká mezi nimi teplá okluzní fronta. V opačném případě jde o studenou okluzní frontu (obr. 2.52). Oblačný systém okluzní fronty a změny počasí s ní související jsou kombinací oblačných systémů, resp. počasí teplé a studené fronty. V Evropě se teplé okluzní fronty vyskytují nejčastěji v chladném půlroce, studené okluzní fronty v teplém půlroce. 2.4.2.5 VLIV OROGRAFICKÝCH PODMÍNEK NA ATMOSFÉRICKÉ FRONTY Teplé fronty poměrně snadno překonávají i vysoké horské překážky. Studené fronty bývají zadrženy horami o výšce přes 2 km. Studený vzduch pohoří obtéká a vytlačuje teplý vzduch na druhou stranu pohoří a směrem nahoru. Přitom dochází k deformaci fronty a vzniká tzv. orograňcká okluze. 2.52 Schematický vertikální řez teplou (a) a studenou (b) okluzní frontou (podle A. S. Zvereva, 1977). 101 2.4.3 VŠEOBECNÁ CIRKULACE ATMOSFÉRY A (A Všeobecnou (též planetární) cirkulací atmosféry se rozumí systém stálých vzdušných proudění velkého měřítka odpovídajících rozměrům kontinentů a oceánů, které sahají od zemského povrchu do spodní mezosféry. Je určena mnoha faktory, z nichž nejvýznamnější jsou sluneční záření, rotace Země, nehomogenita zemského povrchu a tření o zemský povrch. Sluneční záření je hlavním faktorem vyvolávajícím a udržujícím všeobecnou cirkulaci atmosféry. V troposféře teplota vzduchu klesá od rovníku k pólům, ve stratosféře je tomu naopak. V případě nerotující Země s homogenním povrchem by se vytvořila jednoduchá cirkulace mezi termicky podmíněnými oblastmi nízkého tlaku vzduchu v oblasti rovníku a vysokého tlaku při pólech. Teplý vzduch by vystupoval v oblasti rovníku a ve výšce by odtékal k polárním oblastem, odkud by při zemském povrchu proudil studený vzduch k rovníku. Na rotující homogenní Zemi by popsaný cirkulační mechanismus byl pozměněn působením uchylující síly zemské rotace. Ta by způsobila odchylku výškového proudění směřujícího na sever a na jih od rovníku, která by v blízkosti 30. rovnoběžky dosahovala asi 90°. Hromadění vzduchu v těchto šířkách by způsobilo místní zvýšení tlaku a vznik dynamicky podmíněného subtropického pásu vysokého tlaku. Protože v mírných šířkách se projevuje intenzívní cyklonální činnost, utvářel by se zde pás nízkého tlaku vzduchu. Popsané rozložení hlavních tlakových útvarů na rotující homogenní Zemi by vedlo k 3 relativně samostatným cirkulačním mechanismům na každé polokouli, přičemž výměna vzduchu by byla určena směrem horizontálního tlakového gradientu vždy mezi dvěma sousedními pásy s různým tlakem vzduchu. Skutečné rozložení tlaku vzduchu a systém proudění při zemském povrchu (obr. 2.53, příloha 13) však ukazují, že cirkulační mechanismus je podstatně složitější. Vedle uvedených faktorů je třeba uvažovat i vliv nehomogenního zemského povrchu (pevnin a oceánů), tření vzduchu o zemský povrch, kterým se vždy zmenšuje rychlost proudění a mění se jeho směr atd. K základním zákonitostem všeobecné cirkulace atmosféry, které obrážejí vliv hlavních faktorů, patří: 1. převážně vírový charakter atmosférických pohybů (přílohy 10, 11), 2. převaha rychlostí horizontálních pohybů nad vertikálními v měřítku velkoprostorových vírů (asi lOkrát vyšší), 3. převládání zonálního proudění (tj. ve směru rovnoběžek) nad meridionálním (tj. ve směru poledníků), 4. nestacionárnost pohybů atmosféry, jejich neustálá proměnlivost a nepřetržité změny atmosférické cirkulace a jejích složek, 5. změny směru a rychlosti proudění od vrstvy k vrstvě a nerovnoměrné rozdělení pohybové energie ve vertikálním a horizontálním směru, 6. změny směru a rychlosti proudění při přechodu od sezóny k sezóně. Základní představu o všeobecné cirkulaci při zemském povrchu podává schematicky obr. 2.54, v meridionálním řezu obr. 2.55. Nad mezní vrstvou atmosféry, kde lze zanedbat vliv tření, směřuje obecně horizontální tlakový gradient od rovníku k pólům a vlivem uchylující síly zemské rotace převládá v troposféře a spodní stratosféře přenos vzduchových hmot od západu k východu, především v mírných a vysokých zeměpisných šířkách. Kromě vírových pohybů jsou pro atmosféru typické i vlnové pohyby, k nimž patří především pohyby vyvolané atmosférickými slapy, kolísání výšky tropopauzy, vlnové pohyby na hranicích vrstev atmosféry s odlišnou hustotou a vlny způsobené deformací proudění reliéfem. 102 bi 180° 120° 60 0° 60" 120° 180° 120° T-7--------\ 60" ífl" 0" 20" .10" 180" 2.53 Barické pole a pole proudění vzduchu při zemském povrchu v lednu (a) a v červenci (b) (podle W. Weischeta, 1977). Označení: TZK — tropická zóna konvergence, PF — polárni a AF — arktická fronta. 103 . _ konvergence r- Ironty =£> teplé větry ■* studené větry subpolární pás nízkého tlaku subtropický pás vysokého tlaku tropická zóna konvergence subtropický pás vysokého tlaku subpolárni pás nízkého tlaku polární výše 2.54 Schéma všeobecné cirkulace atmosféry při zemském povrchu a v me-ridionálním řezu (podle H. Flohna, 1950). Označení: E — východní větry — též šrafované, W — západní větry, NE pasát— severovýchodní pasát, SE pasát — jihovýchodní pasát. Na severní polokouli znázorněn meridio-nální typ cirkulace, na jižní zonální typ. \ ® pól východní 60° 30° rovník Situace. V proudění N západní proudění V pasáty TZK zima i'ýchodni V proudění N západní prouděni V pasáty TZK 'r-.-.C 2.55 Schematický meri-dionální řez cirkulací zemské polokoule a její sezónní změny (podle W. Wei-scheta, 1977). 2.4.3.1 CIRKULACE TROPICKÝCH ŠÍŘEK Cirkulace tropických šířek zajišťuje transport přebytku tepla získaného intenzívním pohlcováním slunečního záření do jiných částí Země. Hlavní hybnou silou tropické cirkulace je neustále se uchovávající rozdíl teplot mezi ekvatoriálními oblastmi a subtropy. Schematicky je cirkulace v meridionálním řezu popsána Hadleyovou buňkou (obr. 2.55). Cirkulace tohoto typu existuje po celý rok pouze v oblasti Tichého a Atlantského oceánu. Hlavními složkami tro^ické_ch^kulace_jsou tropická_zóna konyergejice, pasáty, monzuny a tropické cyklony. 104 2.4.3.1.1 Tropická zóna konvergence Rozumí se jí tropické pásmo nízkého tlaku vzduchu (ekvatoriální níže)» popi. pouze jeho aktivní části, kde se projevuje konfíuence vzdušných proudění a výstup vzduchu vedoucí ke vzniku kupovité oblačnosti. JBěhern roku se zóna posunuje v závislosti na poloze Slunce. ~Např. na 40° v. d. se její poloha mění od 10° j. š. v lednu do 22° s. š. v červenci. Charakteristickým rysem počasí tropické zóny konvergence je asymetrie v rozložení oblačnosti a srážek v případě, že její přízemní poloha je posunuta o několik stupňů na sever od rovníku. Příkladem je rozložení oblačnosti a srážek v západní Africe, kde se na sever od zóny projevuje suché a jasné počasí, zatímco ve vzdáleností 300—600km na jih od její přízemní polohy je silně vyvinutá konvekce s lijáky a bouřkami (obr. 2.56). Když se totiž tropická zóna konvergence rozkládá na sever od rovníku, pasáty jižní polokoule přecházející rovník se prudce stáčejí (uchylující síla zemské rotace mění znaménko) a vytváří se druhotná zóna konvergence jižně od základní polohy. V případě, že se tropická zóna konvergence nachází v blízkosti rovníku, rozpadá se na dvě vnější a jednu vnitřní zónu. Ve vnějších vzniká při silné konvergenci mohutná oblačnost a vypadává velké množství srážek, zatímco ve vnitřní zóně jsou jen malé oblasti slabé konvergence, někdy doprovázené západními větry. Častější jsou vsak zde slabé větry proměnlivých směrů (pásmo rovníkových tišin). Převládají-li ve vnitřní zóně východní větry, mohou se nad tropickou zónou konvergence vytvářet sestupné pohyby vzduchu způsobující její rozpadávání a zlepšení počasí. Tropická zóna konvergence i v případě zostření, kdy může připomínat frontu, nepředstavuje výraznější teplotní rozhraní. Podstatnější jsou však rozdíly ve vlhkosti oddělovaných vzduchových hmot. 2.4.3.1.2 Pasáty Mezi subtropickou oblastí vysokého tlaku vzduchu a ekvatoriální níží jsou ve spodní troposféře pozorovány silné stálé větry nazývané pasáty (tab. 2.6). Vanou v oblasti od 20^země-pisné šířky zimní polokoule do 30° Šířky letní polokoule, na severní polokouli jako větry z (km) 2.56 Schematický meri-dionální řez tropickou zónou konvergence (TZK) v západní Africe (kontinent šrafován) (podle H. Flohna in G. G. Taraka-nov, 1980). L ! i ; Březen CS> & fi Srpen :j i rri i i i / ľ) i', t rl'i '/ /1 I Il'l I ľI i r ; 1 / , , r/i'i 1 ;TT7I 20°s. š. 15 10 £ $ a o*<& 105 východoseverovýchodní,jia jižníjako yýchodojihovýchodní. To znamená, že v libovolné části roku je 1/3 zemskéhb~povrchu pod vlivem pasátů. Rychlost pasátů se pohybuje mezi 5—8 m . s_1. Pasáty jsou nejlépe vyvinuty nad východními částmi oceánů. Tabulka 2.6 Relativní četnosti výskytu pasátů severní a jižní polokoule. Podle R. Scherhaga, J. Blüthgena a W. Lauera, 1977. Stanice 9> A Četnosti (%) leden červenec průměr Vádí Haifa Gin-Salah Paramaribo Colon , Salina Cruz Honolulu Alice Springs Tábora Corumbá 22° s. 5. 27° s. š. 6° s. š. 9° s. š. 16° s. š. 21° s. š. 24° j. š. 5° j. š. 19° j. š. 32° v. d. 3° v. d. 55° z. d. 80° z. d. 95° z. d. 158° z. d. 134° v. d. 32° v. d. 58° z. d. 100 83 99 96 89 76 70 63 78 82 82 94 51 91 96 72 97 94 91 82 96 74 90 86 71 80 86 V zóně pasátů lze vydělit 3 ostře vyjádřené vrstvy: 1. Vrstva spodních pasátů, dosahující mocnosti od 500 m v blízkosti subtropických maxim do 2500 m na hranici ekvatoriální níže. Vzduch je v ní nad oceány vlhký a jeho teplota roste směrem k rovníku. 2. Vrstva pasátové inverze, jejíž mocnost vzrůstá od několika set m do 1 km v blízkosti rovníku stejně jako výška (do 2 km). Vznik inverze souvisí s ohříváním vzduchu při jeho sesedání v zóně subtropických anticyklon a s následujícím ochlazováním spodních vrstev od chladnějších vod oceánů nebo od relativně chladnější pevniny v zimě. Proto jsou inverze nejvýraznější v zimě nad východními částmi oceánů, kde převládají studené mořské proudy. 3. Vrstva horních pasátů sahá v oblasti subtropů v průměru do výšky 6 km, na hranicích ekvatoriální deprese do 10 km. Horní pasáty mají východní směr a jsou slabší než spodní pasáty. Vzduch v této vrstvě je celkově stabilnější a sušší než ve vrstvě spodní. Počasí v oblasti pasátů je bezprostředně ovlivňováno existencí pasátové inverze, která brání vertikálnímu vývoji kupovité oblačnosti při labilním zvrstvení spodního pasátu (příloha 8), Oblačnost je často druhu Se a nedosahuje hladiny ledových jader. Proto tam srážky nepadají vůbec nebo se omezují na krátkodobý drobný déšť. Pasátová inverze je narušena v oblasti tropické zóny konvergence. 2.4.3.1.3 Antipasáty V klasickém pojetí tropické cirkulace označoval pojem antipasáty odtok vzduchu z nízkých šířek ve výškách od 8—12 km v blízkosti rovníku do 4—6 km na 25°—30° j. š. a s. š. Zde mělo proudění působením uchylující síly zemské rotace nabývat čistě západního směru. Ve skutečnosti má proudění svrchní troposféry jen malé meridionální složky rychlosti, tj. ve větší části tropického pásma je odlišné od antipasátů, které nejlépe připomíná proudění nad západními částmi oceánů (především v chladném půlroce na jižní polokouli). Jinak je během celého roku pozorován mezi 25—30° j. š. v hladině 200 mbar subtropický jet stream se silnými západními větry. Analogické proudění na severní polokouli se projevuje jen v zimě na 30—35° s. š. V létě je nahrazeno v oblasti kolem 10° s. š. silným východním tropickým jet streamem nad Asií a Afrikou. Tropický východní jet stream v hladině 200 mbar je 106 pozorován také v létě na jižní polokouli mezi 10—20° j. š. nad Afrikou., Jižní Amerikou a Austrálií. V místech, kde pozorované větry svým charakterem připomínají antipasáty, si zachovávají meridionální složku jen do zeměpisné šířky 16—20°. 2.4.3.1.4 Monzuny Monzuny jsou definovány j ako „stálá vzdušná proudění sezónního charakteru jaad značnými částmi zemského povrchu, která se vyznačují náhlou, protichůdnou nebo téměř protichůdnou změnou převládajícího směru větru mezi zimním a letním obdobím (tab. 2.7). Hlavní příčinou vzniku monzunové cirkulace je nestejné zahřívání pevnin a oceánů, které vede k termicky podmíněným rozdílům v rozložení tlaku vzduchu. Monzun ve spodní troposféře směřuje z oblasti vysokého tlaku vzduchu na stranu nízkého tlaku. V důsledku změny teplotních podmínek se v zimě na pevnině vytváří oblast vysokého tlaku, v létě nízkého tlaku, takže proudění směřuje v zimě z pevniny na oceány (zimní monzun) a v létě z oceánů na pevninu (letní monzun). Protože monzunová cirkulace je důsledkem nestejného zahřívání pevnin a oceánů, není vázána pouze na tropy, ale vyskytuje se i v jiných částech Země (obr. 2.57). Její rozvoj je závislý na tvaru kontinentů, reliéfu a na cirkulaci ve svrchní troposféře. au 80 31)______ 0 30 60 90_________120 ISO 180 150 120 90 M ______________i_______í_____________________________________________________________________I___I_______C3. Libovolná vědní disciplína dosáhne vysoké úrovně, pouze je-li způsobilá nejen správně popisovat zkoumané jevy, ale také je předpovídat. Tuto roli plní v soustavě meteorologických věd synoptická meteorologie, která studuje zákonitosti vývoje atmosférických procesů s cílem předpovědi počasí. Předpovědi počasí patří do kategorie nejsložitějších a nejobtížnějších vědeckých prognóz, protože změny počasí závisí na mnoha faktorech, především transformačních, cirkulačních a místních. Změny počasí lze předvídat jen na základě poznání geografického rozložení meteorologických prvků a jevů v globálním měřítku, jejichž hodnoty se pro daný časový okamžik vynášejí speciálními znaky a čísly do mapy (synoptická mapa). Tyto výchozí údaje se získávají z přízemních meteorologických a aerologických měření v síti synoptických a aerologických stanic, odkud se v zašifrované podobě okamžitě předávají na pracoviště meteorologické služby, kde se předpovědi připravují. 2.5.1 PROSTŘEDKYf SYNOPTICKÉ ANALÝZY A PŘEDPOVĚDI POČASÍ 2.5.1.1 SYNOPTICKÉ MAPY Přízemní synoptické mapy obsahují údaje z přízemních meteorologických měření a pozorování jednotlivých stanic zašifrovaných ve zprávě SYNOP, které se překreslují v podobě staničních kroužků podle určitých symbolů do mapy. Přízemní synoptické mapy (obr. 2.62) umožňují analyzovat přízemní pole teploty vzduchu, tlaku vzduchu a větru a stanovit polohu synoptických objektů. K analýze polí meteorologických veličin v různých výškách se používají výškové synoptické mapy (mapy barické topografie — viz část 2.3.7.2), které se vykreslují podle zprávy TEMP o aerologických měřeních. 115 2.62 Analyzovaná přízemní synoptická mapa z termínu 12 h GMT dne 12. 10. 1962 (podle A. S. Zvereva, 1977). 2.5.1.2 DIAGRAMY A GRAFY Aerologické diagramy slouží k analýze výsledků vertikální sondáže atmosféry. Umožňují analyzovat změny teploty a vlhkosti vzduchu s výškou a stanovovat další dodatečné charakteristiky atmosféry. Vertikální řezy atmosférou mohou být prostorové nebo časové. Prostorový vertikální řez je graf, s jehož pomocí lze analyzovat stav atmosféry podle výsledků současné sondáže 116 atmosféry v řadě míst. Jestliže se do grafu, na jehož jedné ose je čas t a na druhé výška z, vynášejí výsledky po sobě následujících sondáží atmosféry v daném místě, lze podle něho sledovat v různých výškách časové změny počasí (časový vertikální řez). Pomocné nomogramy, tabulky a grafy slouží synoptikovi k diagnóze a předpovědi počasí (např. grafy a nomogramy pro předpověď toploty, oblačnosti, srážek). 2.5.2 HLAVNÍ PRINCIPY SYNOPTICKÉ ANALÝZY Synoptická analýza vychází ze studia fyzikálních zákonitostí vývoje atmosférických procesů pomocí synoptických map. Mezi její přednosti patří přehlednost a operativnost. Opírá se o následující principy: a) Komplexnost analýzy. Charakteristiky počasí se neanalyzují izolovaně, ale komplexně, . s ohledem na"]ějich souvislosti a vzájemnou podmíněnost. b) Trojrozměrnost analýzy. Studují se vlastnosti atmosféry nejen v jedné horizontální úrovni (tj. při zemském povrchu), ale v různých úrovních (tj. v celé troposféře a spodní stratosféře). c), Historická posloupnost analýzy. Procesy v zemské atmosféře jsou často dlouhého trvání, takže jejich vývoj lze sledovat na několika za sebou následujících mapách, tj. výsledky analýzy dané synoptické mapy je třeba porovnávat s analýzou předchozích map. Synoptická metoda umožňuje víceméně úspěšně překonávat těžkosti souvisící s nedostatky prvotní meteorologické informace, s její časovou a prostorovou diskontinuitou. Dosahuje se toho jednak interpolací (tj. nalezení dílčích hodnot meteorologických prvků podle jeho hodnot na dvou nebo více meteorologických stanicích), jednak extrapolací (tj. nalezení předpokládané hodnoty meteorologického prvku mimo oblast, kde jsou hodnoty prvku známy). Interpolace a extrapolace může být jak prostorová (v horizontálním a vertikálním smyslu), tak časová (mezi termíny pozorování i mimo ně) a je tím úspěšnější, čím jednodušší je zákonitost změny daného meteorologického prvku v prostoru a čase. 2.5.3 KLASIFIKACE PŘEDPOVĚDÍ POČASÍ Předpovědi počasí lze podle doby, na kterou se vydávají, dělit na: a) krátkodobé (na 24—36 h, popř. na 2 dny) b) střednědobé (na 3—5 dnů) c) dlouhodobé (na více než 5 dnů). Podle prostoru, k němuž se vztahují, se dělí na: a) místní předpovědi (pro letiště, město atd.), b) oblastní předpovědi (pro geografickou nebo administrativní oblast), c) traťové předpovědi (pro letovou či plavební trasu). Podle určení uživatelům se předpovědi dělí na: a) obecné, které jsou určeny pro informaci občanů, b) speciální, určené pro konkrétní uživatele (např. pro letectví, zemědělství, energetiku). Někdy se užívá pojem klimatologická předpověď, kdy se předpovídá výskyt určité hodnoty meteorologického prvku podle největší klimatologické pravděpodobnosti opakování. 2.5.4 METODY KRÁTKODOBÉ PŘEDPOVĚDI POČASÍ Metody krátkodobé předpovědi počasí se dělí na: a) synoptické, založené na analýze synoptických map, kvalitativně fyzikálních závěrech z této analýzy a kvantitativních výpočtech, b) ^mimerické (hydrodynaniické), které se opírají o řešení rovnic termodynamiky a hydrodynamiky s použitím počítačů, 117 c) fyzikálně statistické, založené na znalosti statistických zákonitostí změn počasí a výpočtů pravděpodobností jeho různých charakteristik. 2.5.4.1 PODSTATA SYNOPTICKÉ METODY PŘEDPOVĚDI POČASÍ Synoptická metoda předpovědi počasí spočívá v řešení následujících etap: a) Na synoptických mapách se analyzuje pole tlaku a větru při zemském povrchu a v různých výškových hladinách. Určuje se geografická poloha synoptických objektů (cyklon _ a anticyklon, vzduchových hmot, atmosférických front) a_prognózuje ^jsjj^Lpxemísťoyání. b) Podle zákonitosti vývoje atmosférických procesů a jejich tendencí zjištěných při analýze synoptických map a porovnáním za sebou následujících map se předpovídá vývoj synoptických objektů a také vznik a zánik tlakových útvarů. c) Po stanovení synoptických objektů a jim odpovídajících charakteristik počasí, které se budou vyskytovat v dané oblasti v době, pro kterou se sestavuje předpověď, se předpovídají podmínky počasí s přihlédnutím k dennímu chodu meteorologických prvků. d) Doplňkově se uvažuje vliv místních faktorů na synoptické objekty a podmínky počasí. V popsaném schématu synoptické metody předpovědi počasí lze vymezit jednak předpověď celkové synoptické situace, jednak vlastní předpověď podmínek počasí. Proto se uplatňují nejen kvalitativní závěry synoptika, ale i kvantitativní zhodnocení včetně dílčích metodik prognózy jednotlivých meteorologických prvků. 2.5.4.2 PODSTATA NUMERICKÉ METODY PŘEDPOVĚDI POČASÍ Numerická metoda předpovědi počasí spočívá v použití rovnic hydrodynamiky a termodynamiky pro výpočet časových změn hodnot meteorologických prvků podle jejich výchozích hodnot. Nejpropracovanější je metoda předpovědi barického pole, přesněji změn výsek izobarických ploch H. Postup je následující: a) Prvním krokem je získání prognostické rovnice, tj. stanovení funkční závislosti typu ^-/C*,**),! (2.59) kde pravá část obsahuje hodnoty meteorologických veličin v různých bodech mapy (uzlech sítě se souřadnicemi x, y, z) a hodnoty derivací meteorologických veličin (tedy H) podle proměnných x, y, z, ale ne podle času. Na základě prognostické rovnice se dále rozpracovává pracovní schéma numerické předpovědi s využitím počítače. b) Výpočet levé části rovnice (2.59) se provádí v každém bodě sítě s časovým krokem Bt„ přičemž obvykle 8t «a 1 h. Předpokládá se, že během doby 8ř je —r—- = konst. Tehdy ke konci prvního roku 8r = 1 v daném uzlu sítě dostáváme Ht0 + Sl = Hl0+ (j£\x. (2.60) Jestliže v pravé části rovnice (2.59) je obsažena charakteristika počasí A, která se také časem mění, pak se vy číslu j e i nová hodnota charakteristiky: dA Aío + 8t = At0+-^-. (2.61) Nové hodnoty Ai v uzlech sítě jsou výchozími údaji pro výpočet v následujícím kroku, tj. pro stanovení veličiny Hto + 28í = Ht„ + 8í + í "gT-p- (2.62) 118 Přitom je -r- h # í> (f)- Jestliže interval, pro který se předpověď sestavuje, zahrnuje n kroků Sř, je nakonec Ht = Ht0 + n8t + í-^-)». (2.63) c) Jsou-li hodnoty Ht vyčísleny pro všechny uzly sítě, získáváme prognostickou mapu AT, kterou lze analyzovat a použít pro předpověď počasí. Použití numerických metod umožňuje maximální automatizaci sběru a zpracování meteorologické informace. Dosud se však nedaří touto metodou uspokojivě předpovídat všechny meteorologické prvky. Plyne to z mimořádné složitosti popisu rozmanitých fyzikálních procesů v atmosféře prognostickými rovnicemi. Přesto numerické metody patří k nejperspektivnějším při dalším zdokonalování předpovědí. 2.5.4.3 PODSTATA FYZIKÁLNĚ STATISTICKÝCH METOD PŘEDPOVĚDI POČASÍ Fyzikálně statistické metody předpovědi vycházejí z použití matematické statistiky Vťěořiě pravděpodobností k vyjadřování zákonitostí atmosférických procesů a prognostických závislostí mezi různými charakteristikami počasí. Na rozdíl od funkční závislosti vyjadřované vztahem (2.59) využívají statistické metody údaje výběrových souborů minulých let pro stanovení statistických závislostí a sestavení prognostické regresní rovnice, např. typu At = axBx + a2B2 + ... + a„Bn> ; {(2.64) kde At je předpovídaná charakteristika počasí pro časový okamžik t (prediktant), Bi (i = 1, 2, ..., n) prediktory, tj. hodnoty meteorologických veličin ve výchozím čase ř0 nebo v předcházejících pozorovacích termínech, ax koeficienty určující váhu každého prediktoru. Nejtěžším úkolem je výběr regresní rovnice, zvláště je-li nedostatečně jasná fyzikální podstata faktorů majících vliv na změny A. Regresní rovnice získané z údajů jednoho výběrového souboru nemusí vyhovovat druhému souboru, proto je třeba prognostickou závislost prověřovat na nezávislém materiálu. 2.5.5 DLOUHODOBÁ PŘEDPOVĚĎ POČASÍ Úloha dlouhodobé předpovědi počasí je vzhledem k období, na které se prognózuje ^dekáda, měsíc, roční období či rok), podstatně složitější než v případě krátkodobé předpovědi a je pochopitelně i méně přesná. Dlouhodobá předpověď je orientovaná na stanovení všeobecných charakteristik budoucího počasí, např. na určení stupně zonality či meridiona-lity cirkulace, stanovení odchylek teploty vzduchu a srážek od normálu atd. Ovšem i stanovení všeobecných charakteristik počasí se potýká s řadou problémů. Analýza nemůže vycházet z každodenních synoptických map, ale ze souborných map nebo z map rozložení průměrných hodnot meteorologických prvků za určité období. Metody opírající se o setrvačnost v chodu meteorologických dějů, o rytmy a periody v jejich chodu, o stanovení korelačních závislostí atd. nedávají zatím uspokojivá řešení. Poměrně nejrozšířenější a nejúspěšnější je metoda výběru analogií, vycházející z předpokladu, že při stejných výchozích podmínkách v jednotlivých případech následuje stejný další vývoj. Pro účely dlouhodobé prognózy se hledají s různým úspěchem i vazby mezi atmosférickými jevy a sluneční činností. 119 2.6 KLIMA ZEMĚ A JEHO GENEZE Jak plyne ze současné definice klimatu obsažené v úvodní kapitole této učebnice, je klima výsledkem čtyř skupin základních klimatotvorných faktorů: astronomických, cirkulačních, geografických a antropogenních. S výjimkou poslední skupiny byla těmto faktorům věnována pozornost v částech 2.3.1 až 2.4.3.2.5. Všechny faktory spolu těsně souvisí a mnohostranně se ve svých účincích na formování klimatu ovlivňují. Geneze klimatu probíhá v planetárním geosystému, tj. v krajinné sféře Země. Režim stavů atmosférického geosystému je jedním ze základních faktorů ovlivňujících ve větší nebo menší míře vývoj ostatních geosystému — litosféry, hydrosféry, kryosféry, pedosféry, biosféry a socioekonomické sféry, přičemž je těmito geosystémy sám ovlivňován. Tyto geo-systémy představují tedy z hlediska klimatu jako systému jeho subsystémy. i_A^on^kkjmiJaktorv jsou určeny časové a prostorové změny bilance záření a energetické bilance systému ak^ivnTpôvrch—atmosféra, podmíněné zenitovou vzdáleností Slunce, "změnou vzdálenosti Země od Slunce, pohlcováním a rozptylem záření v ideální atmosféře. """Zenitová vzdálenostŠfuncemFv souladu se vztahem (2.3) určující vliv na insolaci, její trvání a na celou bilanci záření. Na zemském povrchu je vliv zenitové vzdálenosti Slunce na insolaci a bilanci záření do značné míry ovlivněn rušivými vlivy rozdílné propustnosti a rozptylu záření v reálné atmosféře, změnami albeda a složek dlouhovlnného záření na aktivním povrchu i v atmosféře, tedy faktory cirkulačními a geografickými. Přesto převládá v rozložení intenzity přímého a celkového záření i bilance záření zonalita, podmiňující dále převládající zonálnost v rozložení teploty zemského povrchu a atmosféry a dalších klimatických prvků a jejich režimu. DůsledkeiTA_yliai_astJOJiQmickvch faktorů je tedy šířkové uspořádání (šířková pásmovi-tost) celého planetárního geosystému do geosystému regionálních, tzv. geomů, které z hlediska klimatu odpovídají jeho typům. Jejich klima bude popsáno komplexně v části 2.7.3.1. Šířková pásmovitost v uspořádání geomů a jejich klimatu je nejlépe vyjádřena na oceánech a v nížinách, v horských oblastech je narušena vlivy reliéfu, popsanými již v částech 2.3.1.8, 2.3.4.3.1, 2.3.6.2 a 2.3.8.1.3 a uvedenými dále. Projevem vlivu reliéfu je tzv. vertikální stupňovitost geomů a jejich klimatu. Skupina geografických faktorů Vyplývá z klimagenetického charakteru litosféry, kryosféry, hydrosféry a biosféry. Účinek geografických faktorů se projevuje jak v měřítku klimatu geomů (typů klimatu), tak v měřítku klimatu jejich částí. K těmto faktorům patřil rozložení pevnin a oceánů, druh. struktura a složení aktivního povrchu pevnin a jeho podloží (např. druh půdního pokryvu, pokrytí povrchu pevnin vegetací, sněhem nebo ledem), utváření reliéfu pevnin a teplota povrchové vrstvy vody oceánů. Néřo^olnernost rozložení pevnin a oceánů a vliv rozdílů v teplotě mořské vody se projevuje především ve výrazných zonálních a meridionálních rozdílech bilance záření a energetické bilance v měřítku geomů. Důsledkem toho je narušení zonálního rozložení a režimu všech klimatických prvků a existence specifických klimat — kontinentálního a oceánského — hlavně na severní polokouli, kde je plocha kontinentů větší než na jižní. Zatímco vliv makroreliéfu a pokrytí rozsáhlých ploch povrchu pevnin sněhem nebo ledem se projevuje především ve formování makroklimatu (projevuje se tedy v měřítku geomů), vlivy mezoreliéfu, mikroreliéfu, složení a struktury aktivního povrchu a vegetaee se podílejí hlavně na formování lokálních klimatických podmínek v měřítku mezoklimatu, místního klimatu a mikroklimatu. Makroreliéf pevnin podmiňuje vertikální změnu geosystému, tedy vznik vertikálních geomů. Vertikální změna klimatu geomů (výšková klimatická stupňovitost) závisí v první řadě na změnách bilance záření s nadmořskou výškou. Důsledkem těchto změn jsou 120 jednak vertikální změny teploty přízemní atmosféry, jednak výrazné expoziční rozdíly klimatu různě ukloněných a orientovaných svahů. Druhým faktorem podmiňujícím vertikální klimatickou stupňovitost jsou modifikace proudění vzduchu a s nimi souvisící vertikální změna podmínek zavlaženi. Markantním výsledkem těchto vlivů je v horských oblastech vertikální stupňovitost vegetace. Z uvedeného plyne, že vertikální změny klimatických prvků jsou v podstatě intenzivnější než změny horizontální a v důsledku toho mají i klimatické stupně podstatně menší rozměry než klimatické pásy. Vedle změny nadmořské výšky je důležitým faktorem, často podstatně modifikujícím vertikální klimatickou stupňovitost, utváření reliéfu a s ním souvisící expoziční rozdíly v energetické bilanci a jejich důsledky — místní cirkulační systémy, specifický režim teploty a vlhkosti vzduchu. V uzavřených horských kotlinách může být důsledkem tvorby výrazných teplotních inverzí dokonce opačná vertikální stupňovitost vegetace než na svazích konvexních tvarů reliéfu. Vertikální klimatická stupňovitost je často narušována expozičními faktory, takže vedle vertikálních stupňů klimatu pozorujeme v horách i výraznou expoziční asymetrii. matotyorjj^ faktory vyplývajíz ekonomické činnosti lidské společnosti. í odpadní uměle vyrobené energie do planetárního geosystému (tzv. tepelným znečištěním atmosféry, které je důsledkem malé účinnosti současných zařízení nsrvyrobu energie), emisemi pevných, kapalných a plynných znečištěnin do atmosféry (příloha 6) a přetvářením složení, struktury i utváření aktivního povrchu. Emise odpadního tepla, znečištěnin a změny aktivního povrchu vedou v první řadě k narušení energetické bilance systému aktivní povrch—atmosféra. Toto narušení má zatím převážně místní charakter a vede ve svých důsledcích ke vzniku specifického místního režimu klimatických procesů, dějů a jevů, které shrnujeme pod pojmem klima měst (část 2.9.6). Rozptylem znečištěnin v atmosféře, který je podmíněn turbulentním charakterem proudění, jsou však lokálně emitované znečištěniny transportovány do značných výšek a na značné vzdálenosti, k čemuž přistupuje navíc znečištění vysoké troposféry a spodní stratosféry stále narůstajícím leteckým provozem. Procesy probíhajícími v atmosféře se tedy mění původně místní charakter znečištění na znečištění globální. Růst tepelného znečištění je těsně vázán na exponenciální růst výroby. Lze předpokládat, že kolem r. 2050 může dosáhnout množství uměle vyrobené energie na Zemi úhrnné intenzity slunečního záření. Za předpokladu dosavadní efektivnosti zařízení na výrobu energie by to znamenalo narušení současné rovnováhy energetické bilance systému aktivní povrch— atmosféra, a tedy i narušení klimatu v měřítku celé planety. Emise znečištěnin do atmosféry a jejich transport vzdušným prouděním má důsledky jednak ve změně chemismu atmosféry, jednak jejích fyzikálních vlastností. Produkce umělých příměsí exponenciálně stoupá a navíc v atmosféře prodělávají řadu chemických, fyzikálních, popř. fyzikálně chemických přeměn, do nichž mohou vstupovat i příměsi přirozené. Výsledkem těchto přeměn jsou tzv. znečištěniny sekundární. Typickým příkladem výsledku fyzikálních nebo fyzikálně chemických reakcí primárních znečištěnin jsou tzv. smogy (z angl. smoke — kouř, fog — mlha). Z plynných znečištěnin jsou do atmosféry emitovány v největším množství SQz, C02, CO a oxidy dusíku, které mají současně nejvýraznější negativní účinky na jednotlivé komponenty planetárního geosystému, zvláště na jeho biotickou složku. SO2 působí dráždivé na sliznice dýchacího traktu a způsobuje rozklad chlorofylu zelených rostlin. CO se velmi intenzívně váže na krevní barvivo hemoglobin a dokonce z okysličeného hemoglobinu (oxihemoglobinuj vytěsňuje kyslík, takže při vyšších koncentracích může způsobovat dlouhotrvající otravy. CO2 nepůsobí přímo toxicky, je však látkou silně pohlcující dlouhovlnné záření a jeho rostoucí obsah v atmosféře může tedy narušit rovnováhu bilance I fAntropogenní kli Jsou daný produkc 121 záření. Důsledky, které z toho mohou plynout z hlediska změn klimatu, jsou podrobněji popsány v části 2.8.7 a 2.8.4.3. Ani oxidy dusíku samy o sobě nejsou toxické, škodlivé účinky však mají produkty jejich fotochemických reakcí v atmosféře. Rostoucí obsah pevných a kapalných příměsí umělého původu v atmosféře (antropogen-nich aerosolů) má značný vliv na změny záření v atmosféře (zvýšené pohlcování slunečního záření, zvýšený aerosolový rozptyl, růst pohlcování dlouhovlnného záření a růst dlouhovlnného vyzařování, růst odrazu záření v atmosféře atd.), a tedy na změny bilance záření i bilance energetické. Růst obsahu umělých aerosolů současně znamená značné zvýšení počtu kondenzačních jader, která mají velmi často hygroskopickou povahu a vedou ke zvýšené tvorbě mlhy a oblaků. Důsledky ekonomické činnosti lidstva se projevují i na poklesu obsahu kyslíku v atmosféře. Hlavními příčinami tohoto jevu je zvýšená spotřeba kyslíku při spalování fosilních paliv, značné snížení rozloh lesů jako zdroje kyslíku a pokrytí části hladiny světového oceánu tenkou vrstvou nafty, zamezující transport kyslíku z povrchu vody do atmosféry. Roční spotřeba kyslíku lidstvem je v současnosti zhruba 13,1 miliardy tun a toto množství roste zhruba o 10 % ročně. Při dosavadním trendu spotřeby by podle F. F. Davitaji obsah kyslíku v atmosféře klesl během příštích 100 let asi na 1/3 současného množství, což je pokles na hranici smrtelnou pro člověka. Emise znečištěnin a odpadní energie a jejich vlivy na atmosféru a ostatní složky planetárního geosystému lze znázornit následujícím schématem (obr. 2.63). V něm je uveden systém interakcí mezi odpadními produkty ekonomické aktivity lidstva do ovzduší (tedy emisemi ze socioekonomické sféry) a ostatními složkami planetárního geosystému z hlediska atmosféry. Z uvedeného tedy plyne, že přes energetickou vyváženost systému aktivní pavrch—atmosféra a z ní plynoucího režimu procesů, dějů a jevů probíhajících v atmosféře (tedy klimatu) a přes ohromné množství energie a hmoty v subsystému atmosféry je člověk schopen svou ekonomickou aktivitou tuto vyváženost v negativním smyslu narušit, a tím nepříznivě ovlivnit klima. Toto ovlivnění má sice v současnosti převážně lokální charakter, začíná se lokální emise znečištěnin a odpadního tepla atmosféra změny klimatu litostéra s reliéfem pedostóra hydrosféra kryosféra biosféra socioekonomická sféra transport znečištěnin a jejich přeměny v atmosféře, změny fyzikálních a chemických vlastností atmosféry globální znečišléni atmosféry akutní účinky znečištěnin1 chronické účinky znečištěnin dlouhodobé účinky (důsledek ekologických a fyziologických změn v planetárním geosystému) 2.63 Schéma vlivu odpadních produktů ekonomické Činnosti lidstva na subsystém atmosféry a ostatní složky planetárního geosystému (upraveno podle H. Fortaka, 1971). 122 však pozvolna projevovat i ve větším měřítku a za předpokladu nezměněné aktivity lidstva v omezování emisí umělých znečištěnin a odpadního tepla by mohlo vyústit v narušení rovnováhy systému aktivní povrch—atmosféra nejen v měřítku globálních změn klimatu, ale i ostatních složek planetárního geosystému. 2.7 KLIMATICKÉ KLASIFIKACE Prostorová proměnlivost klimatického systému podmiňuje velkou různorodost klimatických podmínek na Zemi. Přitom však v jejich rozložení existuje poměrně dobře vyjádřená zonalita (pásmoyitost), která plyne z bilance záření na kulové Zemi. "~ZUtphoto pojetí vychází nejstarší členění klimat Země, opírající se o zeměpisnou šířku místa a bilanci slunečního záření během roku. Jeho základní klasifikační jednotkou je klimatický nás. KJjn^tfcfejý pás představme největší jednotku při nejhrubším členění světového "klimatu, která zahrnuje rozsáhlou oblast víceméně zonálního protažení s klimatickými poměry, které se mohou uvnitř tohoto pásu od místa k místu lišit, ovšem jejich základní rysy jsou pro tento pás natolik typické, že se jimi podstatně odlišují od jiného klimatického pásu. Hranicemi pro vymezení klimatických pásů v uvedeném případě jsou obratníky a polární kruhy. Mezi obratníky po obou stranách rovníku je horký (trogický) pás, který má kladnou bilanci záření (40% zemského povrchu). Mezi obratníky a polárními kruhy leží mírné pásy severní a jižní polokoule s proměnlivou radiační bilancí (52 % zemského povrchu). Uvnitř polárních kruhů jsou studené, polární pásy (arktický a antarktický), zaujímající asi 8 %~f>íocRý Země, které* mají zápornou bilanci záření. Mezi tyto hlavní klimatické pásy se vkládají přechodné pásy — subtropické.^ subpolární.. V každém ze základních pásů se vytváří typ podnebí oceánského, kontinentálního a horského. __—------------—■*■------------t— -*«t " m ' win mími- ^■■■■■■ä 2.7.1 PRINCIPY A DRUHY KLIMATICKÝCH KLASIFIKACÍ Cílem klasifikace klimatu je tedy vymezení základních klasifikačních jednotek (např. typů klimatu) a stanovení jejich geografického rozložení na Zemi. To vyžaduje v případě každé klasifikace abstrahovat od konkrétních detailů klimatu a provádět prostorovou generalizaci. Důkazem složitosti problematiky klasifikace klimatu je skutečnost, že přes velký počet existujících klimatických klasifikací, vycházejících z různých hledisek, nemáme univerzálně platnou a uznávanou klasifikaci klimatu. Nejjednodušeji lze všechny klimatické klasifikace dělit podle A. A. Millera na konvenční a genetické. Konvenční klasifikace vymezují a popisují určitý typ klimatu podle mezních hodnot jednoho nebo více meteorologických prvků (např. teploty vzduchu, srážek) a jsou předem konvenčně stanoveny. Zpravidla se sice opírají o nějaký jev, který v krajinné sféře podmiňují (např. vegetační formace, geomorfologické procesy), chybí v nich však výklad geneze klimatu daného typu. Je-li však uváděna geneze klimatických typů, pak jinými metodami, než z kterých klasifikace vychází. Příklady těchto klasifikací jsou klasifikace A. Pencka (1910), L. S. Berga (1925), W. Köppena a R. Geigera (1928), E. de Martonna (1941), C. W. Thornthwaita (1948), W. Gorc2y#ského (1948) aj. U genetických klimatických klasifikací, které se opírají o cirkulační klimatotvorné faktory, je klasifikační metoda zároveň metodou výkladu vzniku určitého klimatického typu. Na rozdíl od konvenčních důsledněji zachovávají geografickou zonalitu. Mezi genetické klasifikace patří např. klasifikace A. Hettnera (1930), H. Flohna (1950), B. P. Alisova (1950), E. Kupfera (1954) aj. 123 2.7.2 KLASIFIKACE KLIMATU PODLE W. KOPPENA fa Patří k nejrozšířenějším a nejuznávanějším klasifikacím vůbec. W. Koppen v r. 1884 přepracoval Suppanovu klasifikaci z r. 1879 vycházející z ročních izoterem, kterou obohatil o hledisko délky trvání určitých teplot. Pro nedostatek kvantitativních meteorologických charakteristik se při vymezování klimatických oblastí obrátil na nepřímé indikátory klimatu — flóru a faunu. Později (r. 1918) se ve větší míře opět vrátil ke kvantitativním charakteristikám a původní floristické názvy zachoval jen pro některé klimatické podtypy. V r. 1928 pak sestavil spolu s R. Geigerem mapu klimatických oblastí Země; po Koppenově smrti ji vydával R. Geiger. Köppenova konvenční klasifikace je tedy založena na teplotním a srážkovém režimu a jeho vlivu na biotickou komponentu krajiny. W. Koppen rozlišil na Zemi pět základních klimatických pásů A—E, které členil podle ročního režimu teploty vzduchu a srážek na klimatické typy označované písmeny následujícího významu: w — suchá zima, s — suché léto, f — rovnoměrné rozložení srážek během roku, m — periodické srážky (tj. monzunové deště), S — step, W — poušť, H — horské klima. Vymezené jednotky jsou následující: 1. A — pás vlhkého tropického klimatu (podle H. Wagnera zabírá 36,1 % plochy Země). Chybějí v něm chladná roční období, průměrné měsíční teploty vzduchu neklesají pod 18 °C, roční amplituda teploty je malá (do 6 CC). Roční úhrn srážek přesahuje 750 mm ä srážky převažují nad výparem. Cirkulace atmosféry se vyznačuje velkou pravidelností (pasáty, monzuny). Podle vztahu mezi ročním úhrnem srážek a úhrnem nejsuššího měsíce se vymezují typy: Af — klima vlhkých tropických pralesů s rovnoměrným rozdělením srážek během celého roku; Am — monzunový případ typu Af; Aw — klima savan s výrazně vyjádřenou suchou periodou, připadající na zimní období. 2. B — pás suchého klimatu (10,6 % plochy Země). Je charakterizován malými srážkami" a'vysokou výparností. V několika měsících přesahuje jejich průměrná teplota 18 °C. Hranice mezi pásem B a pásy A, C, D jsou určeny vztahy mezi průměrnou roční teplotou vzduchu T a ročním úhrnem srážek R (obr. 2.64), které vymezují tzv. hranice suchosti. V pásu suchého klimatu lze rozlišit dva typy: BS — klima stepí; BW — klima pouští. <£-/ A. C nebo D srážky rozloženy během roku rovnoměrně 0 10 20 30 40 50 60 70 80 S0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 R(cm) 2.64 Označen Hranice suchosti a hranice typů klimatu v pásu suchého klimatu v Koppenově klasifikaci, cení: T — průměrná roční teplota vzduchu, R — průměrný roční úhrn srážek. 124 Hranice mezi nimi je dána analogickými vztahy jako v předchozím případě (obr. 2.64). 3. C — pás mírně teplého klimatu (27,2 % plochy Země). Je charakterizován značnou proměnlivostí počasí a silně vyvinutou cyklonáíní činností. Během roku se dostavují již čtyři roční období, v poměrně chkdné zimě se však pravidelná sněhová pokrývka ještě netvoří. Je omezen izotermou +18 °C nejteplejšího a —3 °C nejchladnějšího měsíce. Rozlišují se v něm tři typy: Cw — mírně teplé klima se suchou zimou; Cs — mírně teplé klima se suchým létem; Cf — mírně teplé klima s rovnoměrným rozložením srážek během roku. 4. D — pás mírně studeného (též bareálního) klimatu (7,3 % plochy Země). Je určen izotermou —3 °G nejchladnějšího a +10 °C nejteplejšího měsíce (severní hranice lesa). Je charakteristický poměrně krátkým létem, srážkami přesahujícími hranice suchosti a pravidelnou sněhovou pokrývkou. Na jižní polokouli, kde chybí rozsáhlejší pevnina, není tento pás výrazněji vyvinut. Dělí se na dva typy: Dw — mírně studené klima se suchou zimou (zabajkalský typ); Df — mírně studené klima s rovnoměrným rozložením srážek během roku. 5. E — pás polárního (studeného, sněžného) klimatu (18,8% plochy Země). Má mírnou až velmi studenou zimu, kdy je teplota vzduchu většinou záporná. Srážky jsou malé, většinou sněhové. Vymezují se v něm tři typy: ET — klima tundry, s teplotou nejteplejšího měsíce mezi 0 až 10 °C; EF — klima věčného mrazu, v němž je teplota nejteplejšího měsíce nižší než 0 °C; EH — klima vysokohorských oblastí mírných a nízkých zeměpisných šířek. Popsané klimatické typy jsou dále členěny na klimatické podtypy, jejichž označení (a, b, c, d, h, k) se připojuje na konec typu. Např. Cf b značí podtyp mírně teplého klimatu s rovnoměrným rozložením srážek během celého roku, v němž teplota nejteplejšího měsíce je menší než 22 °C, avšak alespoň 4 měsíce mají teplotu vzduchu vyšší než 10 °C. Na pevnině zabírají z vymezených typů největší plochu Df a Bs, nejmenší Cs, na oceánech jsou nejrozšířenější Cf a Af, nejméně Dw a Cw. Vymezení typu Cf bylo podrobeno velké kritice, protože tento typ je z genetického hlediska velmi nestejnorodý. Patří sem společně se západní Evropou i Uruguay, jižní Čína a horské oblasti tropů, ačkoli v systému všeobecné cirkulace atmosféry zaujímají tyto oblasti různá místa. Za další nedostatky klasifikace se považuje nedostatečně vyjádřený princip klimatické pás movitosti a vertikální stupňovitosti. 2.7.3 KLASIFIKACE KLIMATU PODLE B. P. ALISOVA Jt§ Genetická klasifikace B. P. Alisova, poprvé uveřejněná v mapové podobě v r. 1940 a později několikrát zpřesňována (např. v r. 1964), vychází z podmínek všeobecné cirkulace atmosféry. Členění klimat je dáno převládáním geografických typů vzduchových hmot během celého roku (hlavní pásy) nebo jejich sezónním střídáním v určité oblasti (přechodné pásy). Alisov stanovil na každé polokouli čtyři hlavní a tři přechodné pásy (obr. 2.65). Hranice mezi nimi jsou určovány polohou klimatických front (obr. 2.66). Např. tropický pás leží mezi letní polohou tropické fronty a zimní polohou polární fronty, tj. během celého roku,zde převládá tropický vzduch. Naproti tomu poloha subtropického pásu je určena zimní a letní polohou polární fronty, tj. v zimě zde převládá vzduch mírných šířek, v létě tropický vzduch. Klimatické pásy B. P. Alisov dále dělí na kontinentální a oceánský typ a na typy klimatu západních a východních pobřeží pevnin. Rozdíly mezi kontinentálním a oceánským typem klímatu vyplývají z rozdílných vlastností zemského povrchu (oceány, resp. kontinenty), především z jejich vlivu na teplotu a vlhkost vzduchu. Rozdíly mezi klimatem západních a východních pobřeží pevnin souvisí hlavně s rozdílnými podmínkami všeobecné cirkulace atmosféry a s rozložením mořských proudů. Následující stručný popis klimat Země vychází z Alisovovy klimatické klasifikace. 125 153._______!£0j_______SC M,________»j________±_________£________^________k_______21_______1£L_______U£_ 2.65 Klimatické pásy Země podle B. P. Alisova (in W. Okolowicz, 1969). Označení: 1 — pás rovníkového klimatu, 2 — pás rovníkových monzunů, 3 — pás tropického vzduchu, 4 — subtropický pás, 5 — pás vzduchu mírných šířek, 6 — subarktický pás, 7 — arktický (antarktický) pás. AF PF TF pF AF 2.66 Určení polohy klimatických pásů klasifikace B. P. Alisova (in M. Nosek, 1963) podle polohy klimatických front v létě a v zimě. Označení: AV — arktický vzduch, AAV — antarktický vzduch, PV - polárni vzduch, TV - tropický vzduch, EV - ekvatoriální vzduch, AF — arktická fronta, PF — polární fronta, TF — tropická fronta, číslice — viz obr. 2.65. 2.7.3.1 KLIMATICKÉ PÁSY NA ZEMI A JEJICH CHARAKTERISTIKY 1. Pás rovníkového klimatu (rovníkový pás) — obr. 2.67 Praklícky stáTaTnteňžiíä"slunečního záření během roku podmiňuje vyrovnaný teplotní režim. Průměrné měsíční teploty vzduchu se pohybují v mezích 24—28 °C, roční amplituda nepřesahuje 5 °C a může být i menší než 1 °C. Denní amplitudy teploty dosahují 10 až 126 15 °C, přičemž denní maxima přesahují jen zřídka 35 °C a denní minima klesají zřídka pod 20 °C. Vysoký výpar spolu s teplotami způsobuje velké hodnoty absolutní vlhkosti vzduchu (až 0,03 kg. m~3). Také relativní vlhkost vzduchu se udržuje na vysokých hodnotách a v nejsušších měsících přesahuje 70 %. Vysoký obsah vodní páry (vzduch je blízký stavu nasyceni) má za následek již při malém poklesu teploty vzník nočních radiačních mlh a vydatné rosy. Vlhkolabilní zvrstvení vzduchu napomáhá vzniku oblaků druhu Cu a Cb, 2.67—2.73 Charakteristiky teploty vzduchu a srážek v pásu rovníkového klimatu (67), v pásu rovníkových monzunů (68), v pásu tropického vzduchu (69), v subtropickém pásu (70), v pásu vzduchu mírných šířek (71), v subarktickém pásu (72) a v arktickém a antarktickém pásu (73). Označení: plná čára — roční chod teploty vzduchu, sloupcový diagram — roční chod srážek, číslice vlevo nahoře — roční průměrná teplota vzduchu, vpravo nahoře — roční amplituda teploty vzduchu, číslo uprostřed — průměrný roční úhrn srážek (údaje podle Climatologícal normals, WMO, Geneva, 1962). 2.67 f A—' 127 z nichž padají vydatné srážky. Jejich roční úhrn dosahuje 1000—3000 mm. V místech, kde jsou účinky termické konvekce zesilovány dynamickým výstupem vzduchu na svazích hor, množství srážek prudce vzrůstá (např. Debundža — viz část 2.3.6.2). Na pevnině vypadávají srážky v odpoledních hodinách, na oceánech v nočních. Rozložení srážek během roku je víceméně rovnoměrné, v některých oblastech je však tato rovnoměrnost narušována např. monzunovým charakterem cirkulace. Rozdíly mezi kontinentálním a oceánským typem klimatu jsou nepodstatné. 2. Pás rovníkových monzunů (subekvatoriální pás) — obr. 2.68 V době letního monzunu přfproudenT oď"rovníku vzrůstá vlhkost vzduchu, klesá denní amplituda teploty a vypadávají vydatné srážky v podobě lijáků. Při zimním monzunu vlhkost vzduchu na pevninách prudce klesá, stejně jako množství srážek a roste denní amplituda teploty. Maximální sumy insolace obvykle připadají na období sezónní změny. Kontinentální typ klimatu je charakterizován vlhkým létem a suchou zimou s velkými kontrasty v zavlažení. Nejteplejším a nejsušším obdobím roku je jaro, kdy teploty vzduchu často přesahují 30—35 °C. Hlavní minimum teploty připadá na zimu, druhotné na léto (souvisí s letním monzunem). Srážky vypadávající v podobě konvekčních lijáků se zmenšují s rostoucí vzdáleností od rovníku a kolísají od 1000—1500 mm do 300—400 mm v závislosti na trvání období dešťů. V místech, kde dochází k jejich orografickému zesílení (Etiópska vysočina, Himálaj, Západní Ghát), jsou úhrny několikanásobně vyšší. V oblastech s oceánským typem klimatu je zimní monzun charakterizován stabilním a letní instabilním zvrstvením, takže pravděpodobnost srážek je v létě podstatně vyšší než v zimě. V ročním chodu teploty se v zimních měsících v porovnání s létem projevuje pokles o 2-3 °C. Mezi typem klimatu západních a východních pobřeží se projevují podstatnější rozdíly v zavlažení při zimním monzunu. 3. Pás tropického vzduchu (tropický pás) — obr. 2.69 Převládání anticyklon na oceánecn'lľtermických níží s malými tlakovými gradienty na pevninách je příznivé pro transformaci vzduchu přiváděného sem od rovníku nebo z vyšších šířek. Vznikající tropický vzduch obsahuje málo vodní páry, což je způsobeno nedostatkem vláhy na kontinentech a zadržujícím vlivem pasátové inverze nad oceány. Proto je oblačnost malá a aktivní povrch je intenzivněji ozářen, než v rovníkových oblastech. Kontinentální tropický typ klimatu je charakterizován mimořádnou suchostí, výjimečně horkým létem a vysokým obsahem prachových částic v ovzduší. Patří sem oblasti s absolutními maximy teploty vzduchu na Zemi. Denní amplitudy teploty vzduchu mohou T [•O 301 25- MIAMI 25'48' s s 80*16' /. 6 3m VILLA CISNEROS 23°42 s. 5 15°52 I.Ů 107 m CUFRA 24'13 s S. 23° IB v .250 •200 ■150 ■'.00 ■50 ■O 2: ,9 1 8 5 20 ,4 5 5 2: .8 17 3 I H / N y s / / \ 15' 10- / / \ 15 18 7 8 7 - y ;? ÉKt '■■■ V0Í "' ÍÉll -; I: r. ■.i i ■ ■ " ■ 0 ' i ' .11 IV ■ " vil via n 1 »i * 128 - dosahovat až 40 °C, roční v průměru kolem 20 CC. Denní teplotní výkyvy písčitého povrchu pouští mohou přesahovat při vysoké insolaci 80 °C. Srážky vypadávají přes silnou termickou konvekci jen zřídka (vysoká poloha hladiny kondenzace, vzdálenost od oblastí cyklonální činnosti). Relativní vlhkost vzduchu dosahuje v létě v průměru 30 % (v jednotlivých případech byla např. na Sahaře během několika dnů menší než 5 %), v zimě nepřesahuje 50 %. Časté jsou prachové víry a písečné bouře. Oceánský tropický typ klimatu je charakterizován nevelkou roční a denní amplitudou teploty vzduchu a velkou vlhkostí, kterou se blíží rovníkovým poměrům. Tropické klima západních břehů pevnin má v porovnání s tropickými šířkami nízkou teplotu vzduchu (18—20 °C), velmi málo srážek (méně než 100 mm ročně) a vysokou relativní vlhkost vzduchu (80—90%). Tento svérázný typ klimatu pobřežních pouští (např. západní pobřeží Sahary, Atacama, Namib) se formuje pod vlivem přívodu chladného mořského vzduchu (z oblasti studených mořských proudů) a nízké pasátové inverze. Ve stabilně zvrstveném vlhkém vzduchu vznikají často mlhy. Velmi silně je vyvinutá břízová cirkulace, zejména mořský vánek, při němž relativní vlhkost vzduchu neklesá pod 65—70 %. Tropické klima východních břehů pevnin se od předchozího typu liší vyšší teplotou vzduchu a podstatně vyššími srážkami, protože pasátová inverze je zde vyjádřena slabě a nezřídka leží nad hladinou kondenzace. Rozložení srážek je výrazně ovlivňováno orografickými podmínkami. 4. Subtropický pás — obr. 2.70 Roční unrríý insoTaOŽřv porovnání s tropickým pásem zde o 20% a vzrůstají sezónní rozdíly. V létě převládá tropický vzduch (suché a jasné pc <ýfí.ŕj, v zimě vzduch mírných šířek (chladnější a deštivější počasí spojené s cyklonální činností na polární frontě). Kontinentální subtropický typ se vyznačuje v létě stejnými hodnotami bilance záření jako tropický pás. Oblaka se při vysoko ležící hladině kondenzace prakticky netvoří, dochází k frontolýze s transformacemi vzduchu přiváděného z mírných šířek, převládá suché a jasné počasí. Průměrné měsíční teploty vzduchu se blíží k 30 °C. V zimě v důsledku posunu anticyklon k jihu je oblast pod vlivem cyklonální činnosti, s níž souvisí zimní a jarní srážkové období. Roční úhrn srážek se pohybuje kolem 500 mm, místy klesá i pod 300 mm. Srážky někdy vypadávají v podobě sněhu, stálá sněhová pokrývka se však netvoří. Pro oceánský typ klimatu je charakteristický vyrovnanější roční chod teploty vzduchu (teplota nejchladnějšího měsíce kolem 12 °C, nejteplejšího kolem 20 °C) s menší roční amplitudou teploty v porovnání s předchozím typem. Subtropické klima západních pobřeží pevnin (též stredomorské) je typické teplým} 129 2.71 suchým a slunečným létem a relativně teplou deštivou zimou, během níž vypadává větší část ročního úhrnu srážek, který může dosahovat až 1000 mm. Ráz počasí je závislý na poloze polární fronty. Průměrná teplota nejchladnějšího měsíce se pohybuje mezi 10—12°C. Zcela odlišný klimatický ráz (monzunový) má typ subtropického klimatu východních pobřeží pevnin, kde se zimní měsíce vyznačují suchým, poměrně chladnějším počasím při vpádech suchého kontinentálního vzduchu mírných šířek. Srážková činnost se koncentruje na letní období při proudění z oceánu s velkou oblačností a vysokou relativní vlhkostí vzduchu (80-85 %). 5. Pás vzduchu mírných šířek_(mírný _pás) — obr. 2.71 Jeho klimatické podmínky jsou dány převládáním vzduchu mírných Šířek. Výrazná cyklonální činnost napomáhající meridionální výměně vzduchu umožňuje vpády arktického a tropického vzduchu. Na rozdíl od tropických šířek, kde hraje hlavní roli transformace vzduchových hmot, má v tomto páse rozhodující význam advekce vzduchu. Bilance záření nabývá v zimním období na pevninách již záporné hodnoty a i přes vysoké letní hodnoty je výpar, a tedy i srážky, nehledě na cyklonální činnost, podstatně nižší než v tropických oblastech. Charakteristickým rysem je velká proměnlivost počasí. Klimatické podmínky kontinentálního typu jsou dány vlastnostmi kontinentálního vzduchu mírných šířek, který se v létě vyznačuje poměrně vysokou teplotou, nízkou relativní vlhkostí a instabilním zvrstvením, v zimě nízkými teplotami, značnou relativní vlhkostí a velkou stabilitou. Stabilní zvrstvení a ochlazování od zemského povrchu vede v nitru kontinentů ke vzniku mohutných anticyklon (např. asijské), v nichž mohou teploty vzduchu klesat na —30 až —40 °C. Radiační ochlazování vzduchu často zvyšuje v zimě se vytvářející sněhová pokrývka. Kontinentální typ je charakteristický vysokými ročními amplitudami teploty vzduchu (50—60 °C) a mezidenní změnou teploty vzduchu často o 20—30 °C (vpády arktického vzduchu). Roční úhrn srážek kolísá mezi 300—600 mm, přičemž maximum srážek připadá na léto (nejvyšší obsah vodní páry v ovzduší). Jejich rozložení je závislé na orografických podmínkách (návětří a závětří). Poměr výparu a srážek se mění od převahy srážek nad výparem v severních částech do nedostatku srážek v jižních částech oblastí daného typu klimatu. Bilance záření oceánů v podmínkách oceánského typu je v průměru l,5krát vyšší než na kontinentech, přičemž i v zimě má oceán oteplující vliv na atmosféru. Také cyklonální činnost je rozvinuta během celého roku. Proto se typ vyznačuje nevelkou denní a roční 130 teplotní amplitudou při teplejší zimě a chladnějším létu a poměrně rovnoměrným rozložením srážek během roku. Mírné klima západních pobřeží pevnin je charakterizováno převládáním mořského vzduchu mírných šířek a eyklonální činností během celého roku. Proto je zima poměrně teplá a léto chladné (v zimě zůstávají průměrné měsíční teploty vzduchu kladné, v létě nepřesahují 20 °C). Během celého roku je dostatek srážek, přičemž jejich maximum připadá na podzim nebo zimu. Roční úhrn dosahuje 600—700 mm, na návětrných svazích hor až přes 2000 mm. Počasí je většinou zamračené a deštivé, v zimním půlroce s častými mlhami. Mírné klima východních pobřeží pevnin má výrazný monzunový ráz. V zimě je pod vlivem severozápadního proudění po východní periférii pevninských antickylón, v létě pod vlivem eyklonální činnosti od jihovýchodu. Proto je zima studená a suchá, léto deštivé a chladné nebo mírně teplé. Srážek spadne 500—700 mm, na východních návětrných svazích hor přes 2000 mm ročně. ó^jubarktický pás — obr. 2.72 Je charakteristický převládáním arktického vzduchu v zimě a vzduchu mírných šířek v létě. V Evropě není vůbec vyvinut (na mírný pás navazuje přímo arktický). Na jižní polokouli zabírá jen malou plochu oceánský subarktický typ klimatu. Pevninský subarktický typ klimatu má velmi chladnou a dlouhou zimu a relativně teplé, krátké léto. Teploty vzduchu klesají v údolních polohách při stagnaci vzduchu na velmi nízké hodnoty (—50 až —70 °C v Jakutsku) a roční amplitudy jsou největší na světě (kolem 65 °C). Množství srážek, které vypadávají nejčastěji v létě na frontách, je malé (200 mm ročně) a souvisí s malým obsahem vodní páry v ovzduší při poměrně nízkých teplotách. Oceánský subarktický (subantarktický) typ je charakteristický sezónní výměnou mořského arktického vzduchu (zima) a mořského vzduchu mírných šířek (léto), přičemž roční amplituda teploty vzduchu nepřesahuje 20 °C. Zima se jeví jako relativně mírná a léto jako chladné. 7. Arktický a antarktický pás (polární pásy) — obr. 2.73 Radiační bilance je po většinu roku záporná v důsledku vysokého albeda povrchu krytého sněhem a ledem. V krátkých obdobích kladné bilance se většina tepla spotřebovává na tání sněhu a ledu, takže teplota vzduchu zůstává i v létě nízká (např. v centrální vysoko položené Antarktidě dosahuje —30 až —35 °C). Průměrné teploty zimních měsíců se liší jen málo, minimum může připadnout na libovolný měsíc. Vertikální rozdělení teploty je typické mohutnými inverzemi subsidenčního a radiačního typu. Srážek vypadává při nízkém obsahu vodní páry v ovzduší málo, ale výrazně převyšují výpar. 131 10- EUREKA 60°00 S š 85°56 £ a 3m DIKSON 73°30' s š 80" V. v «. 20 m VOSTOK 78°28' j. š. 136*48 v d 3420 m B imm» 100 50 0 1 -43,3 1 1 1 1 35,7 S f- \ < -~-- s -10--20- I / / S I \ L. / N / \ -10-■50-• 70- v s N / \ / \ / V ■^- / ' 54 ■ 'V, VI l J u : H lil ,» v « v„«, ,. < «.'« - • ■ ■■' » « « . ■ ■ « ■•' m ' ■ » « Kontinentální polární klima je typické pro Antarktidu. Má mimořádně surové zimy a studená léta, kdy průměrná teplota vzduchu všech měsíců je záporná. V Antarktidě byly zjištěny vůbec nejnižší teploty vzduchu na Zemi (na stanici Vostok 21. 7. 1983 —89,2 °C). Typické jsou studené svahové větry a silné proudění v okrajových částech Antarktidy. Množství srážek nepřesahuje 40—50 mm ročně, k okrajům kontinentů vzrůstá až na 600 až 700 mm. Oceánské polární klima má oblast Arktidy (s výjimkou centrální části Grónska). V létě zde teploty vzduchu vystupují až nad 0 °C, v zimě klesají pouze na —40 až —55 °C, což je způsobeno oteplujícím vlivem Atlantského oceánu. Roční úhrn srážek činí 150 až 200 mm, v okrajových částech až 300 mm. 2.8 ZMĚNY A KOLÍSÁNÍ KLIMATU 2.8.1 CASOVA PROMĚNLIVOST KLIMATICKÉHO SYSTÉMU ^ Změny v působení vnitřních a vnějších faktorů na klimatický systém a jeho komponenty se projevují v časové proměnlivosti klimatického systému, která může být sezónní, meziroční a sekulární (viz část 2.1.3). Projevem sekulární nestálosti klimatického systému jsou změny klimatu. Rozumíme jimi usměrněné, progresivní zlepšení nebo zhoršení stavu systému, během něhož dochází k zákonité změně meteorologického režimu (např. dlouhodobé zvýšení teploty vzduchu V nějaké oblasti s odpovídající změnou ostatních meteorologických prvků). Takováto usměrněná změna je možná jen při změně klimatotvorných faktorů a je reálná v dostatečně dlouhých časových intervalech, porovnatelných s délkou geologických epoch. V kratších časových intervalech však často nelze jednoznačně stanovit trend změn hodnot meteorologických prvků. Může jít např. o kolísání kolem střední hodnoty, často se značnými amplitudami. Takovéto výkyvy klimatu se zahrnují pod pojem kolísání klimatu. Příkladem kolísání klimatu jsou např. nestálosti klimatického systému, které se projevovaly v historické době. Změny a kolísání klimatu mají časová měřítka od 10-1 do 10° let. 132 2.8.2 METODY STUDIA ZMĚN A KOLÍSÁNÍ KLIMATU 2.8.2.1 PŘÍSTROJOVÁ METEOROLOGICKÁ MĚŘENÍ A POZOROVÁNÍ Přístrojová měření meteorologických stanic představují nejobjektivnější výchozí údaje pro studium kolísání klimatu. Víceméně pravidelná síť meteorologických stanic na všech kontinentech (kromě Antarktidy) vznikla však teprve ve 2. polovině 19. století. Počet stanic v polovině tohoto století přesahoval 10 000. Vzhledem k potřebám studia klimatu má však současná síť meteorologických stanic řadu nedostatků (malý počet stanic na oceánech, jen omezeně se provádějí některá speciální pozorování atd.). 2.8.2.2 PÍSEMNÉ PRAMENY O POČASÍ A KLIMATU Pro období asi 2—3 tisíc let před epochou přístrojových pozorování jsou důležitým svědectvím o počasí a klimatu zápisy kronik, lodních deníků, staré rukopisy, literární díla atd. V těchto pramenech se objevovaly zmínky o výjimečných meteorologických jevech (např. surové zimy, katastrofální sucha) nebo o událostech majících vztah k meteorologickým podmínkám dané oblasti. Např. v Japonsku bylo po několik století zaznamenáváno datum prvního dne se sněhovou pokrývkou (toho dne přicházeli feudálové do Tokia s pozdravy a přáními do domu šógunů). Výše uvedené materiály jsou zatíženy značným subjektivismem zapisovatele, a proto vyžadují mimořádně kritický přístup. Použitelné jsou většinou pro studium regionálních výkyvů klimatu. 2.8.2.3 PALEOKLIMATICKÉ METODY STUDIA Studiem změn a kolísání klimatu Země se zabývá vědní disciplína zvaná paleoklimatologie. Jejím úkolem je na základě paleogeografických údajů rekonstruovat klima minulých epoch, objasnit přirozený trend klimatických změn a stanovit pravděpodobné typy budoucího klimatu. Studium změn klimatu v geologické minulosti Země se opírá o nepřímé indikátory přírodních podmínek. Při jejich analýze se vychází z tzv. principu aktuálnosti, který předpokládá, že spojitost mezi klimatickými podmínkami a různými přírodními jevy byla v minulých geologických dobách stejná jako v současnosti. Tedy současný vliv klimatu na intenzitu procesů zvetrávaní, tvorbu sedimentů a organický svět v různých klimatických pásech Země se ztotožňuje s jeho vlivem v minulosti. Nepřímé indikátory poskytují většinou pouze kvalitativní charakteristiky klimatu. Těsný vztah je mezi klimatickými faktory a litogenezí. V podmínkách teplého a vlhkého klimatu dochází k intenzivnímu chemickému zvetrávaní hornin. Při suchém a teplém klimatu je tento proces méně intenzívní a ve větší míře se uplatňuje fyzikální rozrušování hornin. Význam chemického zvetrávaní dále klesá v podmínkách studeného klimatu, kdy se v rozhodující míře uplatňuje fyzikální zvetrávaní typické velkým množstvím klastických sedimentů. Typickými indikátory suchého a teplého klimatu jsou např. sedimenty solí, teplého a vlhkého klimatu kaolíny, oxidy hliníku a železa. V podmínkách studeného klimatu se zaledněním vznikly charakteristické usazeniny a svérázné formy krajiny (např. souvkové hlíny, páskované jíly, valy morén atd.). Pro stanovení kvantitativních charakteristik podnebí mnoha geologických epoch měla Velký význam metoda určení paleoteplot. V karbonátových ulitách některých fosilních mořských organismů (např. hlavonožců) existuje různý poměr množství izotopů kysliku 133 O18 a O16. Poměr mezi izotopy je závislý na teplotě vod, v nichž se usazeniny tvořily. Je-li teplota vody nízká, pak obsah O18 je vyšší. Využití izotopových metod (např. izotopu uhlíku C14) má v paleoklimatologii pro datování různých procesů velký význam. Velmi důležité pro paleoklimatické rekonstrukce jsou také poznatky paleomagnetismu. 2.8.3 ZMĚNY KLIMATU V GEOLOGICKÉ MINULOSTI ZEMĚ Geologické období vývoje Země lze dělit na starší období (prekambrium) a mladší období (fanerozoikum — délky asi 570 miliónů let). Posledním obdobím fanerozoika jsou čtvrtohory (posledních 1,5 ±0,5 miliónu let), které se dělí na pleistocén a holocén. 2.8.3.1 ZMĚNY KLIMATU PŘEDČTVRTOHORNÍHO OBDOBÍ Během převážné části fanerozoika převládalo poměrně teplé klima se slabě vyjádřenou sezónností a se širokými přírodními zónami s různým stupněm zavlažení (obr. 2.74). Především mírné a vysoké šířky byly teplejší než v současné době a tropická flóra sahala průměrná globální teplota současnost průměrné globální srážky současnost vlhko 2.74 Generalizovaný chod globální teploty vzduchu a množství srážek v geologické minulosti Země (podle L. A. Frakese, 1979). 134 2.8.5 KOLÍSÁNÍ KLIMATU V HISTORICKÉ DOBĚ JV_£osledních dvou tisíciletích._se klimatické podmínky na Zemi formovaly při relativní stálosti kíimatotvorných faktorů (proto mají povahu kolísání). V prvních stoletích našeho letopočtu byly v Evropě teploty a srážky analogické současnému stavu. Asi ve 4.-5. století se začalo klima výrazně zlepšovat a do 8. století panovalo v Evropě suché á teplé klima. Postupné oteplování a následující stabilizace teplého klimatu pokračovaly v Evropě a v severní části Atlantského oceánu i v letech 800 (900)--1200, kdy příznivé bezledové podmínky umožňovaly Vikingům daleké plavby. Došlo ke kolonizaci Grónska (Grönland — Zelená země). Např. průměrné roční teploty byly v této době v jižní části Grónska o 2—4 °C vyšší než v současnosti. Zvláště příznivé podmínky, blízké podmínkám klimatického optima v holocénu, byly v období tzv. malého optima v letech 1150—1300 v oblasti Britských ostrovů (tab. 2.10). Proto se např. v Anglii v této době rozvíjelo vinařství. V jiných oblastech však došlo k ochlazování, které nabylo globálního charakteru od poloviny 14. století. Výrazně zhoršené klimatické a plavební podmínky mohly být i jednou z příčin zániku grónských osad v 15. století. V Evropě v tomto období výrazně vzrůstala proměnlivost počasí. Léta 1590—1850 bývají označována jako malá doba ledová, v níž nejvýraznější ochlazení připadlo na 17. století. V této době se znovu zformovalo mnoho menších horských ledovců a existující značně zvětšily svůj rozsähľ Od 2... poloviny 19. století se začala na severní polokouli projevovat oteplující tendence, která vyvrcholila v 1. polovině 20. století. Podle H. H. Lamba souvisela uvedená kolísání klimatu s posuny zóny západních větrů středních šířek v poledníkovém směru. 2.8.6 SOUČASNÉ KOLÍSÁNÍ KLIMATU 2.8.6.1 KOLÍSÁNÍ KLIMATU VE 20. STOLETÍ Prakticky od 80. let minulého století se projevuje postupné zvyšování teploty vzduchu na severní polokouli (obr. 2.77), které dosáhlo maxima ve 30. letech našeho století (průměrná teplota vzrostla asi o 0,6 °C v porovnání s koncem 19. století). Ve 40. letech bylo oteplování přerušeno a nahrazeno ochlazováním, které bylo nejvýraznější v polovině 60. let (teplota však byla vyšší než v letech před začátkem oteplování). Od těchto let se opět na severní polokouli objevila tendence k oteplování. Kolísání globálního teplotního režimu bylo nejlépe patrné ve vysokých zeměpisných šířkách v chladném půlroce. Projevilo se zmenšením rozsahu polárních a horských ledovců, 2.77 Dlouhodobý chod anomálií teploty vzduchu á T v pásu 87,5 - 17,5°s.š. (2) a anomálií přímého slunečního záření A S (při jasném počasí) na severní polokouli (1) (podle M. I. Budyka, 1977). Zhlazeno pětiletými klouzavými průměry. 1890 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 139 posunem jižní hranice permafrostu k severu atd. Protože růst teploty má za následek zmenšování meridionálního gradientu teploty (a tedy i intenzity přenosu vlhkého oceánského vzduchu nad pevninu), projevilo se ve vnitrozemských oblastech mírných šířek globální oteplení zmenšením množství srážek. 2.8.6.2 PŘÍČINY KOLÍSÁNÍ KLIMATU VE 20. STOLETÍ Podle M. I. Budyka, J. Mitchella aj. lze kolísání klimatu v našem století vysvětlit následujícím způsobem. Kolísání intenzity sunečního záření v posledních desetiletích minulého a začátkem našeho století, podmíněné změnami propustnosti zemské atmosféry po vulkanických erupcích, se projevilo i globálními výkyvy teploty. Období oteplení bylo zřejmě podmíněno zvýšením propustnosti atmosféry (prakticky po dobu 30 let nebyly zaznamenány větší vulkanické erupce) a z ní plynoucí zvýšené intenzity slunečního záření (obr. 2.77). Změny teploty vzduchu v různých šířkách a obdobích závisely na optické hmotě stratosférického aerosolu a na změnách hranice mořských polárních ledů. Jejich oteplením podmíněný ústup vedl k doplňkovému vzestupu teploty vzduchu v chladném půlroce ve vysokých šířkách. • Vedle obecně platných zákonitostí byl proces kolísání klimatu charakterizován mnoha zvláštnostmi (časovými i prostorovými), které byly v některých případech náhodné povahy, jindy souvisely s autovariačními procesy v samém klimatickém systému. z 2.8.7 ANTROPOGENNÍ KLIMATOTVORNÝ FAKTOR A PROGNÓZA KLIMATU Podle H. Flohna (1975) se antropogenní klimatotvorné procesy podílejí v současné době na energetické podstatě globálních klimatických změn jen v zanedbatelné míře (jejich celková energie je kolem 1,6. 1013 W, zatímco příkon slunečního záření na horní hranici atmosféry je 1,73. 1017 W). Ve druhé třetině 21. století by již jejich vliv měl být porovnatelný s působením přirozených faktorů, na rozdíl od nich by však větší část antropogenních procesů měla přispívat k ohřevu atmosféry. Působení antropogenních faktorů se z hlediska kolísání a změn klimatu nejvýrazněji projevuje: a) Růstem obsahu CO2 ročně o 0,4 % hodnoty současné koncentrace. Z nejrůznějších modelů plyne, že v roce 2000 by měla být koncentrace CO2 o 25 % vyšší než v současnosti, čemuž by odpovídal vzestup teploty vzduchu o 0,5—2 °C. Při zdvojnásobení obsahu C02 kolem r. 2050 by zvýšení průměrné teploty na Zemi mělo činit 1,6—6 °C (v polárních oblastech jsou odpovídající změny 3—5krát vyšší). b) Růstem tepelného znečištění atmosféry (viz část 2.6). Při předpokládaném 6% ročním růstu výroby energie by zatím do konce našeho století nemělo tepelné znečištění hrát podstatnou roli, teprve v příštím století by mělo mít za následek globální vzestup teploty asi o 1 °C. c) Růstem obsahu antropogenních aerosolů. Vzrůst jejich množství ve 40.—60. letech našeho století zřejmě přispěl ke globálnímu poklesu teploty vzduchu. Podle M. I. Budyka jeho současné množství snižuje globální teplotu asi o 0,5 °C. Do budoucna, i když se realizují četná opatření na snížení znečištění vzduchu, by mělo jejich množství vzrůstat. V příštích desetiletích by se tedy v globálním měřítku Země měla uplatňovat oteplující tendence a kolem roku 2000 by průměrná teplota měla být nejvyšší za poslední tisíciletí. Důsledkem toho bude zmenšení teplotních rozdílů póly — rovník s odpovídajícími změnami v atmosférické cirkulaci, které se mohou projevit ve změnách zavlažení různých oblastí. Zatím dost dobře nelze stanovit kaskádu jevů, kterou může předpokládané oteplení vyvolat. 140 2.78 Změny teploty vzduchu na Zemi za posledních 150 000 let a prognóza do budoucnosti (podle J. Mitchella, J. Imbriea a J. Z. Imbriea in I. P. Gerasimov, 1979). Je však možné, že v budoucnu bude kromě dosavadního živelného působení realizováno cílevědomé působení lidstva na klima (tzv. meliorace klimatu), které může směřovat i k zachování dosavadního klimatu, jemuž se prakticky přizpůsobila ekonomika a veškerý život lidstva. Podle některých názorů je holocén ztotožňován s obdobím interglaciálu. Podle názorů J. Mitchella, J. Imbrie, J. Z. Imbrie aj. se bude v budoucnu na Zemi projevovat tendence k ochlazování, které asi za 23 000 let povede k podmínkám glaciálu (obr. 2.78). Růst obsahu CO2 však může přispět k tzv. „superinterglaciálu", v němž budou globální teploty vzduchu o několik °C vyšší než v nejteplejších obdobích čtvrtohor. Pak by tendence k ochlazování byla zastavena do té doby, než bude oteplení samo od sebe přerušeno (což může být během příštích 2000 let). 2.9 KLIMA PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRY Vlivy fyzikálních vlastností aktivního povrchu nebo aktivní vrstvy na atmosféru jsou nejvýraznější ve vrstvě vzduchu, která k němu přiléhá. Pro tyto vlivy je na povrchu kontinentů typická velká proměnlivost v prostoru a čase, podmíněná jednak druhem aktivního povrchu nebo vrstvy (např. sníh, voda, vegetace, zástavba), jednak změnami jeho struktury, obsahu vody, druhovým složením, výškou a hustotou vegetačního krytu apod. Vlivy aktivního povrchu na přízemní atmosféru závisí na celkovém charakteru počasí a jsou nejvýraznější při počasí radiačního typu. Důsledky bezprostředních účinků aktivního povrchu na přízemní atmosféru jsou tak výrazné, že podmiňují specifické fyzikální vlastnosti přízemní atmosféry, děje a jevy, které tam probíhají, i jejich režim, který podle měřítka zahrnujeme pod pojem mikroklima, místní klima a mezoklima (část 2.1.3.1). Základní kritéria pro vyčlenění těchto klimatických kategorií jsou dána jednak klimagenetickou homogenitou aktivního povrchu (rozměr jednotlivých kategorií je tedy určen stupněm proměnlivosti vlastností aktivního povrchu), jednak formami a intenzitou přenosu energie mezi aktivním povrchem a přízemní atmosférou a z nich vyplývajících fyzikálních vlastností přízemní atmosféry a jejich změn ve vertikálním i horizontálním směru. 2.9.1 VÝMĚNA ENERGIE MEZI AKTIVNÍM POVRCHEM A PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉROU Pro vytváření specifických vlastností přízemní atmosféry, dějů a jevů v ní a jejich režimu je určující výměna energie cestou dlouhovlnného vyzařování, turbulentního a latentního 20 r ■« 15 a 10 - „superinterglaciál" poslední velký .y. .;.::; "klimatický cyklus 150 125 100 tis 75 let př. 50 n.l. 25 . ' 1 +25 současnost 141 toku tepla mezi aktivním povrchem a přízemní atmosférou, intenzita této výměny a její změny v prostoru a čase. 2.9.1.1 DLOUHOVLNNÉ VYZAŘOVÁNÍ A TURBULENTNÍ VÝMĚNA ENERGIE Dlouhovlnné vyzařování, aktivního povrchu má omezený vertikální dosah, který závisí na obsahu látek, jež v atmosféře toto záření pohlcují (C02, vodní pára). Poněvadž obsah vodní páry v atmosféře klesá s výškou a koncentrace CO2 se prakticky nemění, je pohlcování dlouhovlnného záření povrchu nejintenzívnější v přízemní atmosféře. Totéž platí i pro intenzitu zpětného záření atmosféry, které je kromě obsahu vodní páry podle Kirchhoffova zákona závislé na teplotě vyzařující látky. Zhruba čtvrtina intenzity celkového zpětného záření atmosféry je vyzařována z přízemní vrstvy o mocnosti kolem 2 m, více než polovina z vrstvy o mocnosti kolem 100 m. Aktivní povrch má výrazný brzdicí účinek na proudění vzduchu. V souladu s tím, co bylo řečeno o struktuře a charakteru turbulentního proudění v části 2.3.8, je zřejmé, že intenzita i struktura turbulence se v přízemní atmosféře výrazně mění s výškou. Tyto změny závisí na vlastnostech aktivního povrchu, rychlosti pohybu vzduchu a její změně s výškou a na teplotním zvrstvení. Podle charakteru proudění a s ním souvisícího způsobu přenosu tepelné energie můžeme v přízemní atmosféře vyčlenit typické vrstvy. Nad aerodynamicky hladkým povrchem existuje velmi tenká vrstva o mocnosti řádově 10-4 m, v níž je proudění laminární. Transport tepelné energie z aktivního povrchu se v této tzv. laminární sub-vrstvě uskutečňuje výhradně molekulárním vedením. Nad touto vrstvou se nachází tzv. přízemní mezivrstva, sahající do výšky řádově 10~3 až 10-2 m. Proudění vzduchu v této vrstvě má smíšený (laminárně turbulentní) charakter, přičemž intenzita turbulence roste s výškou. Nad touto vrstvou se do výšky 20 až 100 m nachází přízemní vrstva atmosféry (tzv. Prandtlova vrstva), v níž je proudění vzduchu čistě turbulentní a intenzita turbulence roste s výškou. Nad povrchem aerodynamicky drsným je proudění vzduchu i v jeho bezprostřední blízkosti čistě turbulentní. Rozdíly ve způsobu a intenzitě přenosu tepelné energie a dlouhovlnného záření v těchto dílčích vrstvách podmiňují v přízemní atmosféře výraznou změnu hodnot meteorologických prvků ve vertikále i jejich změny v Čase. 2.9.2 TEPLOTNÍ POMĚRY PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRY V bezprostřední blízkosti aktivního povrchu, kde se na transportu tepla podílí molekulární vedení, je změna teploty vzduchu s výškou velmi výrazná. Hodnoty vertikálních gradientů teploty /' tam dosahují v přepočtu na 1 m řádově 102 až 104 °C. S dalším růstem výšky se jejich hodnoty zmenšují. V souladu se změnou vertikálních gradientů teploty s výškou a se změnami znaménka gradientu v periodě dne můžeme v přízemní atmosféře vyčlenit charakteristické vrstvy: V období kladné energetické bilance přiléhá bezprostředně k aktivnímu povrchu tzv. labilní přízemní vrstva s hodnotami ŕ > y (část 2.3.4.3), nad ní se vyskytuje adiaba-tická mezivrstva s hodnotou ľ = y, která přechází do vrstvy s ľ < y. Vznik a zánik labilní přízemní vrstvy v periodě dne časově prakticky souhlasí se změnou znaménka energetické bilance aktivního povrchu v ranních a večerních hodinách. Vznik adiabatické mezi-vrstvy je vázán na plný vývoj labilní přízemní vrstvy. Při malé dodávce zářivé energie se uvedené vrstvy nemusí plně vyvinout nebo se vůbec nemusí vytvořit. V období záporné energetické bilance se v přízemní atmosféře v důsledku převládajícího efektivního vyzařování aktivního povrchu vytváří do výšky kolem 20 m stabilně zvrstvená, tzv. přízemní inverzní vrstva (T < 0), nad níž se nachází vrstva izotermická, dosahující výšky až 400 m. Je tedy zřejmé, že přízemní inverze teploty mají komplikovanou strukturu; obě dílčí vrstvy spojujeme do tzv. celkové inverzní vrstvy. 142 2.9.3 VLHKOST PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRY Transport vodní páry se v přízemní atmosféře uskutečňuje v bezprostřední blízkosti aktivního povrchu hlavně molekulární difúzí, ve větší výšce turbulencí. Přestože je aktivní povrch zdrojem vzdušné vlhkosti, nemusí se maximální vlhkost vyskytovat vždy v jeho bezprostřední blízkosti. Vertikální profil tlaku vodní páry závisí v první řadě na intenzitě výparu a intenzitě vertikálního transportu vodní páry, který roste se sytostním doplňkem. Důsledkem těchto procesů je v období kladné energetické bilance aktivního povrchu profil tlaku páry typický maximem v blízkosti zemského povrchu, tzv. vlhký typ. V období záporné bilance se v závislosti na změně teplotního zvrstvení a na celkovém poklesu teploty sytostní doplněk zmenšuje, často až na nulovou hodnotu. Může tedy docházet ke kondenzaci na aktivním povrchu, popř. i v přízemní atmosféře, což má při minimálním výparu za následek pokles tlaku páry v blízkosti povrchu. Důsledkem toho je tzv. suchý typ vertikálního profilu tlaku páry. Vertikální profil relativní vlhkosti závisí těsně na napětí páry a teplotě vzduchu (část 2.3.5.1). Poněvadž napětí nasycení roste se zvyšováním teploty výrazněji než reálné napětí páry, vytváří se v období kladné energetické bilance aktivního povrchu v přízemní atmosféře tzv. suchý typ vertikálního profilu s minimem relativní vlhkosti v blízkosti povrchu. V období záporné bilance se tvoří typ vlhký, vázaný na stabilní teplotní zvrstvení a na případný pokles teploty v blízkosti povrchu na rosný bod. 2.9.4 PROUDĚNÍ V PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉŘE Aktivní povrch má na proudění vzduchu výrazný brzdicí účinek. Proto se horizontální pohyb vzduchu uskutečňuje až od určité výšky nad aktivním povrchem. Tuto výšku nazýváme výška (parametr) drsnosti z0. Její hodnota závisí na druhu aktivního povrchu (obr. 2.79). Od úrovně z0 rychlost větru s výškou roste, intenzita růstu závisí na teplotním zvrstvení přízemní atmosféry. Při neutrálním teplotním zvrstvení je růst rychlosti větru s výškou logaritmický, při zvrstvení instabilním roste rychlost větru s výškou pomaleji (důsledek vertikálního transportu vzduchových částic s nižší horizontální rychlostí z blíz- 2.79 Výška drsnosti z0 pro vybrané druhy aktivního povrchu při minimální rychlosti větru z>min, při níž se mění laminární proudění na turbulentní (podle H. Fortaka, 1971). 10 1,0 i °-1 c £ > 0,01 0,001 V- -Sr ■ "t T------- N I moč S I" ladina m I >ře. - i. P . y snt hová pokrývka rZT-- step!zz jvrch le .- I fitr ttpo ost vysoké trávy ál i i TTT ]f .por ost obili __L II \ es! | 10-" 10-3 10-2 10 10°z0(m) 143 kosti aktivního povrchu do výšky při výrazné termické turbulenci). Pro stabilní teplotní zvrstvení je naopak typické zvýraznění vertikálního profilu větru (stabilně zvrstvená přízemní atmosféra zhlazuje nerovnosti aktivního povrchu, jehož brzdicí účinek se proto ve větší výšce projevuje méně). 2.9.5 VLIV SPECIFICKÝCH DRUHŮ AKTIVNÍHO POVRCHU NEBO AKTIVNÍ VRSTVY NA PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRU Uvedené vlastnosti přízemní atmosféry a jejich režim jsou podstatně modifikovány, je-li aktivním povrchem (vrstvou) vodní hladina, je-li zemský povrch pokryt vrstvou sněhu nebo vyskytuje-li se na něm vegetace. 2.9.5.1 VLIV VODNÍCH PLOCH NA PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRU V této části se zaměříme na problematiku vlivů vnitrozemských vodních nádrží na přízemní atmosféru, v nichž jsou vzhledem k jejich hloubce a objemu natolik výrazné změny teploty a výparu během dne, že dostatečně ovlivňují periodicitu změn meteorologických prvků v přízemní atmosféře. Vliv vodních ploch na přízemní atmosféru je dán zvláštnostmi energetické bilance vody, které plynou z jejích fyzikálních vlastností, jimiž se liší od kompaktních povrchů. Jsou to: 1. změny hustoty vody v závislosti na její teplotě a zakalení (část 3.8.1.6), 2. velká objemová tepelná kapacita vody (4,19 . 106 J . m-3. K"-1), 3. existence turbulentních proudů podmíněných změnami teploty, 4. zvláštnosti v pohlcování a odrazu záření, 5. minimální hodnota adiabatického ochlazování (přibližně 0,2 °C na 1000 m), 6. aerodynamický charakter vodní hladiny. Obrat záření probíhá ve vodě do určité hloubky (uskutečňuje se tedy v aktivní vrstvě). V povrchové vrstvě vody dochází nejen k pohlcování záření (intenzita pohlcování s rostoucí vlnovou délkou roste), ale i k jeho odrazu (odraz povrchový a vnitřní). Přestože hodnota albeda vody je obecně v průměru menší než u většiny kompaktních povrchů, zvyšuje se pohlcováním záření její teplota pomaleji než u pevných povrchů vzhledem k její velké tepelné kapacitě a turbulentním proudům, které zmenšují přehřívání její povrchové vrstvy. V energetické bilanci aktivní vrstvy vody hraje nejvýraznější roli latentní tok tepla. Výpar z vodní hladiny, a tedy i intenzita latentního toku tepla závisí vedle sytostního doplňku v atmosféře nad hladinou a rychlosti větru těsně na povrchové teplotě vody. V období kladné energetické bilance se voda prohřívá pomaleji než kompaktní povrch, v období bilance záporné je její teplota v porovnání s kompaktními povrchy zpravidla vyšší. Zmenšení denní amplitudy teploty vodní hladiny má za následek pokles amplitudy výparu, a tedy i latentního toku tepla. Dalším mechanismem regulujícím předávání latentní energie do atmosféry je změna hustoty vody v závislosti na změnách její teploty. Neklesne-li v nočních hodinách teplota vody pod 4 °C, klesá voda z povrchové vrstvy ochlazené procesy vyzařování dolů a na její místo vystupuje relativně teplá voda z větší hloubky. Výpar i latentní tok tepla mohou tedy i v noci dosahovat poměrně vysoké intenzity, nejsou-li omezeny malým sytostmm doplňkem v atmosféře nad vodní hladinou. . Při poklesu teploty vody pod 4 °C se chladná voda s nižší hustotou udržuje v blízkosti hladiny a způsobuje zmenšení výparu i latentního toku tepla. Turbulentní tok tepla je v porovnání s latentním nad vodní hladinou podstatně menší. Vzhledem k tomu, že se klidná vodní hladina z hlediska proudění vzduchu blíží často aerodynamicky hladkému povrchu, může v atmosféře přiléhající k hladině existovat laminární proudění, v němž se přenos tepelné energie uskutečňuje pouze molekulárním vedením. 144 Tím je značně omezen přenos tepla do atmosféry nad vodou a s ním i tepelné ztráty vodních nádrží a vertikální dosah jejich vlivů na teplotu atmosféry nad vodou. V případě rozdílné teploty vodní hladiny a vzduchu nad ní se teplota obou prostředí vyrovnává v poměrně tenké vrstvě vzduchu o mocnosti řádově 10-' m skokem, takže vertikální profil teploty ve větších výškách není výrazně modifikován. Malá aerodynamická drsnost vodní hladiny současně podmiňuje růst rychlosti větru v její blízkosti i jeho vertikální prolil, který se obvykle blíží logaritmickému. 2.9.5.2 VLIV SNĚHOVÉ POKRÝVKY NA PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRU Na tvorbu specifického mikroklimatu nad sněhem mají výrazný vliv jeho fyzikální vlastnosti, k nimž patří: 1. malá hustota čerstvého sněhu (řádově 102 kg . m-3), 2. vysoká izolační schopnost sněhu (tedy malá tepelná vodivost), 3. propustnost sněhu pro záření, 4. vysoké albedo sněhu. Ultrafialové a viditelné záření je povrchem sněhu silně odráženo (albedo čerstvého sněhu dosahuje hodnoty 75 až 90 %), dlouhovlnné záření je naopak silně pohlcováno a pro vlnové délky větší než 10 u.m představuje sníh prakticky absolutně černý povrch. K odrazu krátkovlnného záření pronikajícího pod povrch sněhu až do hloubky kolem 1 m dochází nejen na povrchu, ale i uvnitř sněhové pokrývky, přičemž tato vnitřní reflexe může převyšovat reflexi povrchovou. Z uvedeného tedy plyne, že sníh pohlcuje pouze malou část celkového záření a naopak silně pohlcuje dlouhovlnné záření zemského povrchu v jeho podloží i zpětné záření atmosféry. Malou tepelnou vodivostí sněhu je podstatně snížen tok tepla z podloží sněhu do atmosféry. Výraznější roli při výměně energie hraje ve sněhu spotřeba latentního tepla při jeho tání a jeho uvolňování při mrznutí tavné vody (jednotkové latentní teplo tání je 3,348 . 10SJ. kg-1), popř. přenos tepla tavnou vodou, který může dokonce převyšovat výměnu zářivé energie ve sněhu. Uvedené vlastnosti sněhu jako aktivní vrstvy omezují tedy podstatně všechny formy výměny energie mezi jeho podložím a atmosférou a podstatně snižují tepelné ztráty jeho podloží. Důsledkem této skutečnosti je pro atmosféru nad sněhem převládání stabilního, popř. neutrálního teplotního zvrstvení, poněvadž většina tepelné a zářivé energie pohlcené sněhem se spotřebovává na procesy tání, a není tedy předávána atmosféře. To má za následek snížení termické turbulence na velmi malou hodnotu a v důsledku toho i zmenšení turbulentního a latentního toku tepla. Vertikální profil tlaku páry je nad sněhem málo výrazný, což souvisí s malou intenzitou sublimace vodní páry z povrchu sněhu a málo intenzívním výparem tavné vody při teplotách blízkých 0 °C. Vertikálním profilem teploty je podmíněn i profil rychlosti větru, který je nad sněhovou pokrývkou obvykle logaritmický, při stabilním teplotním zvrstvení se intenzita růstu rychlosti větru s výškou zvětšuje (část 2.9.4). 2.9.5.3 VLIV VEGETACE NA PŘÍZEMNÍ ATMOSFÉRU Aktivní vrstva, kterou představuje vegetační kryt, modifikuje vlastnosti přízemní atmosféry a jejich režim tak výrazně, že vytváří specifický typ mikroklimatu — tzv. mikroklima vegetační (porostové). Celkové záření dopadající na povrch nadzemních částí rostlin je jím částečně odráženo částečně pohlcováno a propouštěno. Odraz záření s vlnovou délkou A celkově roste, pro- 145 nikání je do Á sy 0,68 [>.m celkem nevýrazné, s dalším prodlužováním Á však prudce roste až na hodnotu kolem 60 %. Pohlcování záření s hodnotou A celkově klesá. Díky tomu se uvnitř porostů mění nejen intenzita, ale i spektrální složení pronikajícího záření, v němž převládá záření rozptýlené o vlnových délkách s maximem intenzity kolem 0,8 fxm (tzv. červený stín, podle barevného vjemu na lidské oko však nazývaný stín zelený). Poněvadž má vegetační kryt výrazný brzdicí účinek na proudění vzduchu, jsou v něm podstatně zeslabeny turbulentní formy přenosu energie. Hlavní formou transportu energie ve vegetačním krytu je proto dlouhovlnné vyzařování. Jelikož nadzemní části rostlin vyzařují jak vzhůru, tak k povrchu půdy, dochází uvnitř porostů k podstatnému snížení efektivního vyzařování, a tedy ke zmenšení tepelných ztrát a ochlazování rostlinných orgánů. Turbulentní a latentní tok tepla hrají významnou roli až v atmosféře s výraznější turbu-JencLnad porostem. Latentní tok tepla je v prostoru vegetačního mikroklimatu zpravidla^ vždy intenzivnější než tok turbulentní. Tato skutečnost plyne z výrazného podílu transpirace na celkovém výparu z porostu. Protože výměna energie probíhá v porostech ve vrstvě o určitém vertikálním rozměru, klesá výraznost vertikálních profilů teploty, vlhkosti i proudění vzduchu v jejich rozsahu stejně, jako klesá extremita časových změn těchto meteorologických prvků. Maximum teploty v období kladné i minimum teploty v období záporné energetické bilance je ve vertikálním řezu vegetačním krytem vázáno vždy na úroveň nejintenzívnějšího pohlcování záření, resp. dlouhovlnného vyzařování — tedy na úroveň největší hustoty nadzemních orgánů rostlin. Podle vertikální struktury vegetačního krytu, jeho stáří a druhového složení se mohou oba teplotní extrémy vyskytovat buď v jediné, nebo více úrovních, u málo hustých porostů se přibližují poměrům nad povrchem bez vegetace — přesouvají se tedy k povrchu půdy. Vlhkost vzduchu je v prostoru vegetačního mikroklimatu značná. Je to důsledek transpi-račních procesů, které mají na rozdíl od evaporace (část 2.3.5) fyziologickou povahu ajsou založeny na odběru vody z půdního substrátu, jejím transportu rostlinnými orgány a výparu přes povrch rostlinných orgánů do atmosféry. Kromě,sytostního doplňku, proudění a barometrického tlaku ve vzduchu obklopujícím rostlinu a kromě rozdílu teploty mezi transpiru-jícími rostlinnými orgány (hlavně listy) a okolním vzduchem je tedy transpirace ovlivněna i anatomií rostlin a způsobem vazby vody v jejích orgánech. Vedle samotného procesu transpirace je důležitým faktorem zvýšení evapotranspirace v porostech podstatné zvýšení výparné plochy (celkový povrch nadzemních orgánů rostlin na ploše 1 m2 činí např7~u lúchTčE porostů 20 i více m2). Dalším faktorem zvyšujícím podstatně vlhkost vzduchu v porostech je zeslabení turbulentního transportu vodní páry souvisící s poklesem rychlosti proudění vzduchu. To se projevuje i na vertikálním profilu tlaku vodní páry a relativní vlhkosti, které odpovídají při dostatečné vodní kapacitě půdního substrátu a hustotě porostu již popsaným vlhkým typům. U dostatečně vysokých porostů členěných do dílčích vegetačních pater, např. u lesa, se nejvyšší hodnoty obou vlhkostních charakteristik vyskytují v úrovních největší hustoty porostu (zde jsou vázány na transpiraci) a v blízkosti povrchu půdy (zde jsou vázány na evaporaci). Vegetační kryt obecně zvyšuje aerodynamickou drsnost povrchu, a proto má, výrazný brzdicí účinek na jproudění vzduchu. Proto v porostech dochází vedle celkového zeslabení proudění i ke změně pole proudění. Zmenšuje se rychlost horizontálních složek pohybu vzduchu na úkor složky vertikální a velmi výrazně roste hodnota výšky drsnosti. Podstatnou roli hrají porosty v zachycování vertikálních i horizontálních srážek. Zadržo-jvání srlžek4iQrx)sty-(HiteiiQej}c^ spočívá v tom, že srážková voda zachycená na počátku srážek na rostlinných orgánech je pevně vázána povrchovými silami, a nemůže tudíž stékat k půdě (tzv. voda skropná). Teprve od okamžiku nasycení zadržujícího povrchu rostlin skropnou voôľou dochází k okapu, popř. ke stoku vody k povrchu půdy. U vertikál- 146 nich srážekjeztrát^you_položkQii--V-e---vxdni bilanci porostů, poněvadž stropná voda se po skončení srážek vypařuje. Intercepční ztráty jsou podstatně vyšší u porostů jehličnatých než u listnaných. Zachycování horizontálních srážek vegetací zněmená naproti tomu zisk vláhy. ~% uvedené stručné charakteristiky vegetačního mikroklimatu plyne, že interakce rostlin a jejich společenstev s přízemní atmosférou vede k formování takových fyzikálních vlastností atmosféry a jejich režimu, jež se z hlediska vegetace blíží optimálním podmínkám jejich vývoje. 2.9.6 KLIMA MĚST Urbanizovaná území, jako např. města nebo městské aglomerace, představují specifický, vertikálně členěný aktivní povrch, tvořený převážně pevnými stavebními materiály (např. betonem, asfaltem, keramickými materiály nebo kovy). Navíc zde dochází k intenzivnímu tepelnému znečištění atmosféry a k emisím pevných, kapalných i plynných znečištenin do ovzduší (část 2.2.1 a 2.6) (příloha 6). Tepelné znečištění urbanizovaných uzemí, tedy transport odpadní tepelné energie výrobních procesů nebo odpadního tepla při vytápění budov do atmosféry, je v současnosti zvláště v topném období tak velké, že již odpovídá intenzitě zářivé energie pohlcené aktivním povrchem měst, dokonce ji může i převyšovat. Důsledkem uvedených vlastností povrchu urbanizovaných území a důsledkem znečištění ovzduší je výrazná modifikace energetické bilance aktivního povrchu v porovnání s okolním a vznik specifické formy místního klimatu, popř. mezoklimatu, pro kterou se užívá název klima měst. 2.9.6.1 ENERGETICKÁ BILANCE URBANIZOVANÝCH ÚZEMÍ Přestože zatím nemáme dostatek kvantitativních informací o energetické bilanci urbanizovaných území, můžeme její změny vyplývající z porovnání s bilancí území neurbanizovaných vyjádřit alespoň kvalitativně. Aelšložek bilance záření je znečištěnou přízemní atmosférou ovlivněno v první řadě cel-Jsoyjízáření. Ve znečištěné přízemní atmosféře dochází jednak k intenzivnímu aerosolovému rozptylu (část 2.3.1.2.2), jednak ke značnému pohlcování přímého i rozptýleného záření. Pokles intenzity celkového záření pohlcováním je výrazný hlavně v zimním období, kdy je koncentrace znečištenin díky zvýšené četnosti stabilního teplotního zvrstvení přízemní atmosféry zvláště vysoká a zenitová vzdálenost Slunce velká. Zeslabení intenzity slunečního záření může v tomto období dosahovatjiž_90_%_při průměrné hodnotě kolem 30 %. V létě je při převládající instabilitě teplotního zvrstvení rozptyl znečištenin lepší, takže jejich snížená koncentrace zeslabuje sluneční záření podstatně méně (v průměru o 6 až 10 %). Stavební materiály mají zpravidla dosti značnou tepelnou kapacitu. V období kladné energetické bilance tedy akumulují značnou část tepelné energie a v období bilance záporné ji intenzívně vyzařují. Značná část jejich vyzařování je však pohlcena znečištěnou atmosférou, pro kterou je současně typická velká intenzita zpětného záření. Výsledkem těchto procesů je zmenšení efektivního vyzařování aktivního povrchu měst. Vzniká zde tedy skleníkový efekt, obdobný efektujabsorpce dlouhovlnného záření vodní párou a CO2 v měřítku globální atmosféry (Část 2.3.1.6), Zeslabení intenzity slunečního záření na jedné a zmenšení efektivního vyzařování na druhé straně se v celkové hodnotě bilance záření aktivního povrchu měst projevuje pouze malým zvýšením v porovnání s jejich okolím. Důležitou roli však hraje zjrjěnajp,ektrálního_složení celkového záření při pohlcování ve znečištěné atmosféře, která se projevuje napr. ve sníženi intenzity fotosyntézy zelených rostlin nebo snížené tvorbě vitamínu D. Změnami bilance záření jsou do jisté míry ovlivněny i ostatní složky energetické bilance, 147 tj. turbulentní a latentní tok tepla a tok tepla do podloží aktivního povrchu, i když za hlavní faktor způsobující změny energetické bilance aktivního povrchu považujeme produkci odpadního tepla a tepelné znečištění atmosféry, změny vláhové bilance, změny pole proudění vzduchu a růst tepelné vodivosti a kapacity podloží aktivního povrchu urbanizovaných území. Změny turbulentního toku tepla těsně souvisí s podstatným zvýšením aerodynamické drsnosti aktivního povrchu zástavbou, jež způsobuje růst mechanické turbulence. Výsledkem je pokles rychlosti horizontální a růst rychlosti vertikální komponenty proudění vzduchu, což spolu s produkcí umělého tepla způsobuje růst turbulentního přenosu tepelné energie do atmosféry. Lokálně však může docházet i ke značnému zvýšení rychlosti větru způsobenému konfluencí proudnic v prolukách souvislé zástavby nebo v ulicích, popř. vázanému na vznik maloprostorových vírů. Latentní tok tepla je naproti tomu podstatně snížen v důsledku nízkého obsahu.vláhy v podloží aktivního povrchu, poněvadž většina vody z atmosférických srážek je poměrně rychle odváděna kanalizačními systémy, a nemůže se tedy spotřebovávat na výpar. Celkově lze konstatovat, že na oba toky tepla do atmosféry je spotřebovávána značná část radiační bilance (kolem 80 %), zbytek pohlcené zářivé energie je po přeměně na tepelnou transponován do podloží aktivního povrchu. Horní hranice znečištěné atmosféry představuje vzhledem k relativně čistému vzduchu nad ní dílčí aktivní povrch s vlastní energetickou bilancí. V rozsahu urbanizovaných území dochází tedy ke změně systému aktivní povrch—atmosféra v tom slova smyslu, že mezi subsystémy aktivního povrchu a relativně čisté atmosféry vstupuje subsystém atmosféry znečištěné (obr. 2.80). Rovnici energetické bilance subsystému urbanizovaného aktivního povrchu a znečištěné přízemní atmosféry můžeme pak ve shodě s obr. 2.80 psát ve tvaru: {Ru - R') + (A! -A0) + F = (Hu - H') + {LEU - LE') + Gu + 5, (2.65) kde je: Ru a R' — bilance záření urbanizovaného aktivního povrchu, resp. znečištěné atmosféry nad ním; Ai a A0 — tepelná energie přiváděná do subsystému znečištěné atmosféry, DEN znečištěná atmosféra H' R' LE' 2.80 Schéma složek energetické bilance a jejich orientace v subsystému urbanizovaného aktivního povrchu a v subsystému znečištěné atmosféry (plné šipky vyjadřují přenos tepelné a obrysové přenos zářivé energie). 148 y A | ©: •> a 'S MU 2i -'S s ° 3 N koncentrace pevných znečištěnin koncentrace SO2 koncentrace COj koncentrace CO větší než desetinásobná větší než pětinásobná větší než desetinásobná větší než pětadvacetinásobná sluneční záření intenzita celkového záření na horizontálním povrchu intenzita ultrafialového záření — zima intenzita ultrafialového záření — léto nižší 0 15 až 20 % nižší 0 30 % nižší 0 5 % oblačnost větší o 5 až 10 % m j pravděpodobnost výskytu mlhy — zima ~ [ pravděpodobnost výskytu mlhy — léto větší 0 100 % větší 0 30 % 1 roční úhrn počet dnů se srážkami 5; 5 mm větší 0 5 až 10 % větší 0 10 % 3 « > průměrná roční průměrná minimální v zimě vyšší 0 0,5 až 0,8 °C vyšší 0 1,0 až 1,5 °C "H « 1 průměrná roční •S o průměrná v zimním období ~ £ průměrná v letním období nižší 0 6 % nižší 0 2 % nižší 0 8 % : průměrná roční •2 3 1 maximální nárazy £^ i bezvětří menší 0 20 až 30 % menší 0 10 až 20 % četnost větší 0 5 až 20 % 149 Pro teplotu vzduchu v prostoru měst je charakteristický růst směrem k centrálním částem. Poměrně teplou atmosféru nad městy v porovnání s jejich okolím označujeme jako tepelný ostrov měst. Rozdíly teploty mezi středy měst a jejich okolím závisí jednak na celkovém charakteru počasí (největší jsou při radiačním typu počasí, kdy se mohou v extrémních případech blížit k 10 °C), jednak na denní době. V období kladné energetické bilance jsou obvykle méně výrazné a méně stálé než v nočních hodinách. Vertikální profil teploty v přízemní městské atmosféře je ve většině případů instabilní, a to i při tvorbě teplotních inverzí v okolí měst. Najyorbu_^ehiých_ ostrovů měst mají nejvýznamnější vliv zmenšení výparu, zvýšení aero^ýna^ruckédrsnosti aktivního povrchu, tepelné vlastnosti aktivního povrchu intravilánu včetně tepelného znečištění přízemní atmosféry a pokles rychlosti převládajícího větru. V období insolace se projevuje nejvýrazněji faktor první, v nočních hodinách faktor třetí. Hodnota teplotního rozdílu mezi středními částmi a okolím měst do jisté míry závisí na velikosti města, resp. na počtu jeho obyvatel (obr. 2.81). Tepelné ostrovy měst mohou být vzhledem k horizontální změně teploty a s ní spojené deformace izobarických ploch (část 2.3.8) podmínkou vzniku místních cirkulačních systémů orientovaných při zemi do teplotního středu města a ve výšce opačně. Rychlostí větru odpovídají tyto cirkulační systémy již uvedeným horským a údolním větrům, brízám atd. (část 2.3.8.2). Vzhledem k malým rychlostem proudění jsou městské cirkulační systémy (a tedy i tepelný ostrov města) poměrně často zeslabovány nebo i rozrušovány advekčním prouděním vzduchu, Kritická rychlost advekčňmo proudění, které místní cirkulační systémy méstrrozrušujě, roste obvykle s hustotou zástavby a velikostí měst. V Londýně (počet obyvatel zhruba 7 000 000) je např. kolem lim. s-1, v Readingu (počet obyvatel přibližně 130 000) činí 5 až 7 m. s-1. Vliv urbanizovaných území na atmosférické srážky není tak jednoznačný a obecný jako na rozdělení teploty. Přestože ve městech je vlhkost přízemní atmosféry menší než v jejich okolí, mají urbanizovaná území na srážky určitý, i když ne zcela obecně platný vliv. Tento vliv spočívá jednak v podstatném zvýšení obsahu hygroskopických kondenzačních jader v atmosféře, jednak v existenci výstupných vzdušných proudů konvekční povahy nad teplot- aT(°C) 12 - 6 5«* 2 4 1 Quebec - s'Q • 3 2 San Francisco 7 3 Vancouver 8 - 1 1 y /• 4 Montreal 1 Ď '• 10 8 5 Edmonton 6 Winnipeg 4 1 •/ - • 1 1 7 Hamilton 8 San Jose 9 Palo Alto 0 1 10 Corvallis 12 1 Londýn 2 Berlin 3 Vídeň 5 « b) 2 1 ^ 9jr 8 - 4 Mnichov 7 • 5 Sheffield 0 _, • 3 _ 6 Utrecht 7 Malmó 11 • 6 4 4 - 8 Karlsruhe 9 Reading - 10 Uppsala 9» 0 11 Lund 4. 1 mml , i ^JJJ. li 1 , .....1 ...;_ ■"' __1—1 ■ LLLUJ___1—1 LLUH 10- 103 10' 10-5 10( 10 10" N 2.81 Závislost maximálních rozdílů teploty AT mezi středy měst a jejich okolím na počtu obyvatel N pro vybraná města Severní Ameriky (a) a Evropy (b) (podle T. R. Okea, 1973). 150 nimi středy měst, popř. v místních emisích vodní páry do atmosféry z povrchu dostatečně velkých chladicích věží. Důsledkem těchto procesů může být v atmosféře nad městy zintenzívnení růstu kupovitých oblaků, popřípadě vznik specifických druhů oblaků, které nazýváme cumulus industrialis. S tím může souviset i zesílení bouřkové činnosti (zpravidla bouřek z místního přehřátí) a zvýšené vypadávání srážek, ob\7kle_na~zavetrrié straně měst. Uvedené procesy, které jsou nej intenzívnejší v letním období, byly např. pozorovány v Saint Louis, kde sahá oblast zvýšení srážek o 6 až 15 % do vzdálenosti zhruba 40 km na závětrné straně města, nebo u nás na Ostravsku. Frontální srážky jsou ovlivňovány městy v daleko menší míře. Vzhledem k převládajícímu charakteru aktivního povrchu a z něj plynoucích změn energetické bilance a režimu meteorologických prvků bývá klima měst někdy přirovnáváno ke klimatu kamenných pouští. Meliorace klimatu měst může být reálná za přě^pÓklidu změn "téčíňÔIôgií výroby směřujících ke snížení odpadních produktů (včetně odpadní tepelné energie) emitovaných do atmosféry a změn vlastností aktivního povrchu výsadbou rozsáhlejších ploch zeleně, budováním vodních nádrží atd. 151 3. HYDROLOGIE 3.1 VÝZNAM VODY V KRAJINNÉ SFÉŘE Zfi Voda je nejdůležitější složkou přírodního prostředí. Její existenci na Zemi po dobu několika miliard let jsou přizpůsobeny velmi četné a složité procesy látkové výměny uvnitř jednotlivých sfér naší planety i mezi nimi. Voda má v krajinné sféře funkci látky umožňující nejen pohyb hmoty, ale i její nepřetržitě probíhající přeměnu. Je i velmi významným přírodním zdrojem, který zaujímá klíčové postavení v životě i činnosti člověka, a její úloha roste s mírou rozvoje společnosti. Problémy se získáváním a racionálním využíváním vodních zdrojů náleží k nejdůležitějším sociálním a vědeckotechnickým problémům současnosti. Jejich řešení závisí mnohdy na stupni rozvoje hydrologie, na stavu poznání vodních zdrojů, na úrovni poznatků o jevech a procesech, které probíhají v hydrosfére, i na aplikaci efektivních způsobů využívání a ochrany vod. Uvedené problémy podnítily i realizaci Mezinárodní hydrologické dekády v období let 1965—1974 pod záštitou UNESCO a za široké účasti států, mezinárodních i státních organizací a společností. Na ni navazuje probíhající Mezinárodní hydrologický program. Důležitou a neobyčejnou vlastností vody, která ji odlišuje od jiných přírodních zdrojů, je její schopnost nepřetržitě se obnovovat procesem oběhu, jehož hlavním článkem je výměna vody mezi světovým oceánem a pevninou. Oceán je gigantickým zdrojem, který v oběhu na Zemi hraje úlohu hlavního dodavatele slaäkT vody pro pevninu. Je však i prostředím, v němž se uskutečňuje výměna mnoha jiných látek i energie nejen uvnitř jeho rozsáhlého prostoru, ale i mezi ním a obklopujícím ho prostředím (sférami). Světový oceán produkuje nejen Jiyotodárijé Jatky (např. kyslík), ale též pohlcuje a přetváří látky, které vznikají na souši a které produkuje i sám člověk svou výrobní činností (např. oxid uhličitý a siřičitý). Proto je třeba poznávat světový oceán jako součást hydrosféry i jako součást krajinné sféry, která se výrazně projevuje v mnoha důležitých procesech látkové i energetické výměny na pevnině. A ještě jednu důležitou vlastnost vody je třeba si uvědomit. Ať upotřebí vodu člověk pro svůj život i výrobní činnost bezpočtukráte, její množství na Zemi se tím nezmenší a po určité době se obnoví i její kvalita i přírodní vlastnosti k novému použití. Voda se však z nevyčerpatelného daru přírody, žä který se ještě nedávno pokládala, proměnila ve faktor, který může ovlivňovat perspektivy ekonomického rozvoje lidské společnosti. Podstata problému s vodou spočívá nejen v tom, že v některých zemích její potřeba bude již v prvé polovině 21. století převyšovat obnovující se vodní zdroje, ale i v tom, že při jejím používání se rychle znečišťuje odpadními vodami i pevnými odpady. Jejich přirozená likvidace je zdlouhavá, a proto není možné mnoha vodních zdrojů opětovně používat. Stále méně a méně zůstávají na Zemi území a vodní objekty, kterých se nedotkla lidská ruka. Činnost člověka není vždy rozvážná a začíná se neblahodárně projevovat nejen na říčních, jezerních a podzemních vodách, ale i na režimu vnitřních moří, a dokonce i na světovém oceánu. V literatuře pojednávající o globálních problémech s využíváním vodních zdrojů se vyskytují i úvahy o nevyhnutelnosti „vodní krize". Výzkumy však ukázaly, že 152 zásoby vody na Zemi jsou ohromné a člověku nehrozí katastrofální nedostatek vody ani Vdaleké budoucnosti. To však bude platit jen za podmínky, že vodní zdroje budou využívány racionálně. Ke splnění takové podmínky je nutné zvládnout metody hydrologických výzkumů a osvojit si poznatky o zákonitostech výskytu a oběhu vody v přírodě. 3.2 VEDNÍ OBORY HYDROLOGIE, ORGANIZACE HYDROLOGICKÉ SLUŽBY, ZÁKLADNÍ HYDROLOGICKÉ INFORMACE 3.2.1 DEFINICE HYDROLOGIE A JEJÍ DĚLENÍ Hydrologie je věda, která se zabývá zákonitostmi nepřetržitě probíhajícího oběhu vody v jeho celistvosti a jejího výskytu v přírodě se zvláštním zřetelem na její množství, kvalitu a účinek v přírodě a společnosti. Je orientována na řešení potřeb společnosti a její poznatky se uplatňují ve všech oborech lidské činnosti využívajících vodu i její působení v přírodě. Je tedy jednou z disciplín věd o Zemi a o životním prostředí. Poněvadž se voda na Zemi pohybuje ve velmi rozličném přírodním prostředí, které ovlivňuje nejen způsob a cesty jejího oběhu, ale i její jakost, vedl vývoj hydrologie při používání stále dokonalejších metod výzkumu k jejímu rozdělení na řadu dnes již zcela samostatných vědních oborů. V základě se rozdělila na dvě větve, hydrologii moří čili oceánologii (též oceánografii) a hydrologii pevnin či souše. Hlavní disciplíny oceánologie: 1. Fyzická oceánologie se zabývá fyzikálními vlastnostmi mořské vody, pohybem mořských vod a procesy vyvolanými interakcí oceán—atmosféra. 2. Chemická oceánologie studuje chemické složení vody, 3. Biologická oceánologie studuje všechny formy života v moři a okolnosti, které na ně působí. 4. Mořská geologie a geofyzika studuje vznik mořských a oceánských pánví, strukturu oceánského dna, sedimenty na dně, seizmické vlnění. 5. Geomorfologie oceánů a moří studuje zákonitosti rozšíření tvarů reliéfu mořského dna a jeho vývoje. Hydrologie pevnin se v souvislosti s rozdílným prostředím, v němž se voda pohybuje, a s rozdílnými metodami zkoumání hydrologických objektů a procesů rozdělila na dílčí vědní obory: 1. Hydrologie atmosféry zkoumá pohyb a množství vody v části vodního oběhu probíhajícího v atmosféře. Má pro ně někdy jiná měřítka než meteorologie a klimatologie. 2. Hydrologie řek (potamologie) zkoumá vodu odtékající z povodí a protékající koryty řek, její fyzikální a chemické vlastnosti. 3. Hydrologie jezer (limnologie) se zabývá komplexním výzkumem vody ve vodních nádržích přirozeného i umělého původu s ohledem na její množství, fyzikální a chemické vlastnosti, život v nich, ale i vývojem jejich pánví a výměnou látek mezi vodou a ji obklopujícím prostředím. 4. Hydrologie bažin se zabývá vodou v rozličných typech bažin v podobném rozsahu jako hydrologie jezer. 5. Hydrologie podzemních vod nebo hydrogeologie zkoumá výskyt, rozšíření a vlastnosti vody pod zemským povrchem a vlastnosti horninového prostředí, v němž se pohyb vody uskutečňuje. 6. Hydrologie ledovců (kryologie či glaciologie) zkoumá vodu v ledovcích a trvalé sněhové pokrývce a vodu vznikající jejich táním. \4 153 Podmínkou rozvoje kteréhokoli oboru hydrologie bylo a stále zůstává množství pozorováním získaného popisného, vzájemně srovnatelného materiálu o vlastnostech vodních objektů a zeměpisného prostředí, v němž se voda nachází a vznikají hydrologické jevy. Získání takových poznatků bylo a je třeba cílevědomě organizovat, pozorování a měření provádět nikoli nahodile, ale soustavně, jeho výsledky třídit, zpracovávat,; klasifikovat a deponovat tak, aby byly kdykoli a rychle k dispozici. Úkoly tohoto druhu plní jedna ze základních disciplín hydrologie, a to hydrografie. Tak se stal zákonitým vývojem vědy o vodě z jejího původního označení hydrografie jen název pro jednu její složku. Další podmínkou rozvoje hydrologie byl vývoj měření důležitých mechanických, fyzikálních, chemických a biologických jevů, které vznikají na hladině vodních ploch i uvnitř jejich hmoty, a vyjadřování jejich kvalitativních hodnot čísly, dále vývoj metod těchto měření a konstrukce vhodných přístrojů. Soubor takových úkolů vedl ke zrodu hydrologické disciplíny hydrometrie. Aby výsledky pozorování a měření byly všeobecně použitelné, bylo nutné organizovat je v rámci národních a mezinárodních hydrologických služeb. Z bohatého materiálu získaného oběma disciplínami může hydrologie zevšeobecňovat poznatky o vlastnostech vodstva na Zemi a na jejích částech, o změnách pohybu vody v hydrosfére a o jevech s tím spojených a může je kvalifikovat a kvantifikovat. Československá hydrologie plnila převážně tyto úkoly: 1. Získávala a poskytovala informace o vodních zdrojích, jejich režimu, poznávaném z výsledků systematického pozorování a měření. 2. Získávala a poskytovala informace o říční síti, jejím vývoji a změnách a o hydrografických charakteristikách povodí. 3. Poskytovala návrhové hodnoty, posudky a expertízni vyjádření o hydrologických prvcích a režimu vodních objektů opírající se ve svých závěrech o výsledky pozorování a měření. 4. Vydávala hydrologické prognózy. 5. Přispívala k řešení všeobecných a teoretických problémů hydrologie. Z požadavků vyplývajících ze Směrného vodohospodářského plánu vyplývají kromě uvedených i další úkoly, které určují i další rozvoj hydrologie. Jde především o rozvoj zkoumání kvality vody a vlivu lidské činnosti na hydrologické procesy včetně kvality vody. Tato činnost je jednak záměrná, jednak má druhotné důsledky, obvykle nežádoucí. Probíhající i předpokládané změny v procesu oběhu vody vyžadují zavedení nových metod kvantitativního hodnocení prvků vodního režimu i prognóz a modelování. V souvislosti se zákonem o vodách a budoucích úkolech vodního hospodářství bude třeba řešit problémy spojené s ochranou a racionálním využíváním vodních zdrojů. K tomu bude potřeba shromažďovat potřebné materiály získané pozorováním a měřením, rozvíjet metodologii a prověřovat teoretická řešení praxí. Se vzrůstajícími požadavky na vodu budou růst i nároky na objem hydrologických údajů a předpovědí, na jejich kvalitu, přesnost a pohotovost. Jejich splnění vyžaduje modernizaci technologických procesů v síti pozorovacích bodů, s nimiž souvisí i terénní hydrologické práce, a při zpracování a archivaci údajů (např. zhotovování mikrofišových linek). Pozorovací objekty je třeba vybavovat unifikovanými snímači, které by umožnily kontinuální záznam na médium přímo zpracovatelné na samočinných počítačích a současně i jeho přenos do výpočtových a sběrných středisek. 3.2.2 HYDROLOGICKÁ SLUŽBA A HYDROLOGICKÝ VÝZKUM V ČSSR Úkoly operativní hydrologie komplexně zajišťují Český hydrometeorologický ústav (ČHMÚ) v Praze a Slovenský hydrometeorologický ústav v Bratislavě (SHMÚ), které se podílejí se svými pobočkami umístěnými podle povodí řek v Brně, Ostravě, Banské Bystrici a Košicích i na řešení základního výzkumu v hydrologii. Kromě organizace měření, pozorování, 154 jejich základního zpracování pro zveřejnění a uložení do archívu, poskytování požadovaných hydrologických hodnot se rozvíjí i prognózní služba. V poslední době se kromě základních hydrografických úkolů sleduje i možnost strojního početního zpracování, dokumentace a archivace všech hydrologických údajů o říční i o podzemní vodě v moderně vybaveném dokumentačním středisku. Výzkumná činnost v oboru hydrologie je soustředěna ve Výzkumném ústavu vodohospodářském (VÚV) v Praze-Podbabě a Výzkumném ústavu vodného hospodárstva (VÚVH) v Bratislavě a v jejich pobočkách. Všechny výše jmenované ústavy jsou resortními ústavy ministerstva lesního a vodního hospodářství. Další možnost rozvoje vědecké činnosti se naskytla při zřízení Československé akademie věd (ČSAV) a Slovenské akademie věd (SAV). Vznikly při nich Ústav pro hydrodynamiku ČSAV v Praze a Ústav hydrologie a hydrauliky SAV v Bratislavě. Dalšími vědeckými základnami, kde se rozvíjela a rozvíjí hydrologie a vychovávají se odborní pracovníci, jsou vysoké školy, a to přírodovědecké fakulty univerzit, stavební fakulty Vysokého učení technického a agronomické fakulty Vysoké školy zemědělské. Značná část praktických úkolů hydrologie se postupně přenášela i na jiné organizace, jako na Vodohospodářský rozvoj a výstavbu, Hydroprojekt, Vodní zdroje, Geotest, podniky Povodí a jiné projekční organizace, odbory vodního a lesního hospodářství a zemědělství krajských národních výborů a okresních národních výborů. Kvalitu vod sledují kromě podniků Povodí i krajské a okresní hygienické stanice. 3.2.3 HYDROLOGICKÉ INFORMACE Poněvadž hydrologické podklady o vodních zdrojích jsou potřebné pro vodohospodářské plánování a využívání vodních zdrojů, je velké množství hydrologických údajů a výsledků průzkumů soustředěno ve výše uvedených institucích a ústavech. Jejich značná část je již soustřeďována do -Hydrofondu, zajišťujícího i metodickou a bilanční činnost. O podzemních vodách je materiál (výsledky vrtů) soustřeďován i do Geofondu. Ze zveřejněných informací obsahuje základní hodnoty o povodí, řekách, vodních stavech, průtocích, teplotách vod, ledových jevech a některých prvcích režimu podzemních vod dílo vydané HMÚ pod názvem Hydrologické poměry Československé socialistické republiky, díl I, II, III. Dalším zdrojem podobných informací jsou hydrologické ročenky, vydávané v samostatných svazcích pro povrchové a pro podzemní vody. Údaje o koncentracích rozpuštěných látek v řekách uvádějí ročenky Jakosti vody na tocích. Velké množství zpracovaných hydrologických údajů může poskytnout i rozsáhlé mnohosvazkové dílo Státní vodohospodářský plán. Jeho přepracování do Směrného vodohospodářského plánu (1976) je závazným podkladem pro vodohospodářská opatření všech odvětví národního hospodářství. Hydrologické studie jsou zveřejňovány ve Sborníku prací ČHMÚ v Praze a Práce a štúdie SHMÚ v Bratislavě. Z časopisů uveřejňuje krátké studie s hydrologickou a vodohospodářskou tematikou celostátní Vodní hospodářství (od r. 1951, Praha), vycházející v řadě A a B, a Vodohospodársky časopis SAV (od r. 1953, Bratislava). Četné hydrologické studie jsou uveřejňovány i v geografických (Sborník ČSG, Geografický časopis SAV) a v geologických časopisech a dále v řadě spisů, které vydávají vysoké školy, ústavy a jiné instituce. V jiných státech s rozvinutým vodním hospodářstvím vycházejí časopisy s podobným označením. Nejznámější jsou Journal of Hydrology (Nizozemí), Water Resources Research (USA), Ground Water (USA), Water and Wateringeneering (Velká Británie), L'eau (Francie), Wasserwirtschaft (NSR), Deutsche gewässerkündliche Mitteilungen (NSR), Meteoro-logija i gidrologija (SSSR a Bulharsko), Gospodarka vodná (Polsko) aj. 155 3.3 ROZMÍSTĚNÍ ZÁSOB A OBĚH VODY NA ZEMI 3.3.1 ROZMÍSTĚNÍ CELOSVĚTOVÝCH ZÁSOB VODY : ---"""" Z celkové plochy povrchu Země 510 mil. km2 zaujímají oceánya. moře 361 mil. km2 (70,8 %) a pevnina 149 mil. km2 (29,2 %)rYäda^a-souše jsou jjapovxchu Země rozloženy nerovnoměrně. Na severní polokouli připadá na souši 100 mil. km2 a na vodní plochu 155.mil. km2, na jižní polokouli na souši 49 mil. km2 a na vodní plochu 206 mil. km2. Takové nerovno-měrňěTozložení ploch odlišných vlastností se výrazné projevuje v oběhu vody, v diferenciaci klimatu, ve vodní bilanci a v mnoha procesech spojených s pohybem vodních mas se všemi důsledky z toho vyplývajícími pro život ve vodě i na částech souše. Oceány se svými okrajovými moři jsou vzájemně spojeny a tvoří světový oceán. V něm je soustředěno 1338 mil. km3 vody, což je jen asi 0,1 % objemu Země. Na pevnině jsou celkové zásoby vody podstatně menší. Odhadují se asi na 47 984 610 km3, z čehož je asi 35 029 210 km3 sladké vody. Největší zásoby sladké vody jsou soustředěny v pevninských ledovcích (24 mil. krn3). Jejich pöcfil činí asi 69 % všech zásob sladkých vod. Za nimi stojí sice v pořadí zásoby podpovrchové vody (23,7 mil. km3), avšak více než polovina jsou vody slané a ze sladkých.vQd.se dá využívat jen nepatrná_část, a to hlavně pro jejich značné rozptýlení. Snáze dostupná a využitelná voda v jezerech a řekách (13,5 mil. km3) tvoří jen něco přes 0,27 % zásob sladkých vod a ani ta se nedá plně využívat. Z rozložení sladkých vod na souši je zřejmé, že z jejich celkového množství lze pro lidskou společnost využívat jen velice nepatrný podíl. Souvisí to s velkými potížemi při jejich jímání a odběru, často s velkými, obtížně překonatelnými vzdálenostmi jejich výskytu od místa potřeby, často však i s jejich znečišťováním. ' - Mezi světovým oceánem a pevninou dochází k nepřetržité výměně vody. Ze světového oceánu se voda vypařuje a jdostává se atmosférou jako vodní pára nad pevniny, kde kondenzuje a padá jako srážky. Část srážek odtéká z pevniny řekami a podzemní cestou zpět do oceánu. Část pevniny, z níž se uskutečňuje odtok, je odtokovou oblastí a část, na níž sice odtok probíhá, avšak nekončí ve světovém oceáně, je bezodtoková oblast. Řeky na nich končí v bezodtokových jezerech a bažinách, kam dotéká i podzemní voda. Podíl bez-odtokových oblastí 20 % rozlohy pevnin je poměrně vysoký, nejde však vždy jen o oblasti s deficitem vláhy nebo velmi suché (pouště). Části pevnin, z nichž se uskutečňuje odtok do určitého oceánu, se nazývají umoří. Ta jsou vzájemně oddělena liniemi hlavního kontinentálního rozvodí. Z ploch umoří odtéká do světového oceánu průměrně za rok asi 47 000 km3 vody, z nichž je asi 42 000 km3 vody říční, 2700 km3 vody z ledovců a 2200 km3 vody podzemní přitékající pobřežní linií. Celkový přítok představuje vrstvu 130 mm, rozprostřenou po celé rozloze světového oceánu. Prostorové rozložení tohoto přítoku vody není však rovnoměrné. Značně vyšší než průměrný je přítok vody do Severního ledového oceánu (355 mm) a Atlantského oceánu (226 mm). Podprůměrný je přítok do Tichého (83 mm) a Indického oceánu (80 mm). Vyplývá to z poměru mezi plochou umoří a plochou oceánů. Tentýž vliv se výrazně projevuje i mezi velikostí přítoku vody do částí světového oceánu jižní (46 mm) a severní polokoule (142 mm). Daleko větší jsou rozdíly ve velikosti přítoku do jednotlivých moří (např. do Karského moře 1530 mm, do jižního sektoru Atlantského oceánu jen 37 mm). Takové velké i menší odchylky v přítoku vody z pevnin vyvolávají výměnu vody mezi oceány a moři, která se uskutečňuje povrchovými i hlubinnými mořskými proudy. Přítok vody do oceánů se vyznačuje dále i nerovnoměrným rozložením v průběhu roku, což je podmíněno režimem srážek a teploty vzduchu, která podmiňuje tvoření a tání sněhové pokrývky i ledovců a průběh výparu z povrchu země. Největší změny v ročním rozložení odtoku byly zjištěny v Severním ledovém oceánu. Během léta tam přitéká 56 %, v zimě 156 jen 7 % celoročního odtoku. Nejvyrovnanější v průběhu roku je přítok vod do Atlantského oceánu, neboť v květnu dosahuje nejvíce 23 mm a v listopadu nejméně 14 mm (roční průměr 19 mm). V Severním ledovém oceánu souvisí s vysokým říčním odtokem z tajícího sněhu, který je synchronní v celém umoří. V Atlantském oceánu souvisí s vyrovnaným režimem říčního odtoku z umoří Jižní Ameriky a s asynchronním rozložením přítoku do severní a jižní části oceánu. V Tichém a Indickém oceánu se výrazněji projevuje přítok vody z monzunových dešťů. Roční rozložení celkového přítoku vody do světového oceánu je ovlivněno hlavně režimem říčního odtoku ze souše severní polokoule a rovníkové části umoří Jižní Ameriky. Nejvyšší přítok připadá na letní měsíce a nejmenší na zimní měsíce severní polokoule (35 % a 17 %). Nerovnoměrný je však i přítok vody do světového oceánu v jednotlivých rocích. Ten může být jednou z příčin pozorovaných změn úrovně hladiny světového oceánu a nepřímým ukazatelem intenzity oběhu vody na Zemi. V tomto kolísání se projevuje zvláště velikost přítoku do Tichého a Atlantského oceánu, který jinak dosahuje 75 % celkového přítoku vody z pevniny. 3.3.2 OBĚH VODY NA ZEMI J 9j\\ Účinkem slunečního záření a jeho přeměnou na teplo se voda vypařuje z povrchu Země v množství asi 577 000 km3 za rok, z něhož velká část připadá na světový oceán (505 000 km3) a menší na souši (72 000 km3). Jako srážky spadne opět na povrch oceánu 458 000 km3 a ty uzavírají tzv. malý oběh vody. Z prostoru nad světovým oceánem se přenáší vzdušnými proudy na pevninu asi 47000 km3 vody za rok, což je 8 % vypařeného množství z hladiny oceánu. Mezi povrchem pevnin a atmosférou dochází ke složité a mnohokrát se opakující výměně vody, která vede nakonec k opětovnému návratu téhož množství nazpět do světového oceánu. Jím se uzavírá velký oběh vody. I když se přenáší na pevninu oněch 47 000 km3 vody, spadne na povrch země vlivem opakovaného výparu z povrchu a dalším přenosem vody na jiná území asi 119000 km3 vody jako srážky. Z tohoto množství se vypařuje celkem asi 72 000 km3. Na bezodtokové území spadne v průměru za rok asi 9000 km3 vody, která se nad nimi zcela vypaří. Oběh vody v bezodtokových oblastech je v určitém smyslu samostatný, je však spjat s celkovým oběhem vody na Zemi, neboť vláha nad ně proniká z okolních odtokových oblastí nebo moří a z velké části uniká atmosférou za jejich hranice. Skutečná výměna vody mezi světovým oceánem a pevninou je poněkud složitější. Část vláhy z oceánu přenesená nad pevninu spadne sice jako srážky, ty se však vypaří a jako pára jsou zanášeny zpět nad oceán. Nezúčastňují se tedy dalšího oběhu vody nad pevninou a konečného odtoku do oceánu. Toto množství dosahuje 19 000 km3 za rok. Podle toho přínos vody ze světového oceánu dosahuje 66 000 km3 vody, která spadne na pevninu jako srážky. Celkové množství vodní páry přenášené ze světového oceánu nad pevninu se odhaduje na 100 600 km3. Avšak ne všechna tato pára spadne na pevninu jako srážky. Asi 34 % z ní se pouze přepraví nad kontinenty a znovu se vrací nad oceán (tranzitní vláha). Množství této vláhy není nad jednotlivými kontinenty stejné. Nad Asií, Severní a Jižní Amerikou se jí přepraví asi 20 %, nad Afrikou 38 %, nad Evropou 48 % a nad Austrálií asi 76 %. Je podmíněno vlastnostmi reliéfu, rozměry kontinentů a také vzdáleností od zdroje vláhy. Údaje o množství vody zúčastňující se oběhu jsou z díla Mirovo j vodnyj balans i vodnyje resursy Žemli. V ní se uvádí, že na oceánech se spotřebuje na výpar 90 % a na souši 55 % tepla radiační bilance. Na celé Zemi se na výpar spotřebuje 85 % tepla radiační bilance. Je tedy oběh vody na Zemi podstatnou složkou její energetické bilance a důležitým regulátorem teploty ovzduší. Oběh vody na Zemi se může vyjádřit jednoduchými rovnicemi, které jsou matematickým modelem jeho bilance. Prvky oběhu lze vyjádřit následujícími symboly: Eo — výpar ze 157 světového oceánu, Ep — výpar z pevniny, So — srážky spadlé na hladinu světového oceánu, Sp — srážky spadlé na povrch pevniny, O — odtok z pevniny. Vyjde-li se z podstaty oběhu vody, lze příslušné bilanční rovnice napsat v této podobě: Eo = So + O, (3.1) Ep==Sp- O, (3.2) So + Sp = Eo + Ep, (3.3) Rovnice vodní bilance mohou být sestavovány pro jakékoli území, nejčastěji pro povodí řek, jezer, ne však již pro kterýkoli časový úsek. Nejobvykleji se sestavují pro daný rok nebo jako průměrná bilance pro řadu roků (desetiletí). Pro území CSSR jsou průměrné hodnoty Tabulka 3.1 Průměrná bilance oběhu vody za rok na povodí řek ČSSR za období 1931 — 1960. Podle Hydrologické poměry ČSSR, díl III, 1970. Reka — misto Povodí Srážky Výpar Odtok 9 km2 km3 mm km3 mm km3 mm Labe po Vltavu 13 714 9,56 697 6,46 471 3,10 226 0,32 Vltava — ústí 20 090 12,82 638 9,42 469 3,40 169 0,26 Ohře — ústí 5 613 3,65 651 2,46 438 1,19 213 0,33 Labe — stát. hranice 51394 33,61 654 23,90 465 9,71 189 0,29 Odra s Olší 5 841 4,77 817 3,01 516 1,76 301 0,37 Morava — Mor. Ján 24 129 15,30 634 11,85 491 3,45 143 0,29 Váh — ústí 10 641 9,85 926 5,05 475 4,80 451 0,49 Nitra — ústí 5 141 3,41 665 2,66 517 0,75 148 0,22 Hron — ústí 5 465 4,40 805 2,63 482 1,77 323 0,40 Ipel - ze SSR 3 290 2,20 669 1,67 507 0,53 162 0,24 Slaná — stát. hranice 3 198 2,38 744 1,72 537 0,66 207 0,28 Bodva — stát. hranice 890 0,62 693 0,44 499 0,18 194 0,27 Hornád — st. hranice 4 346 3,08 710 2,08 479 1,00 234 0,33 Ondava — ústí 3 319 2,26 680 1,54 464 0,72 216 0,32 Laborec nad Uhem 1486 1,14 770 0,63 422 0,51 348 0,45 Poprad — st. hranice 1889 1,55 819 0,74 390 0,81 429 0,52 ČSSR — zaokrouhleno 127 858 89,00 700 61,00 480 28,00 220 0,31 Tabulka 3.2 Bilance oběhu vody nad kontinenty s ostrovy, pevninou a světovým oceánem. Podle Mirovoj vodnyj balans i vodnyje resursy Žemli, 1974 Pevniny Plocha mil. km2 Srážky 5 Výpar E Odtok O Souč. odtoku km3 j mm km3 mm km3 mm Evropa Asie Afrika Severní Amerika Jižní Amerika Austrálie Oceánie Antarktida pevnina svět. oceán 10,5 43,5 30,1 24,2 17,8 7,6 1,3 14,0 149,0 361,0 8 290 32 240 22 350 18 300 28 400 3 470 3 610 2 480 119 140 458 000 789 742 742 756 1 579 456 2 700 177 800 1270 5 441 18 680 18 240 10 460 16 700 3 191 1520 170 74 402 505 000 518 430 606 432 939 419 1 140 12 500 1399 2 849 13 560 4110 7 840 11700 279 2 090 2 310 44 738 47 000 271 312 136 324 658 37 1 560 165 300 130 0,34 0,42 0,18 0,43 0,41 0,08 0,58 0,93 0,37 158 členů bilance oběhu vody uvedeny v tab. 3.1, pro kontinenty, ostrovy a celou pevninu i světový oceán v tab. 3.2. Z hodnot v této tabulce je patrné, že z celkových světových zásob vody se oběhu zúčastňuje jen velmi nepatrný podíl, dosahující jen asi 0,036 %, a aktivní množství vody určující odtok na pevnině dosahuje jen 0,0034 %. V rovnicích vodní bilance jsou účastný všechny formy vody na Zemi. Některé z nich mají větší význam, jiné jsou svou absolutní hodnotou nevýznamné nebo mají jen prostorově omezený význam (např. podzemní vody, horizontální srážky). Určení jejich objemu může být dosti problematické, a to jak při bilancování malých, tak i velkých území. Proto je celková bilance nad jakýmkoli územím jen přibližná. Hlavním zdrojem vláhy v atmosféře Země, z níž se tvoří srážky i odtok, je výpar z povrchu světového oceánu, který převyšuje výpar z pevniny nejen pro daleko větší rozlohu jeho hladiny, ale i pro nepřetržitý a neomezený průběh, pro vyšší radiační bilanci na povrchu vody ve srovnání s povrchem souše i pro možnost doplňování tepla spotřebovaného výparem z jeho zásob ve vodní mase. Nejvyšší výpar z oceánů je spojen s velkou suchostí vzduchu v pásmu pasátů na obou polokoulích (10°—20° s. š. a j. š.). V Atlantském oceánu dosahuje v oněch šířkách 1960 mm a 1710 mm za rok, v Indickém oceánu 1999 mm a 2090 mm, v Tichém oceánu 2040 mm a 1940 mm za rok. Směrem k pólům i k rovníku od těchto pásů se výpar z hladiny oceánů zmenšuje. Tuto obecnou zákonitost změn velikosti výparu narušují teplé a studené mořské proudy, které hodnoty výparu ve stejných zeměpisných šířkách poněkud pozměňují. Maximum srážek nad světovým oceánem spadne v rovníkovém pásu (10°—0° s. š.), a to v průměru 2280 mm za rok. Vůbec největší množství, přes 4000 mm, spadne na hladinu Indického oceánu u břehů Barmy. Nejmenší srážky jsou v tropických pasátových pásech severní a jižní polokoule mezi 20° a 30° (690 mm s. š. a 1170 mm j. š.). Minimum srážek spadne ve východních částech oceánů přiléhajících k pouštím Sahary a Arabského poloostrova (pod 50 mm za rok). Rozdíl mezi srážkami a výparem způsobuje, že nad jedněmi částmi oceánů převyšují srážky výpar a vody tam přibývá, nad jinými naopak převyšuje výpar nad srážkami a vody tam ubývá. Přibývání a ubývání vody je plynule vyrovnáváno mořskými proudy, které přenášejí každoročně asi 22 mil. km3 vody. Ve vrstvě atmosféry do 7 km se nachází 12 400 km3 vody. Z nich je 9300 km3 nad hladinou světového oceánu a 3100 km3 nad souší. Oblasti s maximem této vláhy se rozkládají v rovníkovém a tropickém pásu západní části Tichého oceánu, v povodí řeky Amazonky, v severovýchodní části Jižní Ameriky. Tato vláha, přenášená monzuny a pasáty nad pevniny, podmiňuje v tamních oblastech velké množství srážek a vysoké odtoky. Největší význam v přenosu vláhy nad pevniny mají atlantské oblasti zvýšeného výparu. Nepatrný výskyt vysokých a rozlehlých horských pásem na pobřeží Atlantského oceánu dovoluje snadné pronikání vláhy do hloubi kontinentů. Přenosem vláhy z Atlantského oceánu se zavlažuje celá Evropa, značná část Asie, Severní, Střední a Jižní Ameriky a značná část Afriky. Vláha z Tichého oceánu proniká nad kontinenty nehluboko, neboť jeho pobřeží jsou lemována vysokými horskými pásmy. Podobně je tomu i s pronikáním vláhy z Indického oceánu. Souhrn advektivních srážek tvořících se hlavně z vláhy přicházející z oceánů činí 66 000 km3 za rok. Z pevniny však odtéká jen 47 000 km3 vody za rok, ačkoli srážek spadne asi 119 000 km3. Z toho je zřejmé, že značná část srážek se tvoří z místního výparu. Jeho globální význam v oběhu vody nelze však přenášet na malá území. Na povodích o rozloze několika set i desetitisíců km2 se vláha z místního výparu na místních srážkách nepodílí vůbec nebo jen ve zcela nepatrné míře. Vzduchovými proudy je vynášena za hranice daného území (obr. 3.1). Z výpočtů, které v tomto směru byly prováděny, vyplývá, že zvýšení místního výparu z hladiny nádrží, rybníků či závlah nemůže přispívat ke zvýšení místních srážek. 159 3.1 Schéma vláhové bilance na území uvnitř pevniny. Pí — přínos vláhy zevně, 5 — srážky, S v — srážky z vláhy přinesené zevně, Sm — srážky z místního výparu, E — výpar, O — odtok, Pm — vláha z místního výparu, P2 — vláha vycházející z území. Rozličné druhy vody jsou v procesu jejich pohybu v přírodním prostředí spolu spjaty. Poněvadž je rychlost pohybu nestejná, je rozličná i doba jejich odtoku a obnovování. Pohybuje se v dosti širokých mezích od několika hodin (voda v rostlinách) do několika dnů (voda řek), roků (voda jezer), tisíců až desetitisíců roků (podzemní voda, voda ledovců, permafrostu). 3.3.3 ODBĚRY VODY A JEJICH VLIV NA BILANCI OBĚHU VODY V souvislosti s narůstajícími nároky na vodu pro průmysl, zemědělství a komunální potřeby se vynořuje otázka, zda není velkými odběry narušována celková bilance oběhu vody v přírodě. Místně se může vodohospodářská činnost člověka projevit výrazně jen v odtoku, v zavlažovaných oblastech lokálně ve velikosti výparu, v průmyslových a hustě zalidněných oblastech v kvalitě vodních zdrojů, zejména vody řek. Celkově se spotřebovalo v r. 1970 asi 2600 km3 vody za rok, z nichž asi 1000 km3 činila nenávratná část, tj. voda, která se nenavrátila do řek a podzemí, odkud byla odebrána. Jako vodní pára však zůstala součástí celkového oběhu vody v přírodě. Předpokládá se, že v r. 2000 bude celosvětová potřeba vody dosahovat 6000 km3 za rok, z čehož nenávratná část má tvořit celou polovinu. V roce 1970 se tedy využívalo jen 6 % říčního odtoku a v r. 2000 to bude asi 13 %. Jde tedy o odběr poměrně malý, který nemůže podstatně narušit celkový oběh vody v přírodě. To však neznamená, že tomu tak je a bude na jednotlivých kontinentech a jejich částech. Vodní zdroje jsou na Zemi i na kontinentech rozmístěny nerovnoměrně. Z toho vyplývá deficitní situace ve vodních zdrojích jednotlivých povodí řek a nutnost převodu i značného množství vody na velké vzdálenosti. Propočty, které vyplynuly z plánů převodu velkého množství vody z jedněch oblastí do druhých, umožňují učinit závěr, že v současné době nedochází a v blízké budoucnosti nedojde ve zdrojích povrchových vod na celé Zemi ani na jednotlivých kontinentech ke kvantitativním změnám a jejich možné změny vyvolané činností člověka budou nepatrné. Velká část říčního odtoku se totiž uskutečňuje v horách, v oblastech vyšších zeměpisných šířek a ve vlhkých tropických a rovníkových oblastech, které náleží k územím s přebytkem vláhy, kde ani v budoucnu nelze počítat se změnami vzájemného poměru členů vodní bilance velkých území. Změny říčního odtoku způsobené činností člověka jsou v současné době značné v některých oblastech hospodářsky nejvíce využívaných a s nejméně zabezpečenými vodními zdroji. V takových oblastech se již dnes dá prokázat, že říční odtok 160 se snížil o 10 až 20 % a v blízké budoucnosti se může snížit o více než 50 %, a to zvláště v povodích s intenzívně zavlažovanými úrodnými půdami (bývalé stepi). Daleko pronikavěji se však hospodářská činnost člověka může projevovat v kvalitě vod, souvisící s oběhem látek, které se dostávají do vodních zdrojů jako odpad. Pro vzájemnou souvislost všech vodních zdrojů vyplývající z jejího nepřetržitého oběhu v přírodě je nejvíce postihována živá složka vody nejen na pevninách, ale i ve světovém oceánu. Nebezpečí z této strany hrozí v souvislosti s narůstající průmyslovou výrobou, s rozvojem nových druhů výroby, s rozvojem urbanizace i s rozvojem zemědělství, v němž se používá stále více a více chemických sloučenin, které nepodléhají biologickému rozkladu a uchovávají se ve vodách i několik let. Přes vyhlašování zákonů o ochraně vodních zdrojů a celého souboru jiných opatření nelze však počítat s úplným odstraněním znečišťování vodních zdrojů, zvláště řek. Ty zůstanou i v budoucnu nejefektivnějšími cestami přirozené likvidace odpadních látek hospodářské činnosti člověka. Půjde však o to, aby jejich znečišťování bylo únosné a přijatelné pro přírodní a životní prostředí. 3.4 HYDROGRAFIE ŘEK 3.4.1 MĚRNÉ JEDNOTKY ODTOKU Souhrn charakteristických změn stavu vodních objektů v čase se označuje jako vodní nebo hydrologický režim. Typické změny řady jevů probíhajících v určitém prostředí Či části hydrosféry se označují jako režim řek, režim jezer, režim podzemních vod, režim bažin apod. Režim řek vytvářejí dlouhodobé, roční, sezónní a denní výkyvy vodních stavů, průtoků, ledových jevů, teploty vody, změny v množství a druhu rozpuštěných látek ve vodě, změny tvaru a průběhu říčního koryta apod. V konkrétním případe může tedy jít o režim vodních stavů, průtoků, teploty vody atd. K vystižení režimu řek a k vzájemnému porovnání odtokových poměrů jednotlivých řek i podmínek pro odtok na jejich povodí se používají následující absolutní i relativní měrné jednotky odtoku: 1. Základní jednotkou pro konečnou fázi odtoku vody z povodí, tj. pro odtok vody v říčním korytě, jejßrjiyxjk^Q). Je to množství vody, které protéká za jednu vteřinu příčným průřezem koryta řeky (průtočným profilem). Vyjadřuje se měrnou jednotkou m3. s_1. Jeho hodnota se vztahuje vždy na dané místo na řece nebo na její blízký krátký úsek a na určitou dobu. Vodnost řeky se může proto vyjádřit: a) okamžitým průtokem, jenž udává její vodnost v okamžiku důležitém pro režim průtoků (např. nejvyšší, nejnižší průtok), b) průměrným denním průtokem (Qď), c) měsíčním průtokem (Qm), d) ročním průtokem (Qr), e) dlouhodobým průměrným průtokem (Qa) zvaným též normál. Vzhledem k neustálé změně průtoků v čase slouží jako srovnávací měřítko pro tyto změny a vzhledem k rozličné vodnosti řek i k jejímu posouzení. Je v podstatě aritmetickým průměrem řady ročních průtoků. Pro posuzování vodnosti řek v jednotlivých měsících slouží příslušné měsíční normály (Qmaj- Vodnost řek měřenou dlouhodobým průměrným průtokem lze znázorňovat kartograficky jen omezeně. Nejvhodnější je udávat ji na příslušná místa číselnými znaky (v m3. s_1). 2. Celkové množství vody, které odteče korytem řeky za vymezený časový úsek, se označuje jako množství nebo ^jern. odtoku (O). Vyjadřuje se v km3 nebo v m3 za průměrný rok, za daný rok, roční dobu, měsíc, den, za dobu povodně apod. Vypočítá se vynásobením průměrného průtoku potřebného časového úseku počtem vteřin. Vystihuje rovněž vodnost 161 řek, a lze ho proto použít k jejich vzájemnému porovnávání. Kartograficky ho lze znázorňovat stejně jako průtok. 3. Plošný odtok z povodí řeky nebo z jeho části lze přímo zjišťovat jen velmi obtížně a omezeně. Pokud se tak děje na experimentálních výzkumných povodích nebo plochách, nelze výsledky aplikovat bezprostředně na velké plochy a povodí. Proto se k vyjadřování plošného odtoku používají odvozené relativní průměrné hodnoty. Základem pro jejich odvození jsou průtoky. Mají jen orientační povahu. Zakrývají přirozené, velmi složité rozložení odtoku na ploše, avšak umožňují vzájemně porovnávat celkové podmínky pro odtok na jednotlivých povodích nebo na jejich částech. Nejužívanější je^sge^^^^čili^ poměrný odtok (q) zvaný též jednotková vydatnost, Vyjadřuje množství Vodý~ódtékající za jednotku času z jednotky plochy povodí. Udává se obvykle v litrech za sekundu z plochy 1 km2 (1. s-1. km-2), při vysokém odtoku v m3 . s_1. km-2. Odvodí se tak, že se průtok (0 dělí plochou povodí (F) uzavřenou místem na řece,_ pro které průtok platí, čili . , , , lOOQ^m3. s-* gl.s-i.km-*= ykm2 . (3.4) Ze vztahu mezi specifickým odtokem a průtokem vyplývá, že může být okamžitý (např. ?max), průměrný denní (qa), měsíční (qm) či průměrný měsíční (gma)s roční (qT) a dlouhodobý průměrný (. ! n "U co c -Ľ VIII 17 ■CC > ! f 11.5 o u) "D IX I o/ | «A/ X 7 > / // XI 4 XII 3 3.3 Graf pro odvození výparnosti v ČSSR (podle ČHMÚ, doplněno). Roční výpar na nichž je drsný povrch s vysokou akumulační a retenční schopností. Takové vlastnosti povrchu povodí nejsou zatím zaneseny do map a lze je zjistit jen výzkumem v terénu. Klimatické poměry povodí ovlivňují velikost odtoku a jeho rozložení v čase. Jde především o úhrn srážek za určitý časový úsek (např. za rok, měsíc) Jejich roční chod a intenzitu. Z dalších klimatických prvků jsou pro vláhovou bilanci povodí a režim odtoku důležité teplota vzduchu, její roční rozdělení a sytostní doplněk, který rozhoduje o velikosti výparu. Odvozování výparu z bilanční rovnice za kratší časové období je obtížné a výsledky jsou méně přesné. Kromě výparu skutečného je mnohdy důležitá i hodnota výparnosti. Ukazuje hodnotu možného maximálního výparu při stálém dostatku vláhy v půdě. V některých geografických pásech může značně převyšovat množství srážek, i když je skutečný výpar pro jejich nedostatek značně menší. Výparnost je možno zjistit z map výparnosti či výparu z volné hladiny (potenciálního výparu), popř. odvodit pomocí rovnic nebo z grafu, na němž je vyjádřen vztah mezi výparem z vodní hladiny a nadmořskou výškou povodí (obr. 3.3). Pomocí téhož grafu a tabulky lze zhruba odvodit i rozdělení výparu v roce podle měsíčních úhrnů. Rozdíl mezi výparnosti a srážkami za rok může sloužit za míru nadbytku nebo nedostatku vláhy v krajině či v povodí. Vyšší výparnost ukazuje na deficit vláhy, nižší na nadbytek a malý rozdíl mezi nimi na vyrovnanou vláhovou bilanci. Tak např, nejteplejší oblasti našeho státu náleží do oblasti s deficitem vláhy asi 300 mm v průměru, horské oblasti mají nadbytek vláhy, asi 500 až 800 mm v průměru za rok, neboť nízká výparnost je v souvislosti s nízkými teplotami ovzduší. Proto jsou horské oblasti nejdůležitějšími zdroji vodnosti našich řek. 166 Geologické pomery mohou ovlivňovat vsakován' ('infiltraci) na povrch spadlé a po něm ^odtékající vody, pod zemský povych. Míra leiich účinku zavisj na stupni propusrnnstj hornin Někdy však mohou mít pronikavější účinek na odtok srážek vlastnosti zvětralinového pláště a zóny zvetrávaní matečných hornin. Tak např. žuly a jim blízké intruzívní horniny jsou v nezvětralém stavu nepropustné. Mohly však za určitých podmínek (např, v periglaciálním klimatu) zvětrat v drj!,a_sjiť^které mohou dosahovat mocnosti až několika desítek metrů. Takové zvětraliny jsou silně propustné, málo jímavé, a proto schopné převádět i velká množství srážek z povrchu do podzemí. Ty pak jako podzemní voda plynule napájejí řeky. Některé druhy pevných, avšak hluboko mechanicky zvětralých nebo tektonicky roztříštěných hornin mohou být stejně propustné jako poréznrpískovce nebo sypké,pisky.a-štěrky._ Přes rozdílné vlastnosti matečných hornin mohou existovat analogické vlastnosti horninového prostředí jejich zvětralin, a proto i analogické odtokové poměry na řekách. Potjghné. vlasfc^. nost^ hornin a zvětralin lze_zjistit z geologických map a map zvětralinového pláště. Pokud takové mapy nejsovTk dispoziciTje třeba provádět terénní výzkum, zpřesněny výsledky mělčích a hlubších výkopů a vrtů. Proces přechodu povrchového odtoku vody v podzemní odtok ovlivňují jrády, neboť jejich vlastnosti podmiňují intenzitu vsakování vody do podložních vrstev zvětralin a hornin. Ačkoli druhy a typy půd lze zjistit z pedologických map a určit jejich podil na celkové ploše povodí, je třeba uvážit při hodnocení podmínek pro povrchový odtok ijrúru_propust-nosti půd. Ta je podmíněna nejen jejich zrnitostním složením, ale i jejich strukturou (drob-tovitost, nestrukturnost apod.), ovlivněnou obsahem humusu, vápna a solí, jejich stavem ylhkQslia jinými vlastnostmi ("nakypření, ulehlost apod.), které se moňou během roku mě-nit. Informace o nich z map a literatury se mnohdy nedají získat, a tak je nutno zjišťovat je v terénu. Značný vliv na odtok vody v povodí a na režim průtoků má vegetace. Její účinek může 6yt kladný i záporný, podle toho, jaký druh vegetace pokrývá povodí nebo jak jsou jednotlivé druhy na povodí zastoupeny a rozmístěny. Účinek některých druhů vegetace je proměnlivý i v čase. Druhy rostlinstva na povodí lze zjišťovat z vegetačních map a podíl jednotlivých druhů z celkové plochy povodí vyjadřovat v procentech. Z vegetačních formací má obvykle příznivý vliv na vláhovou bilanci, na odtok vody a jeho vyrovnaný průběh les. První informaci o rrfíře možného působení lesa může poskytnout údaj o zalesnění povodí. Pro vzájemné porovnávání jednotlivých povodí lze použít koeficient lesnatosti (K\), který je podílem součtu zalesněných ploch (Fy) a plochy povodí (F) J Fi Kx = ^-±. (3.12) Pro povodí našich řek je podíl lesů na ploše povodí (v %) uveden v díle Hydrologické poměry ČSSR, I. Stejným způsobem lze vyjádřit podíl plochy jakéhokoli druhu vegetace na ploše povodí (louky, pole) nebo podíl bažin, jezer a nádrží. Lesní porosty působí na odtok vody spadlé na povrch povodí následovně: 1. Zadržují část srážek na povrchu listoví, větví a kmenů, kde podléhá výparu. Tato schopnost zvaná intercepce se projevuje výrazněji v celkové bilanci oběhu vody za rok než v období jednotlivých intenzivních dešťů, kdy je pro vytváření odtoku zanedbatelná. Intercepce probíhá v teplém ročním období í v zimě. Její velikost je závislá hlavně na druhu porostu (např. vyšší v jehličnanech než v listnatých lesích). 2. Kořeny stromů vyčnívající na povrch půdy v okolí kmenů zvyšují drsnost povrchu země, a tím zvětšují jeho akumulační schopnost. V prohlubních mezi kořeny se hromadí povrchově stékající voda a může v nich lépe vsakovat do podzemí. 3. V prohlubeninách mezi kořeny, které zpevňují půdu a chrání ji proti erozi, se hromadí opad, jehož^rozkladem vzniká lesní humnsťTf>n udržuje věr.ší vlhkr^t, půdy, q tím zvyšuje intenzitu vsakování (infiltrace). 167 4._Vyčnívající kořeny, lesní hrabanka, suché kmeny i větve na zemi snižují spolu se spodním vegetačním patrem rychlost povrchového stékání vody čili zvětšují retenční (zadržovací) schopnost povrchu. Tím se podporuje průběh infiltrace. 5. Větší spotřeba vody evapotranspirací dřevin je kompenzována menším výparem z lesní půdy i menší transpirací nižších rostlinných pater. Je to v souvislosti se zastíněním povrchu i s udržováním vyšší vlhkosti vzduchu v prostoru lesa při nižší teplotě vzduchu. 6. V lesním porostu se snižuje v zimní a noční době vyzařování tepla do vyšší atmosféry (skleníkový efekt). Lesní hrabanka chrání půdu v zimě proti hlubšímu promrzání. Tlením hrabanky pod vrstvou sněhu vzniká teplo, které se spotřebuje na rozmrznutí půdy pod pokrývkou sněhu. Při jejím tání může voda snadno vsakovat do nezamrzlé půdy. Zastíněním povrchu sněhu se na jaře zpomaluje jeho rozpouštění, čímž se prodlužuje období infiltrace. Uvedené účinky lesních porostů přispívají hlavně k vyrovnávání odtoku.V celkové bilanci oběhu vody může les zvyšovat podíl výparu, a to intercepcí a větší transpirací. Míra účinku lesa na odtok je však závislá na jeho stáří, zakmenění a skladbě a také na tom, zda je skladba původní nebo druhotná a pozměněná. Tak např. uměle vysazené monokultury smrku v našich nižších polohách nemají na odtok tak příznivý účinek jako tytéž lesy v přirozeném smrkovém stupni v horách. Při deficitu vláhy opadlé jehličí tleje velmi pomalu, jeho vrstva snadno vysychá a za takového stavu není schopna převádět rychle vodu srážek do podzemí. V přirozeném stupni smrku v horách je nadbytek vláhy umožňující rychlejší rozklad jehličí v kyselý humus, který při stálé dostatečné vlhkosti podporuje rychlý převod i velkého množství srážek do podzemí. Tím se omezuje povrchové stékání vody a umožňuje se rozhojňování zásob podzemní vody, jejíž plynulý odtok vyrovnává průtoky v řekách. Na plošně rozsáhlejších povodích se odtok mění se změnou nadmořské výšky povodí, a to obvykle tak, že s rostoucí výškou roste specifický odtok nebo naopak s rostoucí plochou povodí od pramene k ústí se zmenšuje průměrný specifický odtok. Vztah mezi nimi je v pravoúhlé síti souřadnic vyjádřen křivkou. Přírodní poměry povodí značně ovlivňuje i sám člověk, jehož činnost může být cílevědomá nebo nevědomá v souvislosti s odtokovými poměry, na které může mít kladný nebo záporný vliv. Jsou známé případy, že vykácením lesů byly devastovány rozsáhlé oblasti (např.kolem Středozemního moře, lesostepní a stepní oblasti v USA, SSSR aj.), z nichž mnohé se nemohou uvést do dobrého stavu, neboť úrodná půda a Často i zvětraliny byly nenávratně odplaveny. Tím se vytvořily podmínky pro vyšší odtok vody v době srážek. Na našem území došlo v minulosti přeměnou lesních komplexů v horách a vrchovinách na pastviny a ornou půdu ke zhoršení odtokových poměrů, které se projevuje dodnes častým vznikem velkých povodní na straně jedné a četnějším výskytem velmi malých odtoků v delších obdobích sucha na straně druhé. Kladně mohou ovlivnit odtokové poměry jak nákladná vodohospodářská opatření (nádrže, regulace řek, protipovodňové hráze apod.), tak i agrotechnická a biologická opatření (terasování svahů, zasakovací vegetační pásy dřevin, víceletých pícnin apod.). Při rozboru geografických poměrů povodí je nutno věnovat pozornost nejen současnému stavu využívání přírodních zdrojů, nýbrž i poměrům v nedávné minulosti. 3.4.2.2 ŘÍČNÍ SÍŤ 1 C 30 Qdtok_vpdy._ze srážek probíhá v počáteční fázi někdy plošně a označuje se jako plošný odtok nebo ron. Již v této Táži je voda schopna unášet volná zrna půdy a zvětralých hornin, obohacovat se o lehce rozpustné látky a vytvářet mělké, často již zřéteKěJrbnové rýhy. Jejichj^ojováním se začíná odtok koncentrovat do stružek, které se dále mohou spojovat čTo zřetelných a hlubokých erozních rýh. V bezesrážkovém obdobTňébo pod sněhem bývají suché. Jen ty z nich, které jsou prohloubeny pod hladinu podzemní vody nebo na-řezávají výchoz zvodněné pukliny, jsou protékány vodou buď trvale, nebo po delší část 168 roku.i Spojené erozní rýhy již vytvářejí hlubší erozní sníženími, údolí, obvykle již trvale roKu.iöpojene erozní rýny jiz vytvarc)ijiiuqsi erozní sníženími, uaoii, oovyKie uz trvaie protéfene vodou. V blízkosti rozvodí bývaiTysaK Udoli sucha. .Reky vznikají až na místech trvalého výronu podzemní vody, kde je jejich pramen.[Tyto pramenné úseky rek se označují názvem zdrojnice.; Jejich spojováním vznikají větší potoky a řeky. Označení toků názvy zdrojnice, potok, řeka i veletok se neřídí ustálenými pravidly (viz též ČSN 736511 z r. 1975). Počátek či pramen řeky a její ústí nebývají situovány jednoznačně, přestože jsou určitá pravidla pro jejich lokalizaci. Z toho vyplývají i rozdílné údaje o 'délkách řek (L), které jsou podle uvedené ČSN definovány jakodélky střednice půdorysného obrazu koryta řeky., udávané v. klloinelrechflDilč| vzdálenosti měřené ocTusti proti proudu se nazývají staničení, (kilometráž). To je poměrně přesné jen na splavných řekách. Jinak se délka řeky i jejích dílčích úseků určuje z map přiměřených měřítek, na nichž může být průběh koryta značně generalizován. Délka řeky z nich určená je tedy jen přibližnou hodnotou a někdy se nahradzuje délkou údolí (u malých řek). Délky našich řek jsou uvedeny v Hydrologických pome-"" rěch ČSUR, dill. Avšak i přesně změřená nebo upřesněná délka řeky (pomocí koeficientu křivolakosti) je proměnná v čase. Její řečiště se nepřetržitě vyvíjí, což vede buď ke zkracování, nebo zvětšování její délky. Nejrychlejší změny nastávají v úsecích delt, vývojem zákrutů a regulačními úpravami. Křivolaký průběh řečišť je jejich přirozeným znakem. Míra křivolakosti je velmi rozličná. Je závislá na mnoha činitelích a může být značně proměnlivá i v čase, neboť řeky velmi citlivě reagují na změny, které se dějí v jejich povodích, i na zásahy v jejich řečištích^Míra křivolakosti se dá vyjádřit stupněm vývoje tokujurčeným poměrem délky přímkové spojnice počátečního a konečného bodu zkoumaného náseku nebo celého toku k jeho skutečné délce. Jeho vyšší číselná hodnota ukazuje vyšší míru křivolakosti. Délky vodních toků daného říčního systému se mohou graficky znázornit ve schématu říčního systému nebo na schematickém podélném profilu řek, ukazujícím i zvláštnosti sklonových poměrů. Pro naše řeky jsou podélné profily uvedeny ve Státním vodohospodářském plánu (1955). ^ Říční síť či říční soustava je uspořádána na povodí rozličně, symetricky nebo asymetricky. Velmi častý je stromovitý typ říční sítě, v níž oboustranné střídavé posilování hlavního toku přívodem vody přítoků přispívá k rovnoměrnému růstu jeho vodnosti a k rovnoměrnějšímu časovému rozložení průtoků. Podobný vliv na odtokový režim může mít i pravoúhlé uspořádání říční sítě jak v široce rozvětvené síti, tak i v protáhlém, péro-vitém povodíš Uvnitř stromovitého, pravoúhlého, prstencovitého (anulárního) i paprsčitého (radiálního) uspořádání říční sítě, přispívajících k vyrovnanějšímu odtoku, je časté .vějířo-vité uspořádání několika toků.Je příznačné soutokem několika řek rovnocenných délkou a vodností v jednom uzlu, situovaném obvykle v rozlehlejších tektonických depresích, v mezihorských kotlinách nebo v centru pánví (v Plzeňské pánvi soustava Berounky, v Pařížské pánvi soustava Seiny apod.). Toto uspořádání ovlivňuje průtoky zvláště při vývoji povodňové vlny na úseku pod soutokem hlavních větví. V místě soutoku obvykle vrcholí povodně ze všech větví ve stejné době, čili střetávají se a pod soutokem vzniká velká povodeň, při níž dochází k rozlehlým inundacím. Protáhlá povodí se stromovitou říční sítí mají při vysokých povrchových odtocích opačný vliv. Povodňová vlna dospívá z pramenné části do dolního toku v době, kdy vysoký odtok z dolní části povodí již pominul. Je tedy na dolním toku vysoký odtok z povodí rozložen na delší časové období a průtoky jsou při vrcholení povodně podstatně nižší. Hustota říční sítě je na povodích rozdílná. Její míru vyjadřuje podíl úhrnné délky toků (L) zkoumaného území či povodí a plochy území či povodí (i7) ' 4r- (3.13) 169 3.4 Typy říční sítě: a — asymetricky uspořádané, b — stromovité, c — vějířovité, d — radiální rozbíhavé, e — anulární, f — pravoúhlé (mřižovité). 170 3.5 Mapa hustoty říční sítě v km na km2. Přesnost výpočtu hustoty říční sítě závisí na přesnosti měření délky řek z mapy. Míra její hustoty může být ukazatelem velikosti povrchového odtoku, nikoli však celkového říčního^ "öctröku (ťjľ povrcKóvěho ľ podzemního). Může se však v ní projevovat i složitý vývoj povrchu celého povodí, který probíhal v geologické minulosti za jiných přírodních poměrů, než jaké jsou v současné době. V takových případech bývá obvykle značný rozdíl mezi hustotou říční sítě a údolní sítě. Kartografické vyjádření hustoty říční sítě je objektivnější, bere-li se za základ plocha povodí nebo jeho části než plocha čtverce či šestiúhelníku (obr. 3.5). / 3.4.2.3 ÚDOLÍ ŘEK Údolím se nazývá poměrně úzká, protáhlá a obvykle křivolaká sníženina zemského povrchu protékaná vodou trvale nebo občas. Probíhá-H v ní odtok periodicky nebo epizodicky, nazývá se suché údolí (příloha 5), probíhá-li trvale, označuje se názvem říční údolí bez ohledu na původ vzniku (např. glaciální údolí). Tvar údolí může být různý, takže rozdílně ovlivňuje odtok vody, který se uskutečňuje na jeho svazích i na dně. Údolníjdno je nejnižší část údolí, bývá různě široké, jeho povrch může být prohnutý i vyklenutý a ve směru osy může mít rozličný sklon. NélnizircasTrudblníhó dna spojuje myšlená čára zvaná údolnice nebo údolní osa« V říčnímuč!olf"jéjí přúDeh obvykle souhlasí s proudnicí v korytě řeky. V údoííčTTryctiie 'zanášených říčními sedimenty může však být řečiště nad úrovní nejnižších částí údolního dna. V době vysoké vodnosti se voda z řečiště může vylévat a odtok probíhá též v záplavovém čili inundačním korytě (území). To zaujímá buď celou šířku údolního dna, nebo jeho část. Pro širší inundační_ijzemí na úsecích s niajým sklonem újiplrjiho_dna_zaneseného říčními usazeninami jsou typickéjůyv_ s více či méně výrazně vyvinutými břehovými valy podél živého řečiště a s bažinami a mrtvými říčními rameny v nižších nebo okrajových částech, nejdéle za povodní zaplavovaných (obr. 3.6). Stará nebo mrtvá říční ramena jsou důkazem větvení koryta a jeho přemísťování z pásma břehových valů do nejnižšího pásma nivy, ale i vývoje zákrutů. Existence břehových valů 171 3.6 Schéma údolní nivy řeky. a větvení řeky svědčí o postupném zvyšování povrchu nivy i koryta řeky. Intenzita procesu jejich vývoje je ukazatelem intenzity zanášení údolního dna. Odráží se i v tvarových vlastnostech řečiště (příloha 14). Další část údolí tvoří údolní svahy. Mívají velmi rozmanitý sklon, výšku i vlastnosti povrchu. Ovlivňují proces stékání vody, jehož velikost a rychlost se odráží i v samém odtoku řěčlštém. Podobně může ovlivňovat odtok i tvar údolního uzávěru. Amfiteatrální nebo kotlinovitý přispívá k tvoření poměrně velké povodně již v pramenném úseku řeky. Střídání úzkých, sevřených a hlubokých údolí se široce rozevřenými a kotlinovitými údolími odpovídá i změna ve sklonu údolního dna. Na úsecích se širokým údolním dnem v kotlino vitých údolích se sklon značně zmenšuje, v úzkých, sevřených, hlubokých údolích se zřetelně zvětšuje. Spádová křivka údolního dna je pak stupňovitá, což je u větších řek obvyklý jev. Sklon řečiště a údolního dna spolu s vodností rozhodují o intenzitě dynamického účinku tekoucí vody na dno a břehy čili o erozní schopnosti řeky nebo o ukládání říčního materiálu na dně údolí. Jako další k tomu přistupuje i míra vyrovnanosti odtoku v čase. V souvislosti s nimi se řečiště i údolní dna nepřetržitě vyvíjejí. Vývoj vede buď k prohlubování, nebo k zanášení řečiště. Oba procesy mohou být dlouhodobé i krátkodobé (během roku, povodně) a výsledkem jak přirozených procesů v povodí, tak i lidských zásahů do přírodních poměrů povodí i do vlastního řečiště. Tvarové vlastnosti říčního údolí mohou ovlivňovat odtokové poměry zvláště v době povodní a v období tvoření a pohybu ledových útvarů. Ve velmi úzkých údolích dochází při průběhu povodní ke zvýšení hladiny, které může dosáhnout na velkých řekách až několika desítek metrů. Velké rychlosti proudění umožňují vynášet z takového údolí i velmi hrubý materiál (balvany i velké bloky skal). V podélném profilu jsou pro takové úseky příznačné peřeje a vodopády. Na úsecích s mírným sklonem širokého údolního dna dochází za povodní k širokým inundacím, k zpomalování rychlosti postupu povodňové vlny, která vrcholí za mnohem nižších průtoků i vodních stavů než na úsecích sevřených údolí. Povodňová vlna se na těchto místech zplošťuje. Pod výtokem z úzkého hlubokého údolí, kde se náhle zmenšuje sklon údolního dna, dochází k intenzívní akumulaci říčního materiálu a ke vzniku rozsáhlých náplavových kuželů, na nichž se řeka bohatě větví (příloha 1). Větvení a akumulace může vsak probíhat i na úsecích, kde trvá pomalý tektonický pokles zemského povrchu (např. Dunaj v okolí Komárna). V úzkých zahloubených údolích, kde bývá v době malých průtoků koryto rozdělena 172 0889 vystupujícími balvany a skalním podložím v řadu mělčích ramen, a na úsecích větvení, kde je koryto velmi mělké a nad hladinu nebo do její blízkosti vystupují štěrkové a pískové lavice, může docházet v zimním období malých vodností k uvíznutí ledové .tříště^aledových ker, k jejich hromadění a vzniku ledových nápěchů a bariér..zajiimiž vznikají mistnygz^ vodnění. Tyto jevy sice souvisí s tvarovými vlastnostmi řečiště, ty jsou však ve vztahu s tvarem údolí. ^3A.2A ŘEČIŠTĚ (ŘÍČNÍ KORYTO) j & Tvar řečiště je v příčném i podélném průřezu výsledkem vzájemného působení tekoucí vody a vnějšího prostředí, které koryto obklopuje (rozdílná odolnost hornin, břehová vegetace apod.). Poněvadž množství vody proudící řečištěm se stále mění, mění se i rozměry řečiště a jeho průběh v tom smyslu, že v inundaci je proudění ovlivňováno jen nerovnostmi jeho povrchu. Křivolakost řek je zákonitý přírodní jev. Zákruty jsou výsledkem buď složitého proudění uvnitř vodní masy a vlivu nestejně zpevněných jiebo pevných břehů, nebo nuceného přizpůsobování průběhu říčního údolí pří rozdílné odolnosti hornin, souvisící s jejich původem a porušením jejich pevnosti. V prvém případě jde o hydraulickou křivolakost (volné zákruty), ve druhém o nucenou či orografickou křivolakost řeky. Oba druhy krivblakosti podléhají nepřetržitým změnám. U volných zákrutů jsou rychlejší, u nucených pomalejší. Ve volných zákrutech směřují volné částice vody setrvačností šikmo k břehu. U něho se zintenzívňuje vířivý pohyb, jímž se břeh rychleji rozrušuje. Podle toho se nazývájmrazový či výsepní nebo podle jeho vydutého tvaru konkávni. Ten je výsledkem rozložení rychlostí ve svislici. Prouděním k jeho povrchu se hladina podél něho zvyšuje a voda, jejíž hmotnost se poněkud zvětšuje hmotou erodovaných částic břehu, proudí směrem k protilehlému břehu, kde je hladina níže, a to opět napříč řečištěm.JPři protilehlém břehu ohybu je rychlost proudění menší, a proto se tam ukládají říční nánosy (písek, kal). Proto se břeh označuje jako nánosovými jesepni a podle vypuklého tvaru konvexní.[Za vrcholem jednoho zákrutu voda proudí napříč korytem a opětovné napätia proťíleKlý břeh. Střídavým napadáním protilehlých břehů se nárazové břehy .posunují vně původního řečiště a nánosové dovnitř 3.7 T Vývoj meandru řeky vedoucí k jeho zaškrcení (1). 173 řečiště. Tímto DTOcesem se jákruty zvětšují a zároveň pomalu posunují ve směru sklono údolnjhodna.jjejich vývoj může vést až ke vzniku pravidelných smyček meandrů (obr. 3.7) alyvytvárejí při jejich intenzivnějším vývoji široký meandrový pasľPn vývoji meandrové smyčky se dvě protilehlá ramena často přiblíží boční erozí k sobě tak blízko, že se šíje prorve a meandr se zaškrtí. Z oblouku vznikne mrtvé či staré říční rameno, které nánosy odříznou od živého koryta, a vznikne z něho jezero, svým tvarem stále připomínající říční koryto. Vývojem nucených zákrutů dochází často ke vzniku zaklesnutých meandrů. Při etapovém prohlubování údolního dna se vyvíjejí podkopáváním údolního svahu při nárazovém břehu. Jádro takového meandru se postupně protahuje v ostruhovitý výběžek. I u tohoto typu meandrů docházelo k zaškrcování smyček a odříznutí velkých oblouků, jejichž dno leží různě vysoko nad dnešní polohou živého řečiště. Zaklesnuté meandry tohoto původu jsou na našich řekách hojné. U řek, které volně meandrovaly na vyšším zarovnaném povrchu (např. na tabuli) a počaly se velmi intenzívně zařezávat zpětnou erozí od zlomového okraje takového povrchu, se trasa volných meandrů vtiskla v průběh kaňonovitých údolí. V jejich tvaru není zřejmý bočný posun údolnice. Jt^^ějUmí hloubek v řečišti. Změřené hloubky od jednoho základního výškového bodu na dnč údolí umožňují sestavit plán, na němž jsou hloubky znázorněny izobátami. V řečištích se skalnatým dnem je rozmístění hloubek nepravidelné a závislé na lokální odolnosti matečné horniny dna a velikosti materiálu, který dno pokrývá. Na řekách s korytem v říčních uloženinách je jejich rozmístění v zákrutech zákonité. Hlubiny se vyskytují při nárazových březích zákrutů a brody na ramenech zákrutů či meandrů v místech přechodu jednoho zákrutu v druhý. Spojují oba protilehlé břehy mělčinou a jsou nejvhodnějším místem k přebrodění řeky, avšak nevítaným místem na splavných řekách v době malých vodností. Poloha hlubin a brodů je na větších řekách poměrně stálá vzhledem k trase řečiště. Hloubka se mění jen vlivem změn průtoků. Za povodní se hlubiny prohlubují a vyplavený štěrk a písek z nich se usazuje na nejbližších brodech, jejichž povrch se tak zvyšuje. Za malých průtoků je tomu naopak. Na brodech se koryto zužuje, neboť měl činy vyčnívají při březích nad hladinu, a při větším sklonu dna v proudnici probíhá rozrušování brodů, z nichž se štěrk a písek ukládá v nejbližší prohlubni směrem po proudu. Velké změny v průběhu řečiště i v rozmístění hloubek nastávají na štěrkonosných zdivočelých řekách v úsecích větvení řeky, tedy na místech intenzívní akumulace dnového materiálu. Kromě nepřetržitého, ale nepravidelného zvyšování dna řečiště probíhají i změny jeho průběhu, a to v souvislosti s posunem štěrkových a pískových lavic vyčnívajících v době malých vodností jako ostrovy. Rychlé zvyšování polohy řečiště probíhá i usazováním jemného kalu v ohrazovaném úseku, a to zvláště na malých tocích, do jejichž koryta se dostává velké množství hlinitých a jílovitých částic erozí na povodí při lijácích a tání sněhu. K jejich usazování v korytě přispívá i travnatá vegetace na březích a hrázích a vodomilná vegetace v korytě. Ta snižuje rychlost proudění a vytváří vhodné podmínky pro usazování kalu. Na přímých nebo mírně zakřivených úsecích řek probíhají změny v průběhu koryta a v rozložení hloubek hlavně tím, že za povodní se hrubý materiál vynáší z míst největších rychlostí a přesunuje se na místa s menšími rychlostmi proudění. V období malých vodností je množství transponovaného materiálu malé a na prohloubených místech se splaveniny opět pomalu ukládají. Celkové změny v tvaru a průběhu koryta jsou malé. Protože i proudění v korytě je jednodušší, jsou tyto úseky nejvhodnější k provádění hydrometrických měření a výpočtů, při nichž se používá plocha průtočného profilu za předpokladu jeho stálosti. Poznatky o směru vývoje řečiště jsou důležité pro řešení rozličných vodohospodářských zásahů do přirozeného vývoje řeky. Podle druhu takových zásahů je třeba sestavit předpověď budoucího vývoje řečiště, které se může změnit od původního natolik, že se projeví 174 v přírodních poměrech celého údolního dna. Správnou prognózou se dá předejít případným škodlivým jevům, které mohou vzniknout po provedení úprav, nebo omezit dalšími opatřeními dosah jejich vlivu. Příčný řez řečištěm a jeho morfometrické znaky. Příčným průřezem se rozumí plocha svislého řezu řečištěm ve směru kolmém ke střednici nebo proudnici, ohraničená dnem, břehy a hladinou. Při výskytu ledové pokrývky netvoří horní hranici příčného průřezu spodní plocha ledové vrstvy, nýbrž spojnice úrovně hladiny v otvorech v ledu (tlačná výška). Plocha příčného průřezu korytem (P) a její tvar se mění se změnou výškové polohy hladiny čili se změnou vodních stavů. V příčném průřezu je třeba rozlišovat plochu, v jejímž rozsahu voda proudí rozličnými rychlostmi, a mrtvý prostor, v němž jsou rychlosti tak malé, že je běžně užívané měřicí přístroje nezaznamenávaj!. K tomuto mrtvému prostoru náleží i plocha, kterou zaujímá ledová vrstva. Část příčného průřezu, jímž voda protéká, se označuje jako průtočný profil. K znázornění rozdělení rychlostí v průtočném profilu, k výpočtu průměrné rychlosti proudění, k výpočtu průtoku a k určení některých hydraulických vlastností řečiště je nutno vlastnosti průtočného profilu vyjádřit číselnými hodnotami. ^aTPlocha,]pjrůtočňého profilu (P) se určí podle hloubek změřených ve známých vzdálenostech od břehu nebo jiného výchozího bodu měření. Změřením hloubek na linii příčného průřezu se jeho plocha rozdělí na dílčí části, které mají tvar pravidelných geometrických obrazců, jejichž plocha se snadno vypočítá. Odvození jeho plochy lze však provést i planimetrováním jeho graficky znázorněného obrazce, přestože měřítka šířek a hloubek jsou rozdílná. Mezi plochou průtočného profilu (P) a úrovní hladiny v řečišti danou vodními stavy (H) je funkční vztah (P =/////), který lze vyjádřit graficky křivkou s počátkem v nejnižším bodě průtočného profilu (obr. 3.8). <^jB^ Šířka průtočného profilu (B) se mění se změnami vodních stavů. Závislost mezi nimi (B = fjHj) se dá vyjádřit graficky křivkou, pomocí níž lze odvodit šířku hladiny při kterémkoli vodním stavu. c) Omočený obvod (O) zvaný též perimetr je délka omočené části příčného průřezu řečištěm. /^[cl)JPrůměrná hloubka (Hs) se určí jako podíl plochy průtočného profilu (P) a šířky (P). '~~e) Hydraulický poloměr (P) je podíl plochy průtočného profilu (P) a omočeného obvodu (O). Jeho číselná hodnota vyjadřuje přibližně velikost odporu vznikajícího třením vody o nerovné dno a břehy. Přibližně proto, že ztráty pohybové energie vodních částic vznikají i turbulentním pohybem vody i pohybem splavenín. Stanovení hydraulického poloměru není obtížné u řek s pravidelným tvarem koryta (kanály, regulované úseky apod.), ale velmi nesnadné, ba až nemožné u řek s dnem pokrytým hrubými valouny a balvany. U velkých řek s velkým poměrem mezi šířkou a hloubkou řečiště lze omočený obvod nahradit šířkou (B) a hodnotu hydraulického poloměru (P) průměrnou hloubkou (Hs). Čím je dno řečiště méně drsné, tj. pokryto jemnozrnnými nánosy, tím lépe vystihuje hodnota střední hloubky podmínky pro proudění vody. V záplavovém území je třeba vypočítat hydraulický poloměr nebo střední hloubku samostatně pro vlastní řečiště a samostatně pro inundační území, neboť podmínky pro pohyb vody v nich jsou zcela odlišné. Drsnost jeho povrchu je větší než drsnost dna řečiště (pokryv trav, křovin, dřevin). f) Pro proudění vody v řečišti je však důležitý i jeho tvar v příčném řezu. Nejpříznivější je pravidelný parabolický tvar; přispívá k uspořádanému rovnoměrnému pohybu vody. Větší nerovnosti, jako prohlubně a ostré vyvýšeniny dna i břehů, způsobují vznik mrtvých prostorů, otáčivého a zpětného proudění, vírů a příčného proudění. V průtočných profilech s velmi nerovnoměrným prouděním se porušují vztahy mezi sklonem hladiny, hloubkou a rychlostí proudění, a proto jsou nevhodné pro hydrometrická měření a hydraulické výpočty. 175 E Q. CM. tt CM Is-CM 1 -T Ol r-- 0) 'O o i-» 1 ■-f cľ OJ to o ! 1 i 0. O cm CO oi 1 ' 1 a. m oj OJ cm" 1 1 1 Q- o CM - 1 1 ! a a. IO CO co 1 1 1 f--co m CO M o» -t' co" 1 a CO (d CO CD CD CO CC -T C0_ CO OJ ií) N-" Q. o Ol O r- O t— m o co O > Q. o o r- O l-~" m o r-' CO O r--" r > a. !-- co CM f" !"-_ c > 3 5 Q. ■ 1 1 ' IO 1 O \ ■ f \ \ i O ii CD co 0. \ - >* O o I M Q. ' " O o -OJ . 'As ■"■ \ « \ o-\ o \ \ N m > [w)HA>|qno|u 3 Eo (luo)H >3I Q. ÁABISJUpOA o o o o o o m -3- CO O! (luo)h aabjs jupoA 3.8 Výpočet plochy průtočného profilu P, vztah mezi plochou průtočného profilu P a vodními stavy H a mezi šířkou hladiny B a vodními stavy H. 176 g) Drsnost dna a břehů jsou další důležité vlastnosti řečiště. Jejich zvětšování vyvolává zmenšování rychlostí proudění za jinak stejných podmínek (sklonu a hloubky). Poněvadž vliv nerovností působí výrazně jen do určité svislé vzdálenosti, má.drsnost pro průměrnou rychlost proudění větší účinek při malých hloubkách (nízkých vodních stavech) a poměrně menší při velkých hloubkách. Proto se rozlišuje absolutní drsnost (n) a relativní drsnost («'). Absolutní drsnost je střední hodnotou vyvýšenín dna nad průměrnou polohou jeho povrchu. Poměr absolutní drsnosti ke střední hloubce (Hs) je relativní drsnost. Její hodnota se zmenšuje se zvyšováním vodních stavů. Drsnost řečiště a dynamika jeho celkového vývoje jsou dva hlavní faktory, které mohou ovlivnit přesnost měření a odvozování průtoků. S jejich narůstáním se zvětšují i chyby měření a výpočtů a vzrůstá i náročnost na prováděná měření. 3.5 HYDROLOGIE ŘEK 3.5.1 REŽIM ŘEK 3.5.1.1 REŽIM VODNÍCH STAVŮ \ ty~ ' "3l "^vTa^EM m.....Li- -mi ^_^^_^^j^L- ■ ■■■' J Při stálých změnách odtoku vody z povodí se vodní stavy mění v průběhu řady roků zdánlivě nepravidelně, avšak v určitém rozpětí od nejvyššího (maximálního, Hmax) po nejnižší (minimální, Hmjn). Toto rozpětí se označuje jako hydromodul, který je jednou ze základních charakteristik řeky v daném úseku nebo vodoměrné stanici. Změny denních vodních sta vy. Proměnlivost denních vodních stavů v průběhu hydrologických roků lze poznatz čar vodních stavů vyjadřujících závislost stavů na čase (chronologické křivky). Z jejich tvaru lze posoudit, zda jsou jejich změny.pravidelné.nebo nepravidelné, zda se v určité roční době nebo měsíci vyskytují se značnou pravidelností určité vodní stavy, např. vysoké či nízké. Aby bylo možno posoudit povahu denních stavů, porovnávají se s příslušnými průměry jejich řad (měsíčními, sezónními, ročními, dlouhodobými). m Z čar denních vodních stavů delší řady roků lze postihnout i míru jejich rozkolísanosti. Časté a prudce probíhající výkyvy, mezi nimiž se dostavují delší období velmi nízkých stavů, ukazují na jejich velkou proměnlivost (variabilitu). Pozvolně probíhající a nevelké výkyvy jsou naopak známkou malé proměnlivosti (rozkolísanosti). Uvedené vlastnosti jejich režimu může však vystihnout i tvar čar rozdělení četností vodních stavů (polygon nebo histogram) a tvar histogramu kumulativních četností, známého pod označením čára překročení (též frekvenční). Přes určité nedostatky je vystihuje lépe než hydromodul (variační rozpětí). Nevýhody jejich použití jako měr variace vodních stavů plynou hlavně ze značně rozdílné vodnosti řek, na níž velikost výkyvů hladiny silně závisí. Z těchto důvodů nelze použít ani jiné míry variace. Z čar překročení lze dále zjistit, jak dlouho v daném roce nebo v průměrném roce trval určitý vodní stav a stavy vyšší, čili jak dlouho byl takový stav překročen, popř. jak dlouho setrvávala hladina v nižší poloze než průměrné či jakékoli jiné. Konečně hodnoty odvozené z čar překročení umožňují posoudit povahu výškové polohy hladiny, aniž by je bylo třeba porovnávat se středními nebo mezními hodnotami (viz dále). Překročení denních vodních stavů lze zjišťovat pro jednotlivé hydrologické roky i části roků (např. plavební období, vegetační dobu) nebo pro dlouhou řadu roků. V posledním případě je významné zjišťování průměrného překročení. Ke konstrukci čar překročení lze připomenout, že rozsah třídního intervalu se volí tak, aby jeho dolní mez tvořila celé číslo (např. 5, 10, 20, 50, 100 cm). Nepoužije-lí se třídního intervalu k jiným výpočtům, je 177 vhodné jeho rozsah měnit pro jedinou řadu vodních stavů. Pro malý výskyt velmi vysokých stavů stačí větší rozsah, pro velký počet nižších stavů je výhodný menší rozsah. Průběh čáry překročení se tím může zpřesnit. Překročení se vyjadřuje počtem dnů v roce (možno však i procenty doby roku). Určí se tak, že na vodorovné ose souřadnic se přisoudí úsečce překročení význam jednoho roku (365 dní), čili rozdělí se na 365 stejných dílků. Průsečíky svislých souřadnic s čárou překročení vycházející z hodnot 30, 60, 90 atd. dnů vyznačují vodní stavy překročené daným počtem dnů v roce (tedy 30, 60, 90 atd.). Obecně se označují jako M-denní vodní stavy. Ty jsou pro jednotlivé hydrologické roky i delší období zveřejňovány v hydrologických ročenkách. Ze statistických hodnot zevšeobecňujících polohu řady všech členů se z čar překročení odvozuje i obyčejný vodní stav (medián) a z četností výskytu nejčastěji se vyskytující vodní stav (modus). ^ Pokud jde o povahu polohy hladiny v řece, pak vodní stavy průměrně překročené po ^ J dobu 30|dnů v roce nebo méně než 330 dnů lze označit za mimořádné, tj. mimořádně I Cj vysoké a mimořádně nízké, a ty, které jsou blízké obyčejnému stavu, tj. překročené ^ s 151—210 dny, za průměrné. Ty pak, které leží mezi mimořádnými a průměrnými, za 3 stavy vysoké a nízké (tj. překročené 11 — 150 a 211—330 dny). } . y Změny měsíčních vodních stavů. Hodnoty dlouhodobých průměrných měsíčních o vodních stavů {Hm&) vynesené v časovém sledu do grafu umožňují poznat hrubé rysy změn hladiny řeky v průběhu statisticky průměrného (fiktivního) roku. Měsíční vodní stavy ukazují totéž v průběhu jednotlivých hydrologických roků. Hodnocení měsíčních vodních stavů (Hm) s jejich normály (Hma) a dlouhodobým průměrným vodním stavem (i/a), hodnotami absolutních rozdílů (Hm — H&) nebo poměrnými hodnotami (/řm/i/a či HmjHa,. 100 %) ukazuje na míru odchylek, která naznačuje i míru jejich rozkolísanosti. Maximální a minimální roční a měsíční vodní stavy a doba jejich výskytu jsou dalšími charakteristikami režimu vodních stavů řek umožňujícími postihnout vzájemné rozdíly mezi nimi. Jejich znalost je však důležitá i pro vodohospodářskou praxi (např. zabezpečení ochrany objektů, majetku i životů). Stejný význam má i časový výskyt minimálních vodních stavů v jednotlivých rocích a měsíčních minim (plavba, odběr vody apod.). Význam vysokých vodních stavů povodňových vln je tak velký, že je třeba shromažďovat o nich údaje i na místech vzdálených od vodoměrných stanic. Mohou vhodně posloužit při budoucím využití řek, pro stavby komunikací i jiných staveb v údolí. Poněvadž mohou podléhat vlivem vodohospodářské činnosti člověka velkým změnám, je třeba jejich použití dobře uvážit. 3.5.1.2 LEDOVÝ (ZIMNÍ) REŽIM REK -" Pro obtíže a nedostatky v pozorování ledových jevů v minulosti a také pro velké změny v jejich výskytu vlivem hospodářské činnosti člověka se vyjádření ledového režimu omezuje na určení: 1. krajních a průměrných dat výskytu pevných (led u břehu) a pohyblivých ledových jítyarů. (tříšť, chod ledů), 2. mezní a průměrné hodnoty trvání ledové pokrývky (zámrzu), 3. průběhu růstu vrstvy ledu, nejčastěji však jen zjištění maximální tloušťky ledové pokrývky. Z četnosti výskytu ledových jevů za dlouhou řadu roků lze zjistit, s jakou pravděpodobností trvají ledové útvary určitý počet dní, pravděpodobnost jejich opakování jednou za N roků nebo pravděpodobnost, s jakou se ledové útvary v průběhu zimy nevyskytnou. Tento způsob statistického zpracování a vyjadřování ledového režimu řek je uveden tabelárně a graficky ve II. a III. díle Hydrologických poměrů ČSSR (1967, 1970). ' 178 DYJE - Dolní Věstonice hydrologický rok .... . ™ ■ 1915 i EH M *l 1920 i T .Fi 1925 ....... ^ -i-.: ••♦ — , 'l I__í_ 1930 * 4 J- M M y- t czr. -* -t~ 1935 1 k- ■Sk — —i Y L š~ --- ■*■ -|~~ H 1940 I ■. ■- r- H *— V? '.. ... 1945 '?•• •• w '>• i— — Hi- - t 1950 —i / , ">— ^1 - ŤS H ■ ■ P W i 1955 měsíc XI XII 1 ll Ill 3.9 Grafické znázornění časového výskytu ledových jevů na řece. Z množství ledu, který vznikne a pohybuje se na hladině, lze určit hlavně množství plovoucí tříště a ledových ker protékajících daným profilem řeky. Množství tříště lze vypočítat podle vzorce Qtít = i.b.v.gkg.s-i, (3.14) kde i je intenzita chodu tříště v desetinách pokrytí hladiny (např. 0,1. 0,7 apod.), b — šířka hladiny s plovoucí tříští, v — rychlost pohybu ledu v m . s-1, g — množství tříště na jednotku plochy v kg, kterou lze nahradit hodnotou tloušťky tříště h (v metrech). Množství plovoucí tříště bude pak vyjádřeno objemovou jednotkou m3. s-1. Nedostatkem tohoto měření a výpočtu množství plovoucí tříště je možnost nepřesného určení veličin (i) a (b) a také měnící se hodnoty (i) a (g) v průběhu dne. Množství plovoucích ker, které protékají v daném místě, lze vypočítat podobně podle rovnice Q^i.b.v.hkg.s-K (3.15) Tloušťka ledových ker (A) se dá určit ze zjištěné maximální tloušťky ledové pokrývky těsně před chodem ledu nebo se může změřit v průběhu chodu ledů na místě, např. na uvízlé kře u břehu. Nedostatky výpočtu jsou podobné jako v případě plovoucí tříště, proto je třeba pokládat v obou případech výsledky jen za přibližné. Avšak i tak mohou být velmi užitečné. Kartografické vyjádření dat průmějťného počátku a ukončení ledových jevů včetně zámrzu, umožňujíc! ohraničit izoliniemi typické oblasti s průměrně stejnou dobou výskytu určitého jevu, je možné na rozlehlých územích, s jednoduchým, málo proměnlivým režimem řek jak v čase, tak i v prostoru a málo variabilními teplotami v průběhu zimy (kontinentální klima). Pro taková území je typická šířková zonálnost dat nástupu, ukončení a trvání ledových jevů, zvláště zámrzu. Na územích se značnou proměnlivostí zimních teplot (časté oblevy), s pestrým a hluboko členěným reliéfem, v němž jsou velké rozdíly ve tvarových a sklono- 179 vých vlastnostech řečišť i rozdíly ve sněhových poměrech, výrazně působících na proces zamrzání řek, bývá ledový režim řek mnohem složitější. Mohou tam být značné rozdíly v průběhu zamrzání větších řek a jejich přítoků, zvláště jde-li o přítoky rázu horských bystřin. V takových případech je kartografické znázorňování ledového režimu obtížné. Podle ledového režimu je možné rozlišovat pět základních typů řek. V zeměpisném rozšíření prvních čtyř se projevuje zákonitost šířkové zonálnosti. 1. Řeky zcela promrzající ve vysokých zeměpisných šířkách. Na takových územích ustává běhHřrdlouhe zimy odtok vody z povodí zcela. 2. Řeky s každoročně se opakujícím dlouhodobým zámrzem, jemuž předchází chod tříště a ukončuje ho výrazně vyvinutý jarní chod ledů. Jsou rozšířeny na územích s dlouhou mrazivou zimou bez oblev (vyšší zeměpisné šířky a mírný pás s kontinentálním podnebím). 3. Řeky se značnou proměnlivostí ledového režimu, projevující se jak v plošném výskytu jednotlivých ledových jevů, tak i v jejich trvání. Zimy s výskytem ledových jevů, popř. se zámrzem řek převládají nad zimami bez ledových útvarů nebo zámrzu. 4. Řeky s méně četným výskytem ledových útvarů a vzácně se vyskytujícím zámrzem. Zimy bez ledových útvarů na nich převládají nad zimami, během nichž se tvoří jen krátce trvající led u břehu nebo plovoucí tříšť (oblast mírného pásu s oceánským podnebím a jižní část mírného pásu s výskytem kratších období mrazů). 5. Horské řeky a bystřiny s proměnlivým ledovým režimem v čase i v prostoru. Výšková stupňovitost v trvání ledových útvarů není vyvinuta. \ | 3.5.1.3 TEPLOTNÍ REŽIM ŘEK j J Turbulentní proudění způsobuje, že teploty vody jsou v celém prostoru průtočného profilu řečiště velmi vyrovnané. Jen na menších tocích s mělčinami u břehů a většími nerovnostmi dna mohou být vrstvy vody u břehu v létě teplejší a na podzim chladnější než v hlubších částech, a to až o několik stupňů. V proudící vodě větších řek jsou podobné rozdíly tak nepatrné i v zimě, že se dají zanedbat. Změny teploty vody v průběhu dne jsou největší v teplém ročním období u řek mírných zeměpisných šířek a v horských oblastech teplých pásů Země s velkými výkyvy teploty v průběhu dne a noci. Jedním z hlavních faktorů ovlivňujících denní chod teploty vody je vodnost řeky. Čím je větší, tím jsou výkyvy teploty vody menší. Dalším faktorem jsou amplitudy teploty přízemní vrstvy atmosféry v průběhu dne. Na našich řekách dosahuje denní amplituda teploty vody v létě za slunečného počasí 1 až 2 °C a jen na malých horských tocích, kde je dokonalejší provzdušňování vody, je poněkud větší. Průměrná denní teplota vody se dá vypočítat buď jako průměr několika měření v průběhu dne, nebo jako poloviční hodnota maximální a minimální teploty. Na našich řekách se teplota vody měří jen při ranním odečtu vodního stavu, a poněvadž rozdíl mezi ní a skutečnou průměrnou denní teplotou je nepatrný, používá se jako denní průměr. Dlouhé řady denních průměrných teplot vody lze jako každá hydrologická data zpracovávat metodami matematické statistiky. Největší výkyvy v průběhu roku vykazují denní teploty vody v řekách středních zeměpisných šířek, kde se jejich hodnoty pohybují v rozsahu až 30 °C. Směrem do vyšších zeměpisných šířek se rozkyv denních teplot vody zmenšuje a v polárních oblastech dosahuje jen několika stupňů. Směrem k rovníku se rovněž podstatně zmenšuje, avšak teploty se udržují na vysokých hodnotách mezi 25 až 30 °C. Chod denních teplot vody řek dobře dokresluje četnost výskytu a trvání určitých teplot vody. Odvozuje se z tabulek četností a součtových čar četností výskytu.Na našich řekách protékajících rovinami, a pahorkatinami se nejčastěji vyskytují teploty vody 0 až 5 °C, z vyšších teplot jsou poměrně četnější 15_až.20 °G než 10 až 15 °C nebo 5 až 10 °C. S rostoucí nadmořskou výškou úseku řeky roste četa?3t teplot nižších a ubývá teplot vyšších. 180 22 20 O h->. "O o Svitava - Letovice Punkva-Skalní m Svratka-Vev. Bítýška Dyje - Dol. Věstonice Morava - Kroměříž XI XII i 3.10 Graf průměrných měsíčních teplot vody řek. Amplituda teplot se zmenšuje. Lokální změny mohou však být vyvolány i měnícím se podílem podzemní vody v napájení řeky, zastíněním delších úseků koryta svahy a vegetací, průtokem podzemními krasovými prostorami apod. Roční rozložení teplot vody lze vyjádřit i průměrnými měsíčními teplotami, které ukazují, v kterých měsících či ročních dobách bývají nejvyšší a v kterých nejnižší teploty. Jejich grafické vyjádření ukazuje i na míru vyrovnanosti či nevyrovnanosti ročního chodu teplot (obr. 3.10). Dlouhodobé změny teploty vody řek lze poznat podle změn ročních průměrných teplot nebo podle několikaletých klouzavých průměrů. Roční průměrné teploty sice kolísají v rozsahu jen několika stupňů, popř. desetin stupně, ale i podle tak nepatrných rozdílů lze metodami matematické statistiky stanovit roky mimořádně chladné, chladné, průměrně teplé, teplé a mimořádně teplé. Postup jejich určení je analogický jako u ročních vodností řek (kap. 3.5.1.4.5). Teploty vody našich řek jsou souborně zpracovány v Hydrologických poměrech ČSSR, díl II. a III. (1967, 1970). 181 3.5.1.4 REŽIM PRŮTOKŮ í Ĺ 3.5.1.4.1 Příčiny změn průtoků v čase Druh režimu průtoků řek je odrazem nejen změn odtoku na ploše povodí, ale i odtoku v korytech říční sítě, popř. i zaplavované části údolního dna (inundace).. Časové rozložení odtoku z povodí souvisí se zdroji vodnosti řek. Ty jsou čtyři: voda z dešťů, z periodické sněhové pokrývky, z ledovců a trvalé sněhové pokrývky (nad sněžnou čárou) a podzemní i voda. Podíl každého z nich může být rozličný a svým množstvím proměnlivý. Je závislý na vlastnostech celého geografického prostředí povodí jako komplexu. Režim průtoků je tedy produkt přírodních poměrů povodí a zpětně ovlivňuje vlastnosti řečiště, popř. celého údolního dna. Za hlavní prvky režimu průtoků všech řek je možné pokládat: velikost změn průtoků, jejich časový průběh, četnost jejich výskytu a rozkolísanost, která je výrazem velikosti odchylek od jejich průměru. Jsou užívány i jako kritéria pro klasifikaci řek a hydrologické rajónování. 3.5.1.4.2 Změny průtoků v průběhu dne Výkyvy průtoků v průběhu dne (24 hodin) probíhají sice na všech řekách, avšak na mnohých z nich jsou buď velmi malé, nebo značně nepravidelné, a proto nejsou typické (např. v průběhu povodní). Pravidelné a výrazné jsou na pramenných úsecích řek, jejichž hlavním zdrojem vodnosti je voda z horských ledovců. Souvisí s proměnlivostí jejich roztávání v nejteplejším ročním období. Průtoky jsou na nich velmi vysoké v odpoledních hodinách a klesnou na nízké hodnoty při svítání, kdy se maximálně vyčerpají zásoby vody v puklinách ledovce a v jeho podloží. 3.5.1.4.3 Změny denních průtoků v průběhu roku a míra jejich rozkolísanosti (variability) Nejlepší představu o proměnlivosti denních průtoků řek poskytují čárxprůtoků_(časového sledu průtoků). Z nich je zřejmá velikost jejich změn (variační rozpětí), jejich rychlost a četnost jejich výskytu. Ty naznačují i míru rozkolísanosti (variace, variability) denních vodností řeky. Velká, náhlá a často se dostavující zvětšení průtoků jsou ukazatelem velké rozkolísanosti, malá, zvolna probíhající a málo četná naopak malé rozkolísanosti průtoků. Rozkolísanost denních průtoků vyjadřují však i tvary čar překročení (histogramů kumulovaných četností). Překročení se vyjadřuje počtem dnů v roce jak pro jednotlivé roky, tak i pro řadu roků (průměrné překročení). Absolutní hodnoty překročení jsou označovány jako M-denní průtoky, tj. dosažené nebo překročené M dní v roce (např. Qm, QšSš, Utk- tj. průtoky průměrnělprekročené po dobu 30 a 355 dnů v roce). Poskytují údaje o celkovém "^•"/trvání daného průtoku a průtoků vyšších nebo daného průtoku a průtoků nižších. Náleží ' k nim i obyčejný průtok {Qwlč čili medián), který je jednou ze středních hodnot, k nimž náleží i průtok nejčastěji se vyskytující (modus). Tvary čar překročení mohou vystihnout rozdílnou míru rozkolísanosti denních průtoků srovnávaných řek jen v případě, jsou-li průtoky v relativních hodnotách podílů průměrného průtoku {QalQa, = ^ 130, obr. 3.11). Pouhé porovnávání tvaru čar překročení má však tu nevýhodu, že podle něho zjištěné odchylky v míře rozkolísanosti průtoků nelze postihnout kvalitativními znaky (číselnými hodnotami) a že nelze uplatnit ohled na rozdílnou vodnost řeky. S rostoucí vodností se totiž rozkolísanost denních průtoků zmenšuje, přestože variační rozpětí roste. Proto jsou nejobjektivnější některé vhodné statistické míry variability, které mohou jediným číselným znakem dostatečně vystihnout proměnlivost zkoumaného jevu. Z nich lze snadno odvodit decilovou odchylku (D), jsou-li k dispozici M-denní průtoky. > 182 3.11 Čáry překročení denních průtoků řek. Labe ■ Děčín Vltava - Modřany Bečva - Dluhonice Dunaj - Bratislava přiklad řeky vnějších tropů přiklad reky suchého pásu Země. vysychající 90_.''-,.'Q0' 0 30 60 90 120 150 130 210 240 270 300 330 365 překročeni idny v roce) Je to průměr odchylek jednotlivých sousedních decilů, tj. hodnot průtoků, které rozdělují uspořádanou řadu denních průtoků na deset skupin o stejném počtu členů (10 % rozsahu souboru). V případě M-denních průtoků se odvodí: D (&0 - Qoo) + (<2so - 9o) + •. • + (&oo - Q33o) = (&0 - Q330) 10 ~ 10 (3.16) Hodnota 10 ve jmenovateli zlomku vyjadřuje počet odchylek. Jde-li o překročení průtoků v daném roce, znamená variabilitu v jediném roce, jde-li o průměrné překročení, znamená variabilitu celkovou. Vyšší hodnota D vyjadřuje větší, nižší pak menší variabilitu. Decilová odchylka udává jen absolutní rozpětí, v němž se pohybuje asi 85 % členů řady. _ Cv ^ 183 /• S ohledem na rozdílnou vodnost řek je třeba použít relativní variaci, tj. podíl absolutní variace a průměrného průtoku, čili V = DjQ». Nejvhodnější je však taková míra variace (V), která měří současně jak variací ve smyslu vzájemné odlišnosti všech hodnot denních průtoků, tak variaci ve smyslu odlišnosti každého denního průtoku řady od jejího průměru (<2a), takže bere již zřetel na rozdílnou průměrnou vodnost řek. Tou je variační koeficient (V nebo Cv), který je podílem směrodatné odchylky (ô) jako míry absolutní variability a aritmetického průměru souboru denních průtoků (Qa) o počtu členů («), čili Í (Ôd-2a)2 CV-Í^-------öf-------* (3-17) Vyšší hodnota variačního koeficientu vyjadřuje větší variabilitu a naopak nižší hodnota menší variabilitu. 3.5.1.4.4 Rozložení měsíčních průtoků v průběhu roku (roční chod odtoku), rozkolísanost měsíčních průtoků Rozložení odtoku v průběhu každého roku se posuzuje i podle časového sledu měsíčních průtoků. Průměrné rozložení pak vyjadřuje sled dlouhodobých měsíčních průtoků. Pro přehlednost a názornost se graficky znázorňují sloupcovým diagramem nebo grafem (obr. 3.12). Ty pak slouží pro posouzení odchylek rozložení odtoku v každém roce i nad-průměrnosti a podprůměrnosti jednotlivých měsíčních průtoků. Roční chod odtoku je však možno rozložit i na odtok za roční doby, půlroky (vegetační, chladný), popř. za jiná období vodohospodářsky významná. Do zimního období spadají měsíce 12., 1., 2., do jarního 3., 4., 5., letního 6., 7., 8. a podzimního 9., 10., 11., do vegetačního období duben až září. Užití ročních dob a půlroků je však závislé na místních a oblastních poměrech. Na mnohých řekách pevnin lze v průběhu roku vymezit jen období velkých a malých vodností. Velmi rozdílné absolutní hodnoty měsíčních průtoků u odlišně vodných řek neumožňují dobře srovnávat jednotlivé řeky a rozhodnout, zda roční rozložení odtoku je na nich více či méně vyrovnané. Pro tyto účely je výhodnější použít procentuální podíly měsíčních odtoků na celoročním odtoku (Qm/20m . 100 nebo <2m/12<2a • 100). Podíl odtoku za roční doby a půlroky se získá součtem podílů odtoku za příslušné měsíce. Procentuální podíl měsíčních a sezónních odtoků na průměrném ročním odtoku je vhodný pro odhad míry vyrovnanosti ročního chodu odtoku i jedním z kritérií pro klasifikaci řek, potřebnou pro hydrologické rajónování. Při podílu přes 80 % za jediné roční období (popř. i za jediný měsíc) je roční rozložení velmi nevyrovnané, při podílu 50 až 80 % značně nevyrovnané, při podílu 30 až 50 % mírně nevyrovnané a při podílu 20 až 30 % vyrovnané. K vzájemnému srovnávání řek rozdílné vodnosti je výhodnější vyjadřovat míru nevyrovnanosti ročního rozložení odtoku jediným číselným koeficientem (Kr)3 jehož hodnotu by ovlivňovaly podíly každého z měsíčních odtoků na ročním odtoku. Lze ho určit z jednoduchého vztahu Kr= Zte~8'3). (3.18) kde Pí je procentuální podíl každého z měsíčních odtoků na dlouhodobém průměrném ročním odtoku a hodnota 8,3 představuje průměrný podíl každého z měsíčních odtoků (100/12 = 8,3). V čitateli je tedy součet odchylek oněch podílů. Za předpokladu ideálně 184 40 T n 3.12 Graf ročního roz 38 ložení odtoku. 36 1 \ w 34 : •• •1 32 \ i 30 j ■ \ / .' 1 !l6 28 1 \ /\ 26 \ • í 1 •. • i 1/ \ 24 1 1 ! 1 1 ■ \ 22 1 4; V \ ; \ 20 ľ I i í i \ \ / ■1 5 18 7 1.4 \ 16 / \ : \ / iK i / \ 14 'i»\ 1 / j : \ 12 3 /í i ■ \! / j'\ k \ f sM 1 v \ \ \ 10 l^i j Is**- l \ , 8 / * /^ v v; |\ \|\ j L_t ■ i i y \ :' C~~ "V^ hv\ i\/ Y 6 / i / I \; N.s \ j*V v>^( 4 \ i 1 / \\ J i / . \ \ •. J^: ! !/ \ H \ s 2 ./' \ i .4 '" K. .1....-- 1 _- l.-^__ ........t4- -••'''I 1 "4- i XI XII 1 II III IV v VI VII VIII IX X XI Rio Salado - J. Amerika, 1 --------Rýn - dolní tok 4 — —- subtropický pás 2 - — Rýn - alpský 5 ... .......Rhôna u Gletsch 3 -Mor ava - Kron ěříž 6 - — L ral - Věr •:hně vyrovnaného odtoku v průběhu roku bude Kr = 0, za předpokladu maximálně nevyrovnaného, kdy celoroční množství odteče za jediný měsíc a po dobu 11 měsíců řeka vyschne, bude Kr = 22. Koeficientem (Kr) se však hodnotí jen průměrné rozložení odtoku, které zastírá skutečné rozložení v jednotlivých rocích. Je proto výhodnější míru stálosti či nestálosti ročního rozložení odtoku vyjádřit podílem součtu všech odchylek měsíčních průtoků (Qm) od dlouhodobých průměrných měsíčních průtoků (Qma) a jejich celkového počtu («) nebo odchylek jejich poměrných hodnot, čili Qm öma Z Kra. — ß» fia (3.19) kde n je počet všech měsíčních průtoků dané řady roků. 185 Poněvadž podle tohoto postupu se nehodnotí rozdílné průměrné rozložení odtoku v roce, je výhodné použít jako míru proměnlivosti ročního rozložení odtoku odchylky všech měsíčních průtoků (<2m) od dlouhodobého průtoku (Q&) a koeficient míry proměnlivosti (Vm) vypočítat podle vzorce 1/S(Qm-ga)2~ Podle sezónního podílu celoročního průměrného odtoku lze rozlišovat skupiny řek s největším odtokem v zimním, jarním, letním nebo podzimním období. Uzemí s řekami některého z těchto čtyř typů lze vymezit a zanést na mapu. V hranicích každého takového území lze dále vyčlenit dílčí území podle skutečné hodnoty onoho podílu, popř. podle měsíce, na který připadá největší odtok (obr. 3.13). Podle podobného hlediska se mohou vyčleňovat území s nejmenším podílem daného ročního období na celoročním odtoku (obr. 3.14). Při shodném nebo velmi blízkém ročním rozložení odtoku může být dalším rozlišovacím znakem zdroj vodnosti řeky v daném ročním období. Míru proměnlivosti průtoků každého měsíce roku lze posoudit orientačně podle mezních hodnot z dlouhé řady roků (variačního rozpětí). Mnohem objektivnější mírou proměnlivosti (variability) však bude s ohledem na nestejnou vodnost řek variační koeficient Cv jako podíl směrodatné odchylky a aritmetického průměru řady měsíčních průtoků (např. lednových). Jiný výpočet variačního koeficientu řady měsíčních průtoků se provádí podle vzorce ]/Í(Ki-iy Cv=f ~~~n-----' (3,21) kde Ki jsou podíly jednotlivých měsíčních průtoků (Qm) řady a jejich aritmetického průměru (<2ma) a w — počet členů řady. Výsledná hodnota variačního koeficientu z obou postupů je shodná. Míra vodnosti a pravděpodobnost výskytu či opakování vodností jednotlivých měsíců se může posuzovat stejným způsobem jako ročních vodností. 3.5.1.4.5 Roční průtoky, míra jejich variability a změny v čase Roční vodnosti řek vyjádřené jejich ročním průtokem (Qr) se mění hlavně v závislosti na velikosti podílu hlavního zdroje napájení, v našich přírodních podmínkách hlavně na množství srážek na povodí a na jejich časovém rozložení. Významné je však i množství sněhových srážek v zimě. Jejich jarní odtok může významně ovlivnit velikost ročního průtoku. K posouzení míry vodnosti řek v jednotlivých rocích lze použít poměr ročních průtoků a dlouhodobého průměrného průtoku, tj. <2r/ßa nebo QxlQz. • 100 %• Ten umožňuje rozlišovat jen roky nadprůměrně a podprůměrně vodné, popř. průměrně vodné, je-li jejich průtok rovný nebo blízký hodnotě Q&. Tento způsob však není objektivní při posuzování řek odlišných celkovou vodností. Stejné poměrné číslo může vyjadřovat hodnoty velmi rozdílné závažnosti. Tak např. u řeky s vyrovnanými ročními odtoky může být rok s poměrnou vodností 1,3 či 130 % rokem výjimečně vodným, kdežto u řeky s nevyrovnanými průtoky jen rokem mírně nadprůměrně vodným. Poněvadž řady ročních průtoků tvoří soubor na sobě nezávislých veličin, je možné roční vodnosti řek hodnotit pravděpodobností překročení ročních průtoků vyjadřovanou v procentech (p %) nebo její reciprokou hodnotou N = 100/p %, tzn. obdobím, za které se daná roční vodnost v průměru opakuje (např. p % — 2, N — 50, tj. opakuje se jednou za 186 3.13 Průměrně nej vodnej ši měsíc na řekách ČSR. Oar - dlouhodobý roční odtok. 187 *,< 0"D C «§.■1 3.14 Nejméně vodné roční období na řekách ČSR. 50 roků). Podobně je tomu i s výjimečností výskytu; čím je procento pravděpodobnosti překročení ročního průtoku bližší 0 (u roků nadprůměrně vodných) a 100 (u roků podprůměrně vodných), tím je i výskyt takové roční vodnosti vzácnější. Procenta pravděpodobnosti překročení ročních průtoků se odvozují z křivek překročení (kumulativní hustoty pravděpodobnosti). Ty lze konstruovat několika způsoby, z nichž některé jsou založeny na aplikaci teoretických křivek svým průběhem nejlépe vyhovujících rozložení četnosti výskytu ročních průtoku (zvláště Pearsonovy křivky III. typu, obr. 3.15). Nejjednodušší metoda spočívá ve vynesení ročních průtoků uspořádaných do sestupné řady do středu nebo rozsahu stejných úseček v síti pravoúhlých souřadnic a jejich vyrovnání plynulou křivkou. Úsečce o délce součtu dílků N ročních průtoků se přisoudí hodnota 100 %, tzn. rozdělí se na 100 dílků, a pomocí křivky překročení se odvodí procenta pravděpodobnosti překročení jednotlivých ročních průtoků. Odvozené hodnoty jsou spolehlivé při řadách ročních průtoků dostatečně dlouhých (50 až 100 členů) nebo při jejich velmi malé rozkolísanosti. V takových případech se nemusí projevovat subjektivní hledisko na vyrovnávání křivky. Jiný způsob konstrukce křivky překročení ročních průtoků se zakládá na výpočtu pravděpodobnosti překročení podle vzorce P% = —r-f. 100%, nebo p% = -----_!_. ioo%, nebo p % = , * .100%, B T 1 ti ti "T" ť,4 (3.22) kde m je pořadové číslo ročních průtoků uspořádaných podle velikosti an — počet členů jejich řady. Bude tedy např. m nejvyššího průtoku 1 a nejnižšího 50 při n = 50 a jejich procenta pravděpodobnosti překročení budou podle třetího vzorce 1,47 a 98,61. Vynesou-li se hodnoty p % odpovídající daným ročním průtokům do sítě souřadnic, lze jejich průsečíky vést vyrovnávací křivku, která je hledanou křivkou překročení. Z ní se mohou určit procenta pravděpodobnosti překročení kterýchkoli ročních průtoků dané řeky a opravit procenta průtoků řady vypočítaná podle uvedených vzorců (3.22). Pro odvození vzácnějších ročních průtoků, které se nemusely vyskytnout ve zpracovávaném období, je možné křivku extrapolovat. Křivky překročení se vynášejí do pravděpodobnostní nebo semilogaritmické sítě souřadnic, v nichž mají tvar mírně prohnutých křivek nebo přímek. Ty je pak možné snáze extrapolovat a lze z nich lépe odečítat hledané průtoky nebo procenta překročení (obr. 3.15). Procenta pravděpodobnosti překročení ročních průtoků slouží nejen k posouzení výjimečnosti jejich výskytu, ale i ke slovnímu označení míry vodnosti řek v daných rocích. Roky, které vykazují stejnou poměrnou četnost, se zařazují do skupin. Vymezení a označení těchto skupin se může provést podle stupnice uvedené v tab. 3.3. Dosavadní poznatky ukazují, že roky rozličných vodností se střídají, přičemž roky stejné povahy tvoří často skupiny. Jejich střídání ukazuje na nepravidelný rytmus změn ročních vodností řek. Tabulka 3.3 p% Slovní Symbolické označení míry roční vodnosti řeky 0- 10 11- 40 41- 60 61- 90 91-100 mimořádně vodný rok vodný rok průměrně vodný rok málo vodný rok mimořádně málo vodný rok MV V P S MS 189 \ 120-110- 100 90 I BO -.70- i X 60 O 50-40 '30 120 110 100 90 -p 80 w „• 70 £ T 60 O 50 40 30 20 10 o DYJE - Dolní Věstonice 1921 — 1965 Křivky--------Cv = 0,43 Cs^1.20 Cv = 0,43 Cs = 0.90 grafickou a početně grafickou metodou I 3.15 Křivky překročení ročních průtoků v normální a pravděpodobnost- ní síti. 20 30 40 50 68 70 p % pravděpodobnost; překročeni 100(%) >■ ! i" TITT" "T[ T" 1 ľ" I I ! j ■ ■ flí "l í n [ if ''t' 1 ! ! ' ! ' i N ___.1 DYJE i i II : I! - Dolnf Vést 1921 — 1965 3Cs=i?0 onice l K - J Ow = n« a = 40. 5 m3. s':i..... i i .... Is! i! IM! ■ jj_ M ! i j j|r ' ' Íl' i ' 5j I :..... :' 'In ...;.:: Mil i l I ! ; ! r ~— I í ! I m iii im íil iíií ill i íJil i i • U I 0.! 10 20 30 40 50 60 70 80 p % pravděpodobnost překročení 90 9S 99,9 Rysy časových změn ročních vodností v dlouhém období lze však lépe vystihnout pomocí pohyblivých čili klouzavých průměrů. U kratších řad se používají tříleté nebo pětileté průměry, u dlouhých řad desetileté i víceleté průměry. Ty se pak vztahují na střední rok příslušného období a tvoří vyrovnanější řadu. Pro přehlednost se vynášejí do časového 190 • 00 CO co co >>>>> IS n ~ n to n n (OOO'-Wo^lOÍCS j»»«'}«?»;« °* ° ^ ^ *2 "* m m m uig "J co MV - mimořádně vodný V- vodný, P - průměrně vodný.S - suchý, MS - mimořádně suchý rok 3.16 Klouzavé roční průměry a míry vodnosti řeky v hydrologických rocích. sledu jako graf, na němž je vyznačena i hodnota dlouhodobého průměrného průtoku (obr. 3.16). Z grafu vyplynou zvláštnosti rytmického střídání nadprůměrně a podprůměrně vodných period, jejichž časový výskyt umožňuje předvídat předpokládaný vývoj do nejbližší budoucnosti. 3.5.1.4.6 Dlouhodobý průměrný průtok Jako statistická hodnota poskytuje dlouhodobý průměrný průtok základní představu o vodnosti řeky a umožňuje řeky vzájemně porovnávat. Stává se však základem pro hodnocení i odvození jiných odtokových hodnot vyjadřujících hlavní rysy režimu průtoků. Jeho hodnota by měla být stálá nebo alespoň málo proměnlivá. Tato její potřebná vlastnost je závislá na druhu změn, které nastaly na povodí za dlouhou řadu roků a které ovlivňují odtok z plochy, na délce období, z něhož byl odvozen, a na míře variability ročních průtoků. Při posuzování ročních vodností vychází najevo, že jejich změny jsou náhodné. Z toho vyplývá, že náhodný výběr řady roků, z nichž se dlouhodobý průměrný průtok odvozuje, může dávat hodnotu aritmetického průměru odlišnou od skutečného dlouhodobého průměru (normálu), zejména tehdy, je-li řada krátká (např. 10—15 roků). K výpočtu spolehlivé hodnoty normálu je třeba dlouhé řady ročních průtoků. Její potřebný rozsah závisí na požadované přesnosti výpočtu normálu a na variabilitě členů řady. Střední kvadratická chyba aritmetického průměru (a%) vypočítaného z řady roků («) při míře variability (V) vyplývá ze vztahu o% = ±™* (3.23) (3.24) a počet roků potřebných k odvození dlouhodobého průměru požadované přesnosti io». či n =s a2 191 Ačkoli se v hydrologických výpočtech připouští chyba normálu v rozsahu ±10 %, bývají řady ročních průtoků i k dosažení této přesnosti nedostatečně dlouhé (při Cv = 0,6 36 roků, pro a% ±5 % již 144 roků). Aby se dosáhlo přijatelné přesnosti výpočtu normálu, je třeba krátké řady prodloužit. Prodlužování řad ročních průtoků se provádí pomocí vztahu mezi ročními průtoky dvou stanic na témže toku nebo stanic na dvou analogických řekách, tj. řekách s podobným režimem průtoků, který je výsledkem podobných přírodních vlastností povodí. Z pomocné stanice musí být vždy k dispozici delší řada ročních průtoků. Vztah mezi oběma stanicemi se zjistí grafickou korelační metodou nebo početní metodou, jíž se určí i míra těsnosti vztahu (součinitelem korelace r). Korelace bývá obvykle lineární. Pomocí přímky vztahu, kterou lze extrapolovat jak do vyšších, tak i do nízkých hodnot průtoků, a ročních průtoků pomocné stanice lze pak snadno prodloužit krátkou řadu o hodnoty časově odpovídající ročním průtokům dlouhé řady. Totéž lze provést podle rovnice přímky. V případech, kdy lze prokázat funkční nebo dostatečně korelační vztah mezi odtokem a srážkami (Sa), je možné odvodit normál z poměru fial fia2 -*-,*, fia2..Sal ,„._, "ST = ^2 ' Z Ceh0Z Ôa l = Sa2 - <(3-25) kde symbol (1) značí hodnoty v prvé a symbol (2) v analogické stanici. Podobně je možné využít poměru &1_M 2 čehož O 1 - Q^-Q»2 (3 26) ST_—T>Zcehozfial- Q,2 , (3.26) kde fia jsou normály ve srovnávaných stanicích 1 a 2 a fiá jsou průměrné průtoky časově shodného krátkého období ze stanic 1 a 2. Ověření správnosti výpočtu normálu nebo jeho přímý výpočet pro dané místo na toku za stavu, kdy je k dispozici jen několik ročních průtoků nebo nejsou žádné, lze provést i pomocí rovnice vodní bilance (3.2) nebo z hodnot dlouhodobého specifického odtoku analogického povodí zjištěného z map izolinií specifického odtoku, jehož převzetím lze vzhledem k ploše povodí průtok přímo vypočítat (vzorec 3.4). f k i t / (A I 3.5.1.4.7 Povodňové průtoky 3 J Za povodeň nebo povodňovou vlnu se pokládá výrazné stoupnutí hladiny řeky způsobené náhlým zvětšením průtoku nebo zmenšením průtočnosti koryta (ČSN 736511). Zvětšení průtoku může probíhat v říčním korytě i v záplavovém území. Průběh povodní je výsledkem odtoku vody z povodí i postupu vody v korytě nebo inundačním území. Aby se povodně mohly vzájemně srovnávat, je třeba vyjádřit jejich vlastnosti vhodnými porovnatelnými hodnotami. Podle vzniku se rozlišují povodně z dešťů, z tání sněhu, z tání ledovců a sněhu nad sněžnou čárou a povodně vyvolané přirozeným vzdutím hladiny bez výrazného zvýšení průtoků (při vytvoření ledových bariér, nápěchů, v nálevkovitých ústích při pobřeží moří účinkem větru apod.). Tvar povodně je možné vyjádřit hodnotami průtoků, které určují počátek, vrcholení a ukončení povodně. Za počátek čili patu povodňové vlny se pokládá okamžik (den nebo hodina), od něhož nastalo výrazné, obvykle rychlé zvětšování průtoků. Největší, kulminační nebo vrcholový průtok (fimax) odpovídá době vrcholení povodně. Ukončení povodně lze vztahovat na dobu, kdy rychlý pokles průtoku přechází v mírnější, nevýrazné výkyvy. Vymezení doby ukončení povodně je obtížné, neboť bývá v mnoha případech nevýrazné. Často se též stává, že jedna povodeň přechází bez ukončení v druhou. Dalším kritériem velikosti povodní je jejich trvání, dané časovým úsekem mezi počátkem a ukončením povodně. Směrem po toku se trvání často zvětšuje, neboť povodeň se zplošťuje (zvláště při průchodu inundační nivou). 192 Poněvadž průběh povodní závisí i na celkové vodnosti řeky, je vhodné vzájemně je srovnávat podle tvaru jen u řek blízkých si průměrnou vodností. V opačném případě je třeba absolutní hodnoty průtoků převést na poměrné hodnoty (Od/Qa), které se vynášejí do chronologických čar. Posledním ukazatelem velikosti povodní je jejich objem (PT), jímž se rozumí celkové množství vody, které odteče v určitém profilu za dobu trvání povodně. Zjistí se změřením plochy omezené čárou průtoků, osami souřadnic a základnou na hodnotě průtoku nula (planimetrem). Ta se převede na náhradní obdélník o základně rovné trvání povodně. Jeho výška v měřítku průtoků odpovídá průměrnému průtoku za dobu trvání povodně. Součin tohoto průtoku a počtu vteřin doby trvání povodně je objemem povodně (m3 nebo km3). Podobně lze zjistit i objem povodně nad hodnotou dlouhodobého průměrného průtoku, nad hodnotou počátečního průtoku (patou) či objem povodně odpovídající jen odtoku vody z dešťů, ze sněhu nebo z ledovců (nad hranicí podílu podzemní vody). Podíl podzemní vody na vodnosti řeky v době povodní (i mimo jejich trvání) je pod čárou průtoků omezen křivkou základního odtoku (též stálého odtoku, separační křivkou). Její vymezení není sice obtížné (spojením přímkou paty a ukončení povodně, spojením plynulou křivkou nejnižších bodů na čáře průtoků daného roku apod.), ale může být dosti nepřesné, neznáme-li režim odtoku podzemních vod z povodí. Poněvadž podíl podzemní vody na celkovém objemu povodní je nepatrný, jsou nepřesnosti jeho vymezení zanedbatelné. Významnou vlastností povodňových vln je rychlost jejich průběhu, potřebná pro předpovědi jejich vývoje. Určuje se z doby, za kterou povodeň proběhne mezi dvěma vodo-měrnými stanicemi. Doba se určí z rozdílu mezi časem kulminačního průtoku v obou stanicích. Rychlost je pak podílem délky toku mezi oběma stanicemi a doby a udává se v km. h_1. Na témže toku bývají rychlosti každé povodňové vlny rozdílné, protože podmínky pro jejich tvoření odtokem vody z povodí, pohybem v korytě či inundací se v průběhu roku mění. Ve vodohospodářské, technické a meliorační praxi nelze používat jen hodnoty maximálních kulminačních průtoků zjištěné pozorováním, ale je nutno odvozovat i takové kulminační průtoky, které se opakují jen s velmi malou pravděpodobností (např. jednou za sto i více let). Metody jejich odvozování náleží již do oblasti hydrologických výpočtů. Pro vzájemné porovnávání řek a jejich klasifikaci bez ohledu na jejich celkovou vodnost jsou z prvků režimu velkých vod nejdůležitější: velikost povodní, jejich trvání, časový výskyt, počet výskytů v roce (průměrný či největší) a zdroj jejich tvoření. 3.5.1.4.8 Malé průtoky (režim malých vodností) fry Obdobím malých vodností či malých průtoků řek se rozumí doba, kdy průtoky klesnou na hodnoty výrazně nižší, než je normál (Qa). Dostavují se obvykle v době, kdy na delší dobu ustává povrchový odtok z povodí a vyčerpávají se zásoby podzemní vody, vody v jezerech či jiné trvalé zdroje napájení řek. V extrémních situacích může dojít k úplnému vysychání řek a voda z povodí odtéká podzemní cestou i údolním dnem (pod úrovní koryta). O velikosti-trvání, časovém výskytu a četnosti výskytu malých průtoků a o délce trvání vysychání v průběhu roku nebo během několika let rozhodují kromě srážkových a teplotních poměrů i přírodní vlastnosti povodí ovlivňující tvoření a vyčerpávání zásob podzemních vod. Jsou-li malé vodnosti řek podmíněny přírodními vlivy, vyskytují se v kratších nebo v delších souvislých obdobích na větších územních celcích. Vliv činnosti člověka může naproti tomu vyvolat náhlý, obvykle jen krátce trvající pokles průtoků, popř. i jejich rychlé, často se opakující změny (např. pod přehradami se špičkovými hydroelektrámami). Uvedené okolnosti mívají vliv na výběr a zpracování těch hodnot průtoků, které vyjadřují režim malých vodností. Podle toho a dále i podle účelu se malé průtoky definují následujícími hodnotami: 1. absolutním minimem, 2. průměrným ročním minimálním průtokem, 3. suchým obdobím, 4. dobou přerušení průtoků. 193 .1. Absolutní minimum (Qmm) čili nejmenší denní průtok pozorovaný v dlouhém období (obvykle v několika desetiletích) se vyskytl za nejméně příznivých podmínek pro odtok v celém povodí. K srovnání s podobnými podmínkami v povodí jiných řek se převádí na hodnotu absolutního minimálního specifického odtoku (Qmin)- 2. Průměrný roční minimální průtok (Q&min) je aritmetický průměr řady ročních minimálních průtoků (Qrmin). Jako takový může sloužit k vzájemnému srovnávání ročních minim, z nichž jedním je i absolutní minimum, s nímž lze roční minima rovněž srovnávat. Časový výskyt ročních minim umožňuje poznat větší či menší pravděpodobnost jejich výskytu v určitém ročním období. Převládající výskyt v určitém ročním období ukazuje na stálost jejich režimu. Poněvadž v zemích s vyspělým vodním hospodářstvím, k nimž náleží i náš stát, bývají malé průtoky silně ovlivňovány, nelze považovat jejich soubory za vhodné k detailnějšímu statistickému zpracování a hodnocení, neboť z jejich výskytu v minulosti nelze usuzovat na výskyt v budoucnu. 3. Jako hranice období trvání malých vodností řek se používaly průtoky průměrně překročené 355 dní v roce (<2üi). ^r0 jejich trvání se zavedl termín suchá období (období malých vodností), do nichž se zařazovaly alespoň tři po sobě následující dny, jejichž průměrný průtok dosáhl hodnoty Qjfs nebo byl nižší. Ve vodohospodářské praxi se pokládala hodnota Qjfs za horní hranici možného odběru vody bez technických opatření v korytě (jezy, nádrže). Dobu výskytu a trvání malých vodností bylo třeba přísně respektovat při vypouštění odpadních vod do řek, protože by mohly právě za takové situace vyvolat zdravotně závadný stav. Horní hranice suchého období se používala i k orientačnímu zjištění zásob podzemní vody v povodí a jejich přirozeného odtoku, neboť se předpokládalo, že v době takového poklesu vodnosti řek odtéká z povodí jen podzemní voda. Tato kritéria vodohospodářského využití řek se však v současné době nepovažují za univerzálně vyhovující, a proto se hledají i kritéria další. Stejně tak se hledá pro poznání režimu malých vodností i nová hranice pro vymezování jejich period. Ukazuje se, že pro tyto účely může být výhodná hranice definovaná průtokem dosahujícím 36 % normálu. Jeho použití pro řeky ČSR umožnilo poznat rozdíly v průměrném trvání souvislých období malých vodností, odchylky v časovém rozložení jejich výskytu i v délkách jejich period. Dále umožnilo posoudit i rozdílný vliv hornin a zvětralin povodí na vznik, obnovování i vyčerpávání zásob podzemních vod, které spolurozhodují o režimu malých vodností řek. 4. U řek, které občas nebo každoročně vysychají, je možno použít jako doplňkové kritérium suchých období dobu přerušení průtoků v jednotlivých rocích. Ve vysokých zeměpisných šířkách je této době analogické promrzání řek do dna vyvolané úplným přerušením odtoku vody z povodí, tedy i vody podzemní. Za hlavní rysy režimu malých vodností je možno pokládat: 1. každoroční vysychání v dlouhém bezdeštném období nebo promrzání v zimě, 2. epizodická vysychání nebo promrzání na kratší dobu, 3. často se dostavující a déle trvající období malých vodností v určité roční době (nejčastější výskyt), 4. řídce se dostavující a krátce trvající období malých vodností v určité roční době (nejčetnější výskyt), 5. nezjištěný nebo jen ojedinělý výskyt malých vodností. / 3.5.1.5 REŽIM SPLAVENÍN :% í Splaveniny jsou pevné částice minerálních a organických látek přemísťované proudící vodou. Dělí se na plaveniny a dnové splaveniny. ' Plaveniny jsou ve vodě se vznášející jemné, různě velké částice převážně minerálního průvodu, pocházející z povodí nebo z vlastního řečiště. Náleží do oblasti disperzních soustav, 194 u nichž dochází k rozptýlení jedné látky uvnitř druhé. Kvantitativním vyjádřením zastoupení plavenin v říční vodě je kalnost (C), tj. hmotnost plavenin v objemové jednotce směsi vody i plavenin. Udává se v kg . m-3. Vtéká-li voda o velké kalnosti do jezera nebo nádrže, může vytvářet hustotní proudy. Plaveniny jsou unášeny v říčním korytě turbulentním prouděním vodních částic. Rozložení kalnosti v příčném profilu řečištěm těsně souvisí s rychlostí turbulentního proudění. V místech s největšími rychlostmi proudění, kde je i nejintenzívnější turbulence, jsou unášena i zrna hrubší, strhovaná proudem ode dna, která jsou na místech menších rychlostí proudění vlečena po dně. Na místech s malými rychlostmi proudění se plaveniny usazují, takže kalnost je tam podobně jako v celém profilu větší při dně než při hladině. Celkové množství plavenin unášených v řečišti je závislé na intenzitě erozních procesů v povodí, podmíněné velikostí i rychlostí povrchového odtoku a vlastnostmi půd a hornin. V době malých vodností, kdy neprobíhá povrchový odtok vody, je kalnost velmi malá a částice plavenin pocházejí jen z vlastního řečiště. V době povodní, zvláště letních, bývá naopak velká a během těchto povodní může odtékat 60 až 90 % celoročního množství plavenin. S velikostí povodní a s prudkostí jejich narůstání souvisí nejen množství, ale i zrnitostní složení plavenin. Celkově je možno říci, že rozložení plavenin v průtočném profilu je nerovnoměrné a v čase značně variabilní. Dnové splaveniny jsou pevné částice pohybující se převážně v kontaktu s dnem koryta válením, sunutím a poskakováním (saltací). Mezi nimi a plaveninami nejsou pevné hranice, protože částice určité velikosti se mohou pohybovat po dně i ve vodní hmotě v závislosti na rychlosti proudění i jiných hydraulických parametrech. Podle intenzity pohybu dnových splavenín lze rozlišovat pohyb jednotlivých zrn, všeobecný pohyb a pohyb v čeřinách a lavicích. Poslední forma pohybu se uskutečňuje v době povodní a souvisí s ní obvykle značné změny v poloze mělčin i v zrnitostním složení svrchní vrstvy dnových sedimentů. Při pohybu lavic se jemné frakce dostávají do plavenin a hrubší se pohybují a hromadí na dně. Pohyb dnových splavenín je proces značně složitý, ovlivňovaný celou řadou faktorů, z nichž nejpodstatnější je rychlost proudění v blízkosti dna řečiště, závislá nejen na velikosti průtoku a sklonu řečiště, ale i na kalnosti vody, na granulometrickém složení dnového materiálu, křivolakosti řečiště apod. Množství dnových splavenín, přemísťovaných v průtočném profilu řeky, je nestejnoměrné jak v jeho prostoru, tak i v čase. V horských řekách s koryty pokrytými balvany a hrubými valouny je jejich transport co do množství daleko menší než v řekách, do nichž se dostává písek a drobný štěrk. Na vodných bystřinných (zdivočelých) řekách a podobně i na veletocích probíhá pohyb jemnozrnných dnových splavenín i za malých průtoků, kdy jsou rozrušovány i štěrkopísčité a písčité lavice. Velkého rozsahu však nabývá v době povodní. Dochází-lí k vybřežování vody do inundačního území, bývá část dnového materiálu vynášena a ukládá se do břehových valů. Množství dnových splavenín a plavenin unášených řekami za rok je sice v poměru k odtoku vody malé, avšak celkem značné. Tak např. Alpský Rýn přináší do Bodamského jezera asi 40 000 m3 hrubého štěrku a 3 000 000 m3 písku a jílu, v řece Amudarji dosahuje kalnost až 4 kg. m~3, Chuang-che za povodní až 700 kg . mr3, průměrně ročně 34 kg . m-3 a roční množství sprašových částic (kalu) 1660 miliónů tun. Ohrazování řek unášejících velké množství plavenin a dnových splavenín a zúžení inundačního prostoru do mezihrází vede obvykle k zanášení a zvyšování úrovně řečiště nad okolní území údolního dna či roviny. U velkých řek dosahuje toto zvýšení v současné době až 10 m. 195 3.5.2 VLIV ČINNOSTI ČLOVĚKA NA VODNÍ REŽIM ŘEK J & , ! Antropogenní vliv na oběh vody v přírodě je velmi různorodý a v některých jeho částech výrazný. Projevuje se ve velikosti a časovém rozložení odtoku, v množství a kvalitě unášeného pevného materiálu, v kvalitě vody i v množství a druhovém zastoupení vodních organismů. Jejich změny se mohou projevovat pozitivně i negativně jak v samém oběhu vody, tak i celém komplexu přírodního a životního prostředí. Jejich posuzování vychází z potřeb člověka a jeho životních nároků, a je tedy jednostranné. Pozitivní vliv spočívá v zadržování vody v povodí, ve zpomalení jejího odtoku z povodí, v účelném rozdělení vody podle potřeby i jejím převedení na území s citelným nedostatkem vody, zvláště do oblastí s vysokou spotřebou vody (sídla a průmysl) a do oblastí s pasivní bilancí (nedostatkem vláhy). To vše se uskutečňuje budováním vodních nádrží, transformací povrchového odtoku na podzemní a umělým rozhojňováním zásob podzemních vod. V mnoha případech však člověk tímto kladným působením omezuje nebo odstraňuje důsledky své negativní činnosti v minulosti i přítomnosti. Tak je tomu i v případě budování čistíren odpadních vod různého druhu a stupně znečištění a likvidace odpadních látek, jež pronikají do oběhu vody. Podobně je tomu i s omezováním účinků eroze půd. Vysoký povrchový odtok a s ním spojená eroze půd může být přirozeným jevem i v oblastech nedotčených člověkem, obvykle však souvisí s přeměnou přírodní krajiny v kulturní zemědělskou krajinu. Za pozitivní v oběhu vody se pokládají všechna biologická a technická opatření sledující snížení neproduktivního výparu z hladiny vodních objektů i zpomalení odtoku vody v korytě řek (břehová vegetace, jezové stupně, hrazení bystřin apod.) v oblastech s nedostatkem i přebytkem vláhy. ■■ Hospodaření s vodou v údolních nádržích zlepšuje režim průtoků na úsecích řek pod nimi. Přispívá jednak k zmenšení kulminačních průtoků povodní a jejich objemu, jednak k zvětšení minimálních průtoků. Celkový efekt se projevuje zmenšením variability denních vodností a větší vyrovnaností ročního rozložení odtoku. Jen nádrže vodárenské a nádrže vyhrazené pro akumulaci vody k závlahám a zásobení průmyslu užitkovou vodou s velkým podílem nenávratné části potřeby mají opačný vliv na režim malých vodností řek. Všechny nádrže však zlepšují kvalitu vody, zvláště pokud do nich vtéká voda znečištěná. V suchých přímořských oblastech, kde se získává sladká voda odsolováním mořské vody a používá se k závlahám, zlepšuje se jinak nepříznivá vláhová bilance takových území. Regulační úpravy řek sledují dosažení stabilizace jejich koryta a obvykle i ochranu přilehlého území před rozlivy vody za povodní, někdy i vytvoření větší zásoby vody pro odběry v období malých průtoků (nadržení vody za jezy). Zvětšují však kulminační průtoky a zkracují dobu trvání povodní. Jsou-li doplněny vybudováním příčných stupňů a jezů, přispívají k dokonalejšímu provzdušňování vody, které vede u znečištěných vod k urychlení samočisticího procesu. Omezení nebo úplné vyloučení inundací má pronikavý vliv na vláhovou bilanci údolní nivy v rozsahu záplav a často i přilehlého území (nízkých říčních teras). Pozitivně se při tom hodnotí možnost racionálnějšího využívání bývalého inundačního území podmíněného příznivější vláhovou bilancí půd určených pro zemědělskou výrobu bez rizika jejich zaplavování a zabahňování. Vyloučení záplav má kladný vliv i na jiné prvky přírodního a životního prostředí, avšak i řadu negativních dopadů na vodní zdroje. Negativní vliv činnosti člověka na hydrologické poměry lze datovat od doby, kdy začínal být z lovce a sběrače plodů chovatel domácích zvířat a zemědělec. Rozšiřováním pastvin a polí na úkor lesů přispíval k zvětšování a urychlování odtoku vody z povodí. S populačním vývojem, s rozvojem společnosti a zvyšováním životní úrovně se negativní vlivy na hydrologické poměry stávaly výraznějšími. V poslední době souvisí zvláště s urbanizací, s rozvojem průmyslu, energetiky, zemědělství, plavby a s využíváním vodních zdrojů pro rekreaci. Vliv urbanizace ovlivňuje oběh vody v přírodě v mnoha směrech. Nahrazování při- 196 rozené vegetace a půdního krytu nepropustnými plochami budov a ulic vede k zvětšení a urychlení povrchového odtoku vody z dešťů a sněhové pokrývky a k zmenšení výparu. Se zmenšením infiltrace srážek se zmenšují i zásoby podzemní vody. Ty jsou zčásti nahrazovány únikem vody z vodovodní a kanalizační sítě. Urbanizace se však nejvýrazněji projevuje ve zhoršení kvality říční a podzemní vody nejen v areálu měst, ale i daleko za jejich hranicí. Souvisí to nejen s odváděním odpadních vod rozličného původu přímo do toků, ale i se znečišťujícími látkami, které unikají do ovzduší a z něho padají nebo jsou promývány dešti. Velká produkce oxidu uhličitého a siřičitého zvyšuje aciditu srážkové i podzemní vody (pokles pH až na 4,5). Vliv industrializace a energetiky se projevuje odběrem velkého množství vody, z něhož tvoří velký podíl nenávratná část, Nejsou-li v blízkosti dostatečné zdroje říční nebo jezerní vody, budují se obvykle akumulační nádrže. Nejvýrazněji působí vliv industrializace na kvalitu vody, projevující se kombinací chemického, fyzikálního i biologického znečištění. To závisí na obsahu a složení odpadních vod, jež se liší podle jednotlivých výrobních odvětví. K fyzikálnímu poškozování vod náleží i tepelné, souvisící s odváděním teplých odpadních vod do řek nebo nádrží, zvláště z chladírenských zařízení tepelných a atomových elektráren. U přímého chlazení stoupá teplota vody běžně o 7 až 9 CC, u jaderných elektráren až o 13 °C. Krátkodobé a dlouhodobé zvýšení teploty vody ve vodních zdrojích vede ke ztrátám kyslíku i zvýšením biologické činnosti, ke snížení pH o 0,5 až 1,0 a v souvislosti s tím i k anaerobnímu procesu rozkladu organických látek s produkcí sirovodíku, metanu a jiných plynů. V anaerobním prostředí se mohou rozmnožovat i některé mikroorganismy produkující toxické látky (např. bolitoxin) nebo způsobující onemocnění kůže, sliznice apod. V trvale teplých vodách byl zjištěn i výskyt prvoků druhu měňavek (améb), způsobujících smrtelnou primární amébovou meningeencefalitidu. Využívání vody nádrží s energetickou funkcí vede ke kalorickým změnám v samotné nádrži a v souvislosti s tím i v řece pod nádrží. Teplota říční vody je v létě nižší a v zimě vyšší než na neovlivňované řece ve stejné nadmořské výšce. V zimě se tyto odchylky projevují i v režimu zamrzání, v létě v možnostech rekreačního využívání a celkově i v ekosystémech vodních toků. Vliv zemědělství na odtokové poměry a kvalitu vody se projevuje na velkých plochách, mnohdy na celých plochách povodí řek. Vyjdeme-li ze současného stavu rozlohy zemědělské půdy, závisí vliv zemědělské výroby na způsobu obdělávání půdy a na druhu vegetačního krytu. Negativním projevem je zvětšení povrchového odtoku na svazích souvisící se zvětšováním souvislých ploch honů, vyžadujícím i likvidaci mezí, teras a vegetace na nich, které měly protierozní účinek. Negativně působí i orba a výsadba plodin do řádků po spádnici, větší ulehlost půdy a podorniční vrstvy při používání těžké mechanizace, zhoršení půdní struktury nejen ulehlostí, ale i změnami půdní mikrofauny účinkem chemických prostředků a průmyslových hnojiv. V konečném důsledku to všechno vede k zvětšení rozkolísanosti průtoků řek odvodňujících zemědělskou krajinu. Souvisí s tím těsně i znečišťování povrchových a podzemních vod látkami z průmyslových hnojiv, pesticidů a odpadů zemědělské výroby. Rozvíjející se závlahové zemědělství klade velký nárok na vodní zdroje potřebné kvality v době sucha, které je pro vodní zásoby nejkritičtější. To mnohdy vyžaduje akumulaci vody v nádržích. V aridních oblastech je se závlahami spojeno i nebezpečí zasolování a alkalizace půdy. Závlahové zemědělství vyžaduje i zvýšené dávky průmyslových hnojiv, jejichž značná část (až 40 %) se však proplavuje z půdy do podzemí a negativně ovlivňuje kvalitu podzemních vod a je splachována do řek, jezer a nádrží, v nichž zvýšený přísun biogenních látek vede k jejich eutrofizaci. Negativní účinek na hydrologické poměry může mít i odvodňování zemědělských a lesních půd, projevující se v rychlejším odtékání půdní vláhy i podzemní vody do toků a ve zmenšování výparu z odvodněné půdy. Vliv nadměrného odběru podzemní průlinové vody se projevuje trvalým snížením 197 její hladiny, což může vést ke zmenšení vodnosti řek, patrnému hlavně v období malých průtoků. Zmenšení vodnosti souvisí nejen s omezením či přerušením napájení řeky podzemní vodou, nýbrž i s trvalou infiltrací říční vody řečištěm do okolní zvodněné vrstvy. V přímořských nížinách vede pokles hladiny podzemní vody k pronikání slané mořské vody do pevniny, která nahrazuje ubývající sladkou vodu. Vliv vodní dopravy, často vyžadující regulační úpravy koryt a výstavbu údolních nádrží, se negativně projevuje zejména ve zhoršování kvality vody znečišťujícími látkami, především ropou, ropnými produkty (olejové skvrny a film), ale i jinými látkami dopravovanými a překládanými v říčních přístavech. Negativní vliv rekreace provozované podél vodních toků a nádrží se projevuje jednak ve zhoršení kvality vody, jednak ve zhoršení některých prvků přírodního prostředí jejich okolí ovlivňujících povrchový odtok. První souvisí s užíváním vody k rekreaci a provozování sportů, a zvláště pak s úniky odpadních vod a splachem rozličných odpadních látek ze zastavěných nebo jinak využívaných ploch. Odtok vody z okolí vodních objektů je ovlivněn zástavbou, vybudovanými komunikacemi, změnou vegetace, jejím ničením a poškozováním a změnou ulehlosti půd. Všechny takové změny vedou ke zvýšení povrchového odtoku, s nímž souvisí i zvýšená eroze půd vedoucí k častějšímu zakalení vody. Závěrem je možno shrnout, že antropogenní vlivy se mohou projevovat v bilanci oběhu vody, ve velikosti a časovém rozložení odtoku a v kvalitě vodních zdrojů velmi rozdílně, a proto není možné poznatky z jednoho případu zevšeobecňovat nebo bezprostředně aplikovat na jiná území, odlišná některými prvky přírodních poměrů. Znečištění přírodních vod nabývá hrozivých rozměrů v převážné většině průmyslově vyspělých zemí světa a ohrožuje nejen rostlinstvo a živočíšstvo, ale i zdraví lidí. Pociťuje se však i v rozvojových zemích, kde značná část obyvatel odebírá vodu pro osobní potřebu přímo z řek a jezer. Roční počet onemocnění způsobených závadnou vodou přesahuje 1 miliardu. Objem stokových vod, které tvoří 90—95 % odebíraného množství pro průmysl a sídla, se v Evropě blíží 200 km3 za rok, v Severní Americe 300 km3 za rok. Značná část odpadních vod, které obsahují škodlivé chemické sloučeniny, je vypouštěna přímo do hydrografické sítě. Každý 1 m3 znečištěné vody znehodnocuje až 10 m3 přírodní vody a činí ji neupotřebitelnou. V poslední době se rozvinuly nové druhy výroby, zvláště chemické, petrochemické, organické syntézy, byly zavedeny nové technologické postupy při užívání nových chemických sloučenin. Užívání nových chemických látek ve výrobě i v domácnostech vyvolává rychle probíhající změny ve složení odpadních vod a ztěžuje tak jejich čištění. Objevily se v nich látky těžko oxidovatelné a látky toxické, radioaktivní aj., které se ve vodních objektech hromadí a působí zhoubně na jejich biologickou složku. Jedním z efektivních způsobů ochrany vodních objektů před znečištěním je čištění odpadních vod. Avšak tento dosti drahý a obtížný způsob neřeší problém úplně. Ani dnešní tzv. úplné čištění odpadních vod není ve skutečnosti dokonalé (z 90—95 %), neboť i po něm zůstávají ve vodě obtížně se rozkládající sloučeniny, které způsobují stabilní znečištění vod. K opětovnému odběru takové vody je třeba, aby byla zředěna nejméně čtyřnásobným množstvím čisté vody. Jednou z progresivních cest boje proti znečištění se jeví racionální používání vody v průmyslu i v zemědělství, které lze uskutečňovat „vnitřní cirkulací" a suchými provozy ve výrobě, v zemědělství pak lepšími způsoby závlahy, omezením chemizace na únosnou míru a likvidací všech odpadů organického původu jejich mineralizací nebo vhodnějším způsobem dalšího využití. Vnitřní cirkulace vede ke snížení odběru vody a k převodu tekutých odpadů na pevné, jež je možno dále využívat, neboť často obsahují cenné suroviny a látky vhodné k výrobě energie. Uskutečnění takových záměrů včetně zlepšení podmínek pro samočisticí procesy ve vodních objektech vyžaduje nejen vysoké finanční náklady, ale i dostatečně dlouhou dobu. Proto je nutné počítat se znečišťováním hydrosféry včetně světového oceánu i v blízké a vzdálené budoucnosti. 198 3.5.3 HYDROLOGICKÉ PŘEDPOVĚDI Hydrologické předpovědi vodních stavů na splavných řekách se rozšířily v současné době nejen na daleko větší počet menších a nesplavných řek, ale i pokud jde o jejich druh a zaměření. Podle vyhlášky ministerstva vnitra č. 126/1959 se organizuje a provádí v ČSSR hlásná a predpovední povodňová služba. Hlásnou a varovnou službu zajišťují v době povodní národní výbory podle pokynů hydrometeorologických ústavů (ČHMÚ v Praze a SHMÚ v Bratislavě), predpovední službu zajišťují HMÚ prostřednictvím svých útvarů krajské protipovodňové vodohospodářské a informační služby (KPVIS). HMÚ vydává každodenně předpovědi pro vybrané profily na vodních tocích a při povodňových situacích i pro řadu dalších profilů podle okamžité situace. Rozsah a počet vydávaných předpovědí je určován současnou a krátkodobě předpovídanou srážkovou situací a hydrologickou situací na řekách. Rozlišuje se normální stav, stav přípravy a stav povodňový: 1. Normální stav je dán povětrnostní situací bez výrazných změn a neměnící se vodností řek. Pozorování a odesílání údajů z hlásných stanic do sběrných středisek se provádí jednou denně ráno a předpověď se vydává jen na ráno příštího dne. 2. Stav přípravy je podmíněn srážkovou činností nebo průběhem tání sněhu, které způsobují zvýšený odtok z povodí, který může přejít v povodeň. Pozorování a odesílání údajů z hlásných stanic se provádí ráno a v poledne. Předpověď se vydává stejně jako u normálního stavu. 3. Povodňový stav je dán již vznikající a vyvíjející se povodňovou vlnou. Pozorování v hlásných stanicích se provádí ráno, v poledne a večer, popř. i častěji. Předpověď se provádí podle dané situace na ráno příštího dne i na jinou dobu. KPVIS využívají různá spojovací a sdělovací zařízení. Pro zvlášť exponované profily jsou zavedeny automatické hlásiče vodních stavů. Jsou propojeny dálnopisy, jimiž se předávají zprávy i do sousedních států. K ochraně před povodněmi a k zabránění škod jsou u nás ustaveny protipovodňové komise na všech stupních státního řízení. Mnohé úkoly plní i jednotlivé správy povodí. Varovná služba je zajišťována podle odborných pokynů HMÚ a zavádí se, když hladina dosáhne na řece rozhodného stavu určeného pro každý profil na řekách. Varovné zprávy se pak rozesílají níže ležícím sídlům podle seznamu v odborných pokynech HMÚ. Po obdržení varovné zprávy upozorní MNV nebo jiný orgán hlásné služby všechny ohrožené podniky a místa ve svém obvodu na nebezpečí povodně a podá zprávu dalším místům, jak má stanoveno v pokynech. Potom se provádějí opatření na ochranu podle předpisů. Povodňové nebezpečí se vyhlašuje podle dosažení vodních stavů ve třech stupních povodňové aktivity: rl. stupeň — stav bdělosti, 2. stupeň — stav pohotovosti, 3. stupeň — stav ohrožení. Při dosažení vodního stavu odpovídajícího stupně se prostřednictvím HMÚ a dispečinků, správ povodí a příslušných povodňových komisí uvádějí v činnost opatření předem připravená k ochraně před povodní. Vývoj odtokové situace za povodní posuzují KPVIS a správy povodí. Využívají k tomu všechny pravidelně získávané údaje a informace o počasí a odtocích a vydávají krátkodobé předpovědi průtoků, ale i sezónní předpovědi objemu odtoku ze sněhu i ze srážek pro některá vodní díla. KPVIS přijímají zprávy z hlásných vodoměrných a srážkoměrných stanic na území své působnosti. Po jejich zpracování je sdělují na Ústřední povodňovou vodohospodářskou informační službu. Za mimořádných okolností si je vyměňují navzájem. Hlásí povodňovou situaci krajské povodňové komisi, správě povodí, krajskému tisku a rozhlasu a informují veřejnost. Opatřují si informace u vedlejší meteorologické služebny na 'I O 0- : území působnosti a prostřednictvím Ústřední povodňové vodohospodářské a informační služby a Ústřední povětrnostní prognózní služby informace o celkové povětrnostní situaci. Informace zhodnotí a provedou pro území své působnosti příslušné předpovědi. Jsou též v přímém spojení s hydroprognózní službou sousedního státu. Ústřední povodňová vodohospodářská informační služba (ÚPVIS) přijímá denně zprávy z jednotlivých KPVIS a zprávy o povětrnostní situaci z Ústřední povětrnostní prognózní služby. Po zhodnocení a zpracování předpovědi předává část informací hydroprognózní službě sousedních států. Informuje Ústřední povodňovou komisi a příslušné vládní a ústřední orgány, tisk, rozhlas, televizi. Dočasně provádí předpovědi pro dolní tok Labe a plní funkci středočeské KPVIS. Hydrologické předpovědi se definují jako vědecky opodstatněné stanovení hydrologických prvků nebo jevů na určitou dobu dopředu. Rozlišují se předpovědi: j. Netermínované, u nichž není v daném místě stanoveno konkrétní datum a uskutečnění předpovídané události (např. stanovení tzv. stoleté vody v určitém místě na řece). 2. Termínované, které obsahují konkrétní stanovení doby i místa předpovídaného jevu (např. předpověď vodního stavu řeky příští den ráno v 7,00 h v daném předpovědním profilu). Podle doby předstihu předpovědi, tj. času, který uplyne od vydání předpovědi do okamžiku uskutečnění předvídaného jevu, se rozlišují hydrologické předpovědi: X Krátkodobé s předstihem kratším nebo nanejvýše rovným době koncentrace (doběhu), tj. době, za kterou steče částice vody spadlé v hydraulicky nejvzdálenějším bodě povodí do předpovědního profilu. Předpověď může tedy být na několik hodin u malých, ale i na několik dnů u velkých řek. V našich podmínkách se krátkodobé předpovědi vydávají na několik hodin, nejvíce na dva dny dopředu. 2. Sezónní (též zv. středně dlouhodobá) je v podstatě dlouhodobá předpověď pro uvažovanou sezónu. 3. Dlouhodobá, tj. termínovaná předpověď s předstihem delším, než je doba předstihu krátkodobých předpovědí (podle ČSN 736511). Krátkodobé předpovědi, nejčastěji vydávané, vycházejí ze známé skutečnosti, že předpovídanému jevu časově předchází jedna nebo více příčin jeho vzniku a z předpokladu, že stejné příčiny vyvolávají i stejné následky. Přesnost těchto předpovědí je však rozdílná a v podstatě závislá na rychlosti vývoje předpovídaného jevu a na přesnosti a časovém předstihu výchozích údajů o jeho příčinách tvoření. Mezi nejčastější krátkodobé předpovědi náleží tzv. hydrometrické předpovědi, založené na zákonitostech vývoje hydrologických procesů probíhajících v říční síti. Výchozími podklady pro jejich sestavování jsou hydrometrické údaje, např. záznamy o vodních stavech, průtocích, pohybu ledu. Hydrometeorologické předpovědi jsou založeny na poznaných zákonitostech o vývoji hydrologických a meteorologických procesů. Podklady pro jejich sestavení jsou údaje o odtoku a srážkách, teplotách vzduchu a výparu, které jsou v přímé závislosti, nebo rozbor synoptických situací. Mohou být krátkodobé i dlouhodobé. Hydrosynoptické předpovědi jsou založeny na zákonitostech cirkulace atmosféry nad rozlehlejšími oblastmi. Předpovědi odtoku jsou pak závislé na předpovědích synoptických situací a z nich vyplývajícího počasí, ať již deštivého nebo suchého. Umožňují obvykle s menší spolehlivostí předpovídat jak velké, tak i malé vodnosti řek. Podle předpovídaného hydrologického jevu se rozlišují předpovědi vodních stavů, průtoků, ledových jevů (např. vznik ledových bariér), hladiny podzemní vody, vydatnosti pramenů apod. Krátkodobé hydrometrické předpovědi využívají sice meteorologické údaje a předpovědi na zpřesnění vývodů založených na změnách vodních stavů či průtoků, ale opírají se o poznání vývoje těchto jevů v minulosti. Je to proto, že každé povodí a jeho říční síť přetváří 200 srážky na odtok svým vlastním způsobem. Lze je však uplatnit jen na delších tocích. K jejich sestavení se používá metoda tendencí a metoda odpovídajících vodních stavů či průtoků. Metoda tendencí je založena na poznatcích o stálosti vzestupu či poklesu vodních stavů v časové jednotce, čili o jejich tendenci. Vodní stavy (průtoky) se extrapolují z hodnot daného dne podle grafického vztahu odvozeného ze známých předcházejících změn. Vztah může být lineární nebo nelineární. Tato metoda se s větším úspěchem používá pro předpovědi v bezesrážkovém období. Pro předpovědi v době výraznějších změn vodností řek se používá metoda odpovídajících vodních stavů či průtoků. Její podstata spočívá na poznatku, že vodním stavům či průtokům na výše ležící vodoměrné stanici odpovídají přiřazené vodní stavy či průtoky na níže ležící stanici. Těm se říká odpovídající a doba, která uplyne mezi jejich výskytem, se nazývá postupová doba. Na řekách, do nichž mezi dvěma uvedenými stanicemi neústí vodnější přítoky, bývá vztah mezi odpovídajícími vodními stavy a průtoky dosti těsný. Postupová doba se však s jejich změnami mění, a to podle toho, zda průtok probíhá v řečišti nebo v inundačním území. V druhém případě se doba značně prodlužuje. V době povodní však závisí i na rychlosti jejich růstu. V případě výskytu vodnějších přítoků je třeba připočítávat jejich příspěvky a z celkového průtoku na dolní stanici odvodit odpovídající vodní stav z měrné křivky. Při komplikovaném vývoji odpovídajících vodních stavů či průtoků je třeba vycházet z pečlivého rozboru odtokových situací v minulosti a využít při sestavování předpovědi analogické podmínky pro vývoj vodnosti řeky. V žádném případě nelze pokládat tuto metodu za jednoduchou, přestože se na první pohled takovou zdá. Proto bývají tyto předpovědi zatíženy různě velkými chybami. Komplikace způsobují i vlivy vodních děl a vodohospodářské úpravy řek. U údolních nádrží závisí vývoj předpovídaného jevu pod nádrží na jejich naplnění před předpovídaným jevem, popř. i na vypouštění před očekávaným vývojem průtoků (před povodní). Hospodaření s vodou v nádržích ovlivňuje i malé průtoky, jejichž předpověď na úseku pod nádrží může být někdy snadná, jindy naopak velmi obtížná. Hydrometeorologické předpovědi vodních stavů či průtoků se zakládají na prokázaných dostatečně těsných vztazích mezi hydrologickými a meteorologickými veličinami. U meteorologických jde především o srážky, při předpovědi jarního odtoku o zásoby vody ve sněhové pokrývce a o teploty vzduchu v průběhu tání, při předpovědi zámrzu řek o teploty vzduchu apod. Je však třeba uvažovat i o těch vlastnostech povodí, které mohou ovlivňovat velikost i rychlost odtoku vody z povodí. K zjištění těchto složitých vzájemných vztahů se používají grafické koaxiální korelace nebo strojní početní způsob aplikace metody regresní analýzy. Tyto metody se používají nejčastěji pro předpovědi povodní na menších povodích a vliv faktorů přírodního prostředí povodí ovlivňujících odtok se vyjadřuje číselnými koeficienty. Sezónní předpovědi se obvykle omezují na velikost jarního odtoku ze sněhu a průtoků v době sucha. V prvém případe jde obvykle o předpověď objemu odtoku, neboť jeho časový průběh bude závislý na průběhu teplot ovzduší. Předpovědi průtoků na období sucha se provádějí podle výtokových čar, tj. křivek denních průtoků v minulosti, které vyjadřují průběh vyčerpávání zásob vody z povodí. Ten je pro každou řeku jiný, neboť je závislý na vlastnostech povodí ovlivňujících jak tvoření, tak i odtok zásob podzemní vody, která je jediným zdrojem napájení řek v době klimatického sucha (s výjimkou řek ledovcového typu). Dlouhodobé hydrologické předpovědi se opírají o poznatky vlastností změn hydrologického jevu, obvykle měsíčních a ročních průtoků v řadě roku, a o vztahy mezi jejich změnami a jinými kosmickými jevy, které se periodicky mění. K poznání vlastností změn je možno použít klouzavé průměry (51eté nebo lOleté), které shlazují krátkodobé, někdy nepodstatné výkyvy vodností řek. Mohou postihnout i celkový trend změn. Lze však použít i harmonickou analýzu, kterou se rozkládá časový průběh pozorovaného jevu na křivky o stálé periodicitě. U hydrologických jevů dochází sice k periodickým změnám, avšak délka 201 period je nepravidelná a nestejná. V případě hledání vztahů šlo nejcastěji o prokazování vztahů mezi velikostí odtoku a proměnlivou aktivitou Slunce souvisící s výskytem a počtem slunečních skvrn. Dílčí úspěchy v harmonické analýze i vztazích s periodicitou kosmických jevů však neopravňují k všeobecnému používání výsledků pro hydrologické prognózy. Lepšího úspěchu v předpovědích při použití klouzavých průměrů lze dosáhnout jen stálým opravováním extrapolované čáry průtoků. V každém případě jsou všechny dlouhodobé předpovědi závislé na meteorologických předpovědích jen zcela orientační povahy. 3.6 PODPOVRCHOVÁ VODA '■, Hydrologie podpovrchových vod se zabývá vodou pod zemským povrchem jako součástí oběhu vody v přírodě a vztahy mezi ní a horninovým prostředím, v němž se pohybuje a nabývá příznačných fyzikálních a chemických vlastností. Převážně se však zaměřuje na podzemní vody. V tomto rozsahu řeší otázky: 1. zdroje vzniku a doplňování zásob podzemní vö3y^2Tpohybu podzemní vody v horninovém prostředí určitých vlastností, 3. režimu a s ním spojené bilance zásob podzemní vody, 4. horizontálního a vertikálního rozmístění podzemních vod a jeho kartografického znázorňování, 5. fyzikálních a chemických vlastností vody a výskytu organismů v ní, 6. způsobů zjišťování zásob podzemní vody a jejich jímání, 7. ochrany zdrojů podzemní vody v místě jejího jímání včetně jímacích zařízení. Při řešení kteréhokoli okruhu otázek je nutno přihlížet k vlastnostem horninového prostředí, v němž se podzemní voda tvoří a pohybuje a s nímž vytváří otevřený systém (komplex). Musí tedy využívat jak poznatky geologické, tak i mechaniku zemin. 3.6.1 ZDROJE VZNIKU A DOPLŇOVÁNÍ PODZEMNÍCH VOD Hluboko v zemské kůře se uvolňují z tuhnoucí žhavé hmoty i vodík a kyslík, jejichž molekuly sěmohou při vysokém tlaku a teplotě slučovat. Tak vzniká juvenilní voda ve skupenství vodní páry.'TFpfecliäzí v chladnějších vrstvách zemské kůry v kapalný stav a mísí se s vodou pronikající do podzemí ze zemského povrchu. Větší množství jí proniká na povrch na územích s aktivní a doznívající sopečnou činností za sopečných erupcí i jako součást vod horkých pramenů a gejzírů. Daleko největší část celkového množství podzemních vod na Zemi tvoří voda, která je stálou složkou oběhu vody. Proniká do hornin z povrchu země a pohybuje se v poměrně mělkých vrstvách zemské kůry. Podle toho se označuje vadózní (mělká). 'Může vznikat z vodní páry přízemní vrstvy atmosféry, která difúzí přechází do vzduchu vyplňujícího póry půdy, zvětralin, dutiny a pukliny pevných hornin a v nich ochlazováním kondenzuje (kondenzační voda). jDmhá cesta vody z povrchu země do podzemí je vsakování (infiltrace) na povrch spadlých srážek nebo po povrchu tekoucí vody do propustných půd, zemin a hornin (infiltrační voda). Její pohyb v horninách je již pohyb filtrační, který se děje horizontálním i vertikálním směrem nebo prouděním v puklinách. 3.6.2 DRUHY VODY V HORNINÁCH Podmínkou výskytu vody v horninách je existence volných prostorů, které se v usazených "Horninách, v některých sopečných horninách, zvětralinách a půdách označují názvem Erůliny a v pevných horninách pukliny, trhliny či praskliny. Míra vyplnění těchto vol-ných prostoru muže oýt jedním z kriterii pro rozlisovaní dvou základních druhu podpovr-chové vody. Podle ní lze rozlišovat pásmo, v němž jsou průliny vyplněny zčásti vodou 202 a zčásti vzduchem. Je to pásmo provzdušněni či zóna aerace a voda v něm je půdní vlaha. Pod ním leží vrstva hornin, jejichž póry jsou zcela zaplněny vodou. Označuje se jako pásmo nasyceni či zóna saturace, běžně pak zvodnělá vrstva nebo zvodeň a voda v ní voda podzemní (dříve též spodní). Hranici mezi oběma tvoří hladina podzemní vody. Souhrn půdní vláhy a podzemní vody je podpovrchová voda. 3.6.2.1 PŮDNÍ VLÁHA Jmenné označení vody v pásmu provzdušnění není zcela jednotné. S přihlédnutím ke skupenství vody a k vlivům, které na její molekuly působí, je možné rozlišovat v něm jednak trvalé, jednak přechodně se vyskytující druhy voriv. |K tryalým náleží vodní pára, voda adsorpční a kapilární- k přechodným vsakuj í cí voda a půd.iv ■"■BKüsawi—. ^_Vodní_pára ve vzduchu průlin a puklin se muz^TSemístovat v hornině podle jejího místního napětí. Vznikat vypařováním tekuté vody v hornině při zvyšování její teploty nebo přecházet do tekutého stavu při jejím ochlazování (kondenzace). Časové změny jejího množství v půdním vzduchu jsou největší v povrchu blízkém vrstvě půdy, kde jsou největší výkyvy teploty. Adsorpční voda (též adhezní),tvoří na povrchu zrnjiebo puklin nesouYislé. nebo souvislé . blanky o tloušťce 5 až. 15 molekulárních vrstev, poutané k jejich povrchu fyzikálními silami přitažlivosti (adsorpčními). Tvoří se jak z vodní páry, tak i z iníiltrující a filtrující vody. Nepřenáší hydrostatický tlak. Může přecházet v led při teplotě nižší než 0 °C v závislosti na tloušťce blanky. Velmi tenké blanky v našich zimních podmínkách vůbec nezamrzají. Účinkem molekulárních sil se může pohybovat z jedné blanky na zrně do druhé kterýmkoli směrem (při rozdílném napětí na povrchu dvou se stýkajících blanek). Tento tok probíhá i v zimě z hloubky do vrstvy promrzání a tvoření půdního ledu. Z horniny ji .lze odstranit vysoušením při teplotě 105-110 °C nebo v exsikátorech vysoušecími sloučeninami (napr P2Ö5). Její objem v pórovitých horninách roste se zmenšováním velikosti jejich zrna, a tedy i pórů (např. v hrubozrnném písku 1,57 %, v jílu 44,8 % hmoty objemu). Její množství v hornině je však velmi proměnlivé, a to zvláště v mělké svrchní vrstvě půdy, kde k tomu značně přispívá i její využívání kořenovým systémem rostlin. Směrem do hloubky je její množství stálejší a výrazněji se snižuje jen v obdobích dlouhotrvajícího nedostatku srážek. , Kapilární voda zaplňuje póry menší než 1 mm a pukliny menší než 0,25 mm, v nichž Y j je k povrchu pevné hmoty poutána kapilární sílou. Trvale se vyskytuje v jemnozrnných sypkých horninách nad hladinou podzemní vody, kde vytváří pásmo kapilárního zdvihu. Jeho mocnost odpovídá výšce kapilárního zdvihu (H&), závislé hlavně na velikosti a tvaru pórů jako funkce průměru zrn a jejich uložení. Všeobecně platí, že čím je pórovitá hornina jemnozrnnější, tím více obsahuje kapilárních pórů a tím je výška kapilárního zdvihu větší (např. u písku H* = 0,1 m, ve spraši 2—5 m a v jílu až 50 m). S rychlostí kapilárního zdvihu je tomu však obráceně. Pásmo kapilární vody se pohybuje ve vertikálním směru s hladinou podzemní vody. Může se však vytvořit i ve svrchní vrstvě půdy při vsakování srážek. Tam však není stálé, mizí výparem a transpirací. Tato kapilární voda se označuje názvem zavěšená. Kapilární zdvih může mít v přírodních poměrech suchých i humidních oblastí velký vliv na vláhový režim půd i jejich chemismus. Dosahuje-li jeho výška do pásma kořenového systému rostlin nebo do úrovně půdní vrstvy, zajišťuje nejen stálý přísun vody potřebné pro výživu rostlin, nýbrž mnohdy i minerální výživné látky. Dostávají se do ní při styku podzemní vody s podložím zvodně. Obsahuje-li však podzemní voda zvýšené množství soli, jak je tomu často v suchých pásech Země, nastává při stále probíhajícím kapilárním vzlínání zasolování půd. Zvláště rychle může probíhat na zemědělských půdách zavlažovaných podmokem. V humidních oblastech může být vzlínající kapilární voda příčinou za- /> i ** ■ ■ 203 bahnění půd a v zimním období za mrazů i zdrojem tvoření velkého množství půdního ledu. Vsakujííc^íj^oda^p^oniká^od povrchu země do hlubší vrstvy půdy a horniny prasklinami, trhlinami^ volnými prostory po odumřelých kořenech rostlin, chodbičkami živočichů apod. Takové voľné prostory je třeba předpokládat všude. V době vydatných srážek a po tání sněhu, kdy probíhá i povrchový plošný odtok, může zcela vyplnit póry, pokud jí v tom nezabrání vodou uzavřený půdní vzduch. Z povrchové vrstvy proniká účinkem gravitace do hloubky, kde se jí část zadržuje na povrchu ^horninových částic jako voda kapilární a ad-sorpční. Postupně se může zcela spotřebovat na tyto druhy půdní vláhy. Hloubka jejího pronikání je tedy závislá nejen na množství vody, které dopadne na zemský povrch nebo po něm stéká, nýbrž i na její spotřebě k dosažení tzv. plné vodní kapacity půdy (též maximální kapilární kapacity půdy). Velikost této spotřeby je pak závislá na mnoha vlastnostech celé zóny aerace. Vsakující voda, která dosáhne horní hranice kapilární zóny a přímo pronikne trhlinami, otvory a kanálky přes pásmo provzdušnění k hladině podzemní vody, je pak rozhodujícím zdrojem zvětšování zásob podzemní vody. Půdní led. vzniká při poklesu teploty půdy pod 0 °C. Tvoří se nejdříve jako jinovatka z v^KhTťpáry půdního vzduchu. Zdrojem vzniku větších krystalů a jejich narůstání je však již kapilární a adsorpČní voda z hlubších teplejších poloh. Původně drobné ledové krystalky mohou narůstat do podoby delších ledových jehlic vytvářejících celé shluky a čočky. Ty po vyplnění pórů a narůstání působí velkým tlakem na zeminu či horninu, kterou nakypřují a nadzvedávají. Nad polohami ledových čoček vznikají vybouleniny. Tlak v zemině působící směrem vzhůru může narušit i velmi pevné povrchy (betonové a asfaltové silnice, mělké základy staveb apod.). Mrznoucí voda v puklinách hornin způsobuje jejich rozšiřování, tříštění a posun i velkých a velmi těžkých bloků. Hlouběji promrzlá půda je málo propustná a při tání půdního ledu na povrchu rozbřídá. Podporuje proto rychlý povrchový odtok, když taje sněhová pokrývka. Konečným důsledkem vznikání půdního ledu je nakypřování půd a zemin a rozšiřování trhlin v pevných horninách, což vede k zvětšování propustnosti svrchní vrstvy zóny aerace i vrstvy zvetrávaní pevných, hornin. 3.6.2.2 PODZEMNÍ VODA rW \ Výskyt podzemní vody je podmíněn existencí takové horniny, která má schopnost vodu nejen pojmout, ale i dále ji předávat. Musí tedy obsahovat póry a pukliny větší než kapilární. Její pohyb je vyvolán výhradně gravitační silou. Přenáší hydrostatický tlak. Je-li vyšší, může voda proudit i póry ä puklinami kapilárními. Část celkového množství vody ve zvodni je však poutána k povrchu zrn či puklin molekulárními a kapilárními sílami. Zvodní tedy proudí jen určitá část podzemní vody. Horniny vhodné pro vznik podzemní vody jsou ze sypkých písky, štěrkopísky, štěrky, sutě, ze zpevněných pískovce, slepence, sopečné tufy, tufity, z pevných porézní lávy a všechny rozpukané, rozdrcené a mechanicky zvětralé pevné horniny, prostoupené hustou sítí volných puklin. Horniny obsahující velké množství pórů, avšak velmi malých, (např. jíly, jílovité hlíny, jílnaté písky aj.) mohou obsahovat až přes 40 % vody. Je to však jen půdní vláha. Druhy podzemní vody. Ve vhodném horninovém prostředí se voda může pohybovat v rozličných hloubkách pod zemským povrchem, dosahujících až 6,5 km. Část zemské kůry, v jejímž rozsahu se voda může vyskytovat, tvoří podzemní hydrolšleřu. Voda v ní se vyměňuje s vodou povrchové hydrosféry. Míra výměny ovlivňuje vlastnosti podzemní vody. Ve vertikálním směru se rozlišují tři pásma: 1. Pásmo svrchní s intenzívní výměnou vody povrchové a podzemní hydrosféry. Voda je v něm převážně sladká, slabě mineralizovaná (prosté vody, hydrokarbonátové). 2. Střední pásmo zpomalené výměny vody, která podmiňuje silnější mineralizaci vody 204 při jejím dlouhém pobytu v horninovém prostředí o vyšší teplotě. Voda obsahuje často sírany (sirnaté vody — smrďávky, hořké vody — šaratice). 3. Spodní pásmo velmi zpomalené výměny vody, která podmiňuje silnou mineralizaci. Vyskytují se v něm často vody slané (obsah chloridů). Výskyt a hranice uvedených pásem jsou závislé na geologické stavbě území i na reliéfu zemského povrchu. Ve vyzdvižených strukturách (hrástích, klenbách, zvrásnených pohořích) může být hranice mezi prvním a druhým pásmem v hloubce až přes 2000 m pod vrcholy, v ponořených strukturách (příkony, pánve, ukloněné a zapadlé kry) jen několik set nebo jen desítek metrů pod povrchem. V obnažených starých strukturách (Štítech) z pevných hornin (žul, krystalických břidlic) bývá jen mělké svrchní pásmo a lokálně není vyvinuto žádné, ve složitých sedimentárních ponořených strukturách může být vyvinuto i několik hlubších pásem s nedokonalou výměnou vody nad sebou. Vzhledem k obtížnému určení hranice pásem se obvykle rozlišují jen mělké a hluboké zvodně. Mělké jsou zpravidla příznačné intenzívní výměnou vody. Vlastnosti horninového prostředí podmiňují druh proudění podzemní vody, které může spolurozhodovat o jejích důležitých vlastnostech. Nejúčinněji působí v mělkých zvodních. Jde o to, zda se voda pohybuje v průlinách nebo v puklinách hornin. Podle toho se rozlišuje průlinová a puklinová voda. Průlinová voda se přemísťuje v pórech hornin filtrací či filtračním prouděním. Jeho průměrná rychlost dosahuje v píscích při malém sklonu hladiny jen několika centimetrů nebo decimetrů za den, v hrubozrnných píscích či štěrcích jen několika metrů, nejvýše desítek metrů za den. Voda se proto může přizpůsobit některým poměrům svého horninového prostředí. Filtračním prouděním se dokonale pročišťuje (filtruje), tj. zbavuje se jak rozptýlených, tak i některých rozpuštěných látek, které se do ní mohly dostat z povrchu země a při prosakování půdní vrstvou a zónou aerace. Může však i rozpouštět některé minerální látky, jimiž se obohacuje čili mineralizuje se. Ty se do ní mohou dostat i z pod- hygroskopická voda A 3.17 Rozložení druhů podpovrchové vody v hor- nine. prosakuj ící lil voda i E V7F~ ' . c — -si > > o — GO CT) . - vodní pára adhéznj . . ,voda aosorpcni Q. _ kapilární voda 2 _^1 hladina podzemní vody a> S'-podzemní voda E "£ "5 O 205 loží či nadloží zvodně (např. sloučeniny vápníku a hořčíku). Bývá proto obvykle tvrdá, na rozdíl od vsakující jxyvrchové říční vody a srážkové vody, které jsou měkké. Dále se přizpů-so15uJe~TlěpIotám horninového prostředí, které jsou již v hloubce několika metrů pod povrchem země málo variabilní a jsou blízké střední roční teplotě ovzduší daného místa. Výkyvy teploty průlinové vody proudící několik metrů pod povrchem jsou malé. Jejich rozsah může být ukazatelem hloubky hladiny podzemní vody. Průlinová voda vytváří obvykle plošně rozlehlejší zvodně s jednotnou a souvislou hladinou. Rozsah zvodně je dán ve vertikálním směru výškovou polohou podložní nepropustné vrstvy čili nepropustného podloží a polohou hladiny nebo spodní plochy nepropustného nadloží, je-li nahoře sevřena nepropustnou vrstvou. Svislá vzdálenost obou ploch je mocnost zvodně, symbolicky označovaná písmenem (H) v případě volné hladiny a (m) v případě napjaté hladiny. Hladina volná vzniká, může-li se voda volně pohybovat v nad-ložní propustné vrstvě zvodně. Není přitom rozhodující, zda nad hranicí maximálního dosahu hladiny leží až po povrch země vrstva propustná nebo nepropustná. Výškový rozdíl volné hladiny na danou vzdálenost určuje její sklon, s nímž je souhlasný směr proudění. Sklon hladiny (v %) nemusí vždy souhlasit se sklonem povrchu nepropustného podloží (obr. 3.18). Vyskytuje-li se nad vrstvou v celém rozsahu zvodněné propustné horniny vrstva horniny nepropustné, je v ní voda obvykle pod větším tlakem. Hladina vody omezená spodní plochou nepropustného nadloží (nepropustné krycí vrstvy) se nemůže volně pohybovat směrem vzhůru. Dojde-li však k prokopání nebo provrtání krycí vrstvy, vystoupí v otvoru do vyšší polohy zvané výstupná výška (též tlačná nebo piezometrická výška). Ustálí-li se hladina pod úrovní terénu, je výstupná výška negativní, vystoupí-li však ve výpažnici vrtu nad povrch terénu nebo vytéká-li voda z otvoru, je výstupná výška pozitivní. Výškový rozdíl mezi napjatou hladinou a výstupnou výškou ukazuje na velikost hydrostatického tlaku ve zvodni. Ten je výsledkem nejen hmotnosti nadložní vrstvy horniny, nýbrž i přenosu tlaku zvodní z míst, kde volná hladina leží ve vyšší poloze. Při přenosu tlaku dochází však ve zvodni k tlakovým ztrátám. V údolních dnech bývá zvodeň v jejich štěrkopísčité a písčité výplni často nařezána korytem řeky. Pak bývá mezi podzemní a říční vodou volné spojení čili hydraulické spojení a změna tlaku ve sloupci vody v řečišti se přenáší do okolní zvodně (obr. 3.18). Vystoupí-li hladina v řece až nad úroveň spodní plochy krycí nepropustné vrstvy, stává se hladina podzemní vody napjatou a další zvyšování hladiny v řece vyvolává ve zvodni jen zvýšení hydrostatického tlaku. Nedochází tedy k zvětšování zásob podzemní vody. S rostoucí vzdáleností od břehů řeky rostou však celkové tlakové ztráty. Je-li hladina podzemní vody volná, 3.18 Hydrogeologické poměry na dně údolí. 206 3.19 Průběh hydroizo-hyps na strukturně složitém území. 1 — spraš, 2 — štěrk, 3 — jíl, 4 — a^ písek, 5 — hladina podzemní vody (podle A. Wechmanna, 1963). dochází při zvyšování vodních stavů v řece a hydrostatického tlaku k zvyšování hladiny podzemní vody, které je vyvoláno prosakováním říční vody do okolí koryta čili břehovou infiltrací. To již znamená rozhojňování zásob podzemní vody v údolním dně. I při tomto procesu proudění vody od břehů řeky dochází k tlakovým ztrátám. Ty se projevují tím, že v průběhu celého procesu se udržuje sklon hladiny podzemní vody od břehu řeky směrem k okraji údolí. Tlakové ztráty nastávají při přenosu hydrostatického tlaku všeobecně jak v mělkých, tak i v hlubokých zvodních. Jsou závislé na míře propustnosti horniny zvodně, mnohdy též na propustnosti dna a břehů řeky. Se snižováním propustnosti vzrůstají. Při značném ucpání pórů třeba i tenké vrstvy na dně a při březích řeky, označovaném jako kolmatace, vznikají velké tlakové ztráty již na vzdálenosti jen několika metrů od břehů, pokud není břehové infiltraci zcela zabráněno. Absolutní výškovou polohu volné hladiny zvodně lze znázornit na mapách hydroizohyp-sami, napjaté hladiny hydroizopiezami. Změna jejich hustoty ukazuje na změnu sklonu hladiny či tlaku a průběh umožňuje určit směr proudění; ten je na ně kolmý. Jsou však případy, kdy v mocnějším útvaru sedimentárních hornin se složitě střídají vrstvy různé propustnosti včetně vrstev nepropustných. V takových územích se vyskytuje několik zvodní nejen nad sebou, nýbrž i v rozličné výškové poloze vedle sebe; některé mohou mít hladinu volnou, jiné napjatou. Jejich znázornění na jedné mapě je již mnohdy značně obtížné, zvláště když nejsou hojnější údaje o jejich poloze z vrtů (obr. 3.19). i____ Zvláštním druhem průlinové podzemní vody s napjatou hladinou je£woa__arteikáu Je to voda hlouběji ležících zvodní, v nichž je pod tak velkým tlakem, že na místech přirozeného porušení krycí nepropustné vrstvy nazývané artéský strop či ve vrtech samovolně vytéká nebo dokonce vystřikuje na zemský povrch. Může však mít i negativní výstupnou výšku. Struktury, v nichž se tato voda vyskytuje, se označují jako artéské pánve. Mívají velmi často stavbu pánví s mísovitě prohnutými vrstvami sedimentárních hornin rozličné propustnosti (pískovce, jíly, vápence). Často je však tvoří í jednostranně ukloněné vrstvy takových hornin. Území, kde vystupují propustné vrstvy na povrch, je oblastí vsakování povrchové vody do podzemí čili oblastí napájení artéských zvodní. Území, na němž jsou zvodnělé vrstvy kryty artéským stropem a voda je pod tlakem, je tzv. oblast nebo pásmo přetlaku. Místa poruch, jimiž vytéká voda z hloubky na povrch, jsou linie výtoku artéské vody (obr. 3.20). Výskyt artéských vod je na kontinentech velmi častý a plošný rozsah artéských pánví dosahuje až několika set tisíc km2. Fyzikální a chemické vlastnosti těchto vod závisí nejen na vlastnostech horninového prostředí a hloubce ponoření zvodní v místě výronu, ale i na 207 vyvřelina pískovec jílová břidlice, .-jíl 3.20 Průřezy artéskými pánvemi. intenzitě oběhu vody v artéské pánvi. Proto jsou v mnoha artéských pánvích i ve velké hloubce vody sladké, v jiných silně mineralizované a slané. PukUijoxájvodase pohybuje účinkem gravitace, vyplňuje-li pukliny zčásti, nebo i účinkem hydrostatickeriö" tlaku, vyplňuje-li je zcela. Jsou-li však pukliny vyplněny drobnými úlomky horniny nebo pískem, proudí v nich voda podle zákonů filtrace jako voda průlinová. Ve volných puklinách dosahuje rychlost proudění značně vyšších hodnot než při filtraci, a to v závislosti na sklonu hladiny a tvaru pukliny (rozevření, křivolakost, drsnost stěn). Voda pobývá v horninovém prostředí relativně velmi krátkou dobu, nemůže působit účinně jako rozpouštědlo, a proto ani výrazně měnit některé své fyzikální a chemické vlastnosti. Proniká-li voda do puklin znečištěna, nemůže se při protékání puklinou zbavit ani rozptýlených, ani některých rozpuštěných látek. Na zemský povrch může tedy vytékat z pukliny jako voda závadná. Poněvadž se při krátkodobém styku s horninou jen nepatrně mineralizuje, bývá měkká. Roční amplituda její teploty je dosti velká, neprotéká-li značně hluboko sahající puklinou. Na minimální hodnoty blízké 0 °C klesají teploty vody od počátku zimy do jara, kdy proniká do podzemí voda z tajícího sněhu, na maximální hodnoty stoupají v nejteplejších měsících po dešťových srážkách, kdy se voda nejvíce prohřívá při styku se svrchní proteplenou vrstvou hornin. Hladina vody může být v puklinách i na krátké vzdálenosti v rozdílné výšce, nejsou-li pukliny vzájemně propojeny. Nevytváří však souvislou hladinu ani v případě, že jsou pukliny propojeny, neboť i v nich bývá hladina ovlivněna rychlostí proudění, hloubkou puklin a jejich rozdílným rozevřením. Jen v pásmu tektonického rozdrcení pevných hornin nebo v pásmu intenzivního mechanického větrání může vznikat 208 pásma vsakování pásmo pretlaku pásma vsakování -------1 I--------------------------------H"------------------------------------------------------------------------------------Ma-----------^------------------------1 |--------------------------- vyvřelina pískovec jílová břidlice, .jíl 3.20 Průřezy artéskými pánvemi. intenzitě oběhu vody v artéské pánvi. Proto jsou v mnoha artéských pánvích i ve velké hloubce vody sladké, v jiných silně mineralizované a slané. Pufc&soxá voda se pohybuje účinkem gravitace, vyplňuje-li pukliny zčásti, nebo i účinkem hydrostatického tlaku, vyplňuje-li je zcela. Jsou-li však pukliny vyplněny drobnými úlomky horniny nebo pískem, proudí v nich voda podle zákonů filtrace jako voda průlinová. Ve volných puklinách dosahuje rychlost proudění značně vyšších hodnot než při filtraci, a to v závislosti na sklonu hladiny a tvaru pukliny (rozevření, křivolakost, drsnost stěn). Voda pobývá v horninovém prostředí relativně velmi krátkou dobu, nemůže působit účinně jako rozpouštědlo, a proto ani výrazně měnit některé své fyzikální a chemické vlastnosti. Proniká-li voda do puklin znečištěna, nemůže se při protékání puklinou zbavit ani rozptýlených, ani některých rozpuštěných látek. Na zemský povrch může tedy vytékat z pukliny jako voda závadná. Poněvadž se při krátkodobém styku s horninou jen nepatrně mineralizuje, bývá měkká. Roční amplituda její teploty je dosti velká, neprotéká-li značně hluboko sahající puklinou. Na minimální hodnoty blízké 0 °C klesají teploty vody od počátku zimy do jara, kdy proniká do podzemí voda z tajícího sněhu, na maximální hodnoty stoupají v nejteplejších měsících po dešťových srážkách, kdy se voda nejvíce prohřivá při styku se svrchní proteplenou vrstvou hornin. Hladina vody může být v puklinách i na krátké vzdálenosti v rozdílné výšce, nejsou-li pukliny vzájemně propojeny. Nevytváří však souvislou hladinu ani v případě, že jsou pukliny propojeny, neboť i v nich bývá hladina ovlivněna rychlostí proudění, hloubkou puklin a jejich rozdílným rozevřením. Jen v pásmu tektonického rozdrcení pevných hornin nebo v pásmu intenzivního mechanického větrání může vznikat 208 zvodnělá poloha, v níž voda proudí filtrací a hladina je souvislá. Za takových poměrů se mohou vlastnosti puklinové vody blížit vlastnostem průlinové vody. Protékají-li puklinové vody složitým systémem puklin na velké vzdálenosti a ve velkých hloubkách pod povrchem země, mohou vytékat na povrch jako čisté prosté i značně mineralizované a teplé prameny se stálou teplotou v průběhu roku (minerální vody, teplice nebo i vřídla). _ Krasové vody se vyskytují na územích zkrasovělých vápenců, dolomitů a jejich sutí. Cesty jejich pröuaehi bývají v podzemí komplikované. Voda z povrchu vtéká do podzemí úzkými, vodou málo rozšířenými a často jemným materiálem zaplněnými puklinami, ale i závrty a ponory, jimiž se propadají do podzemí celé potoky a řeky měnící se v krasové ponorné řeky. Ve zkrasovělých útvarech nevzniká jednotný systém podzemní krasové vody, nýbrž obvykle složitý systém jednotlivých vzájemně oddělených toků majících svá podzemní povodí. V podzemí se mohou spojovat trvale nebo jen občas. Zaplnění podzemních krasových prostorů, často rozličně propojených vodou, závisí nejen na míře zkrasovění, nýbrž i na množství vody přitékající do podzemí z povrchu. Krasová voda vytéká na povrch jako soustředěné prameny ze svislých puklin, jako vydatné prameny ze sutí pokrytých výchozů větších podzemních prostor i jako řeky z otevřených jeskyní. Vydatnější z takových pramenů se nazývají vyvěračky nebo vaucluzní prameny. Zajímavým druhem krasových pramenů jsou občasné, periodické, zvané též hladové prameny. Voda z nich vytéká jen tehdy, když vystoupí v podzemní dutině do takové výše, že vyplní i chodbu vedoucí k výtoku, která působí jako násoska a dutinu vyprázdní. Doba přerušení výtoku vody je závislá na době plnění dutiny, podmíněné množstvím vody prosakující z povrchu území nebo přitékající z jiných dutin. &6.3 PRAMENY Výtok podzemní vody na zemský povrch může být zjevný v podobě typického pramene, ale i/utajeny vytéká-li rozptýleně i větší množství vody do koryta řeky dnem a břehy. VýtoKv" pramenu může být soustředěný i rozptýlený. Někdy se projevuje jen trvalým zamokrením půdy na větší nebo menší ploše. Množství vody vytékající z pramene se označuje jako vydatnost pramene (Q). Vyjadřuje se v 1. s""1, při velkých vydatnostech v m3. s_1. Při velkém počtu pramenů v přírodě, jimiž voda vytéká za rozličných podmínek, na rozličných tvarech zemského povrchu a má různé fyzikální a chemické vlastnosti, se ukázala potřeba třídit je na druhy. Jmenné označení pramenů vystihuje mnohdy podmínky jejich vzniku ovlivňující i některé fyzikální a chemické vlastnosti vody. Podle trvání výronu vody lze rozlišovat prameny stálé, občasné či periodické a epizodické. Podle změn vydatností pak prameny s velmi vyrovnanou, průměrně vyrovnanou a nevyrovnanou vydatností. Kritériem pro tuto vlastnost může být poměr mezi největší a nejmenší zjištěnou vydatností nebo hodnota variačního koeficientu řady proměnných vydatností změřených za řadu let či jiná míra variability (směrodatná nebo decilová odchylka). Podle způsobu výtoku vody z podzemí se rozlišují prameny sestupné a výstupné. Běžné je třídění pramenů podle vlastností horninového prostředí zvodně a jejího podloží. Vztahuje se na průlinovou vodu. Rozlišují se v něm často se vyskytující vrstevné prameny, situované na výchozu styku propustné zvodněné a podložní nepropustné horniny. Na výchozu pískovců, porézních láv, tufů a jiných propustných hornin prostoupených svislými rozevřenými puklinami se soustřeďuje výtok podzemní vody na místě výchozu puklin. Přestože jde o pramen puklinový, má voda obvykle všechny vlastnosti vody průlinové. Hojné jsou i prameny vzduté, vznikající tam, kde přítomnost nepropustné vrstvy působí jako přirozená překážka proudění průlinové vody a vzdouvá hladinu až do blízkosti zemského povrchu, kde dochází k přirozenému vývěru vody. 209 V horském reliéfu se svahy pokrytými až několik metrů mocnou vrstvou hrubých úlomkovitých zvětralin, sutí a balvanů jsou časté prameny vyvěrající při úpatí či na svazích. Označují se jako suťové prameny. Srážková voda může do sutí snadno pronikat, protékat jimi poměrně rychle, takže nemění své původní fyzikální i chemické vlastnosti. V pramenech vytéká jako voda měkká, se značnými výkyvy teploty během roku, které se však zmenšují s rostoucí nadmořskou výškou jejich napájecího území. Jejich vydatnost je velmi proměnlivá, časté je i jejich vysychání v době dlouhého bezesrážkového období. Při velmi špatné filtrační schopnosti sutě může být voda v pramenu bakteriologicky závadná, dojde-li k bakteriologickému či chemickému znečištění napájecího území pramene. Při ukládání hrubých splavenín říčními toky v náplavových kuželích mohou mít prameny na obvodu kuželů vlastnosti pramenů suťových. Mívají však stálejší vydatnost a dobrou kvalitu vody. Souvisí to se zjemňováním usazenin směrem k jejich obvodu, které způsobuje zpomalování rychlosti proudění v kuželu a zlepšování jejich filtračních schopností. Podle teploty vody se rozlišují prameny studené, jejichž průměrná teplota nepřesahuje průměrnou teplotu ovzduší daného místa, a prameny teplé (termy) s vodou přesahující teplotu 20 °C. V rámci teplých pramenů se dále rozlišují prameny vlažné (hypotermální, do 37 °C), teplé či teplice (termální, do 50 °C) a vřídla (termy, přes 50 °C). Podle obsahu rozpuštěných látek se rozlišují prameny vod prostých a vod minerálních. Přesná hranice mezi nimi není jednotná. Minerální vody se dělí podle obsahu a druhu minerálních látek, chemických sloučenin a plynů (např. hydrokarbonátové, sirnaté, jodo-bromové, radioaktivní, kyselky prosté či železité). &&4^I^STNOSTriIÖRNIN ZV^ _Obsahují-li usazené horniny volné prostory (póry), označují se jako pórovité (též průlinčité). Míra jejich pórovitosti se vyjadřuje koeficientem pórovitosti (P), který je poměrem objemu pórů (v) a celkového objemu jednotky horniny (W). Vyjadřujeme" obvykle v procentech (P = v/W . 100). U^ pevných hornin je pórovitost označovaná jako míra rozpukání závislá na množství a průměru trhlin či puklin v jednotce jejich objemu. Jejich koeficient puklinatosti (Pp) je vyjádřen analogicky. Zkrasovělé vápence se označují jako kavernózní a množství dutin v nich je měřítkem, zda jsou vápence silně, středně nebo slabě kavernózní. U „uložených sypkých hornin závisí pórovitost na velikosti zrn,, na jejich vzájemném postavení, které souvisí se stupněm ulehnutí, na zastoupení zrn určité velikosti a konečně i na tvaru zrn. U zpevněných usazených hornin (pískovců, slepenců) závisí kromě uvedených vlastností i na míře zaplnění pórů tmelem. Uvedené vlastnosti ovlivňují i míru propustnosti horniny pro vodu. Nepropustné horniny jsou takové, které nejsou schopny vodu přijmout, protože nemají žádné póry či pukliny, neho jsou schopny ji přijmout, poněvadž mají póry či jemné trhliny, avšak ne již dále ji propouštět. K prvým náleží pevné horniny nezvětralé a bez sítě puklin a trhlin a vrstevních spár (vyvřeliny, krystalické břidlice, jílovité břidlice, vápnité pískovce). K druhým patří usazené horniny, jejichž pórovitost může být dosti značná (např. 30—40 %), avšak póry jsou tak malých rozměrů, že veškerá voda v nich je poutána k povrchu zrn. Náleží k nim jemnozrnné usazeniny (jíly, jílovité hlíny apod.). U hrubších usazených hornin klesá jejich propustnost s přibýváním podílu jílnatých a prachových zrn. Podíl jílnatých částic v množství 20 až 30 % celkového objemu horniny způsobuje její malou propustnost až nepropustnost. Kromě uvedených nepropustných hornin jsou i takové, které jsou schopny přijmout při velké pórovitosti (50—80 %) velké množství vody, tu však dále nepropouštějí (rašeliny, rašelinné půdy). 210 3.21 Křivky zrnitosti zemin. ^ Propustné horniny jsou ty, které obsahují póry takové velikosti, že se v nich může voda pohybovat účinkem gravitace nebo zvýšeného hydrostatického tlaku. Ze sypkých hornin k nim náleží především písky, štěrkopísky a štěrky. V jejich vrstvách se vytvářejí nejdůležitější a mnohdy také nejvydatnější zásoby podzemní průlinové vody, pokud je tvoří zrna o velikosti větší než 0,1 mm.v průměru. Totéž platí o porézních pískovcích (např. kvádrové pískovce České tabule). Velké množství podzemní vody se může hromadit i v sopečných tufech a porézních lávách. Míru propustnosti horniny lze orientačně stanovit podle jejího zrnitostního složení a vzhledu, popř. jednoduchým pokusem v přírodě. Ten spočívá v nalévání vody do výkopu nebo do válce zapuštěného do horniny. K jejímu přesnějšímu stanovení slouží laboratorní metody. Jedna z nich využívá výsledky zrnitostního (granulometrického) rozboru vzorku horniny (zeminy), jímž se stanoví hmotnostní podíl zrn určitých velikostí. U hrubozrnných hornin lze provést rozbor síty s oky určitých průměrů. Množství zrn jednotlivých velikostních kategorií se udává v procentech celkové hmotnosti suchého zkoumaného vzorku. U jemnozrnných hornin (jemných písků, hlín apod.) lze provést rozbor plavící nebo hustoměrnou metodou. U plavící metody se hmotnostní množství (50 nebo 100 g) rozplavuje v Kopeckého plavícím přístroji na Čtyři kategorie zrn. První kategorii tvoří jílnaté částice (průměr 0,01 mm), druhou prachové částice (0,01 —0,05), třetí práškovitý písek (0,05—0,1), čtvrtou písek středního a jemného zrna (0,1—2,0 mm). Hustoměrná metoda spočívá v tom, že se speciálním hustoměrem měří hustota směsi vody s dokonale rozmíchanou zeminou v určitých časových intervalech. Ta se mění v závislosti na rychlosti usazování zrn rozdílné velikosti (podle Stokesova zákona). Z výsledku měření měnící se hustoty suspenze lze pomocí grafikonů a tabulek zjistit hmotnostní podíl zrn určitých velikostí a získat tak mnohem více kategorií zrn než plavící metodou. Z výsledků zrnitostních rozborů hornin se sestavují křivky zrnitosti, které jsou v podstatě součtové křivky četnosti výskytu zrn určitých velikostí. Z jejich tvaru a polohy ve speciální síti souřadnic lze určit pomocí dvou čar, které plochu sítě rozdělují na tři pole, míru propustnosti horniny. Probíhá-li křivka z největší části v levém horním poli, je hornina nepropustná, ve středním poli je slabě propustná, v dolním pravém poli je propustná (obr. 3.21). Z průběhu křivek zrnitosti lze poznat i to, jak dalece jsou horniny stejnozrnné (stejnorodé), tj. zda jsou tvořeny zrny přibližně stejně velikými (svislý průběh křivky), nebo naopak zrny o nestejné velikosti (povlovný průběh křivky). Písek tvořený z 80 % zrny o velikosti 0,5 mm je mnohem propustnější než nestejnozrnný písek nebo štěrk se zrny o průměru od několika cm do 0,5 mm a s příměsí prachových částic. Přesný popis rozličných metod zrnitostního rozboru hornin obsahují učebnice o mechanice zemin. Na schopnost zeminy propouštět vodu mají vliv nejen hrubá zrna, nýbrž někdy i velmi jemná, zvaná koloidy (pod 0,001 mm průměr). Výměnnými reakcemi vlivem elektrolytů ve vodě vytvářejí shluky (koaguláty), které propustnost zvyšují. Podobný účinek mají i ve vodě rozpuštěné karbonáty a soli. Jde však obvykle o vrstvy zemin pásma provzdušnění. Ve vrstvě půdy má koagulační účinek humus. U pevných rozpukaných hornin je stanovení míry puklinatosti a propustnosti mnohem obtížnější. Je to dáno i nesnadností odběru neporušeného vzorku takových hornin, z něhož by bylo možné určit pórovitost z hmotnostního rozdílu vysušeného a vodou zcela nasyceného objemu vzorku. Míra puklinatosti malého vzorku nemusí vyjadřovat tutéž míru velkého horninového bloku. Proto se odhaduje propustnost pevných hornin jen orientačně podle množství, rozevření a vzájemného spojeni (průběhu) puklin i podle jejích druhotné výplně. V pásmu zvětrání je jejich propustnost mnohem větší než pod ním. I ve větší hloubce pod pásmem zvětrání se však často vyskytují pukliny natolik rozevřené, že do nich může voda pronikat a proudit jimi. 212 -3-.fc5 ZJIŠŤOVANÍ VÝSKYTU PODZEMNÍ VOD Při zjišťování výskytu podzemní vody a zvláště pak vhodného zdroje pitné vody lze doporučit následující postup. Předpokladem jejího výskytu je existence propustných hornin. Tu lze zjistit z geologických map a vysvětlivek k nim a z geologické literatury. Podle nich se pozná nejen výstup druhů hornin na povrch, nýbrž i geologická stavba území, podle níž se dá usuzovat na výskyt vhodných hornin ve větší hloubce. Dobrou pomůckou jsou geologické průřezy (profily) územím, které názorně osvětlují geologickou stavbu i tektoniku území. Podobně lze využít i geomorfologické mapy zachycující výskyt určitých tvarů s vlastnostmi příznivými pro výskyt vody (říční terasy, náplavové kužely, nivy řek, svahové a úpatní sutě). Poznatky z map i literatury mohou upřesnit i rozšířit výsledky vrtných prací, které byly prováděny za různými účely. Jsou soustřeďovány v archívu Geofondu v Praze a často jsou v nich i důležité zmínky o podzemní vodě a některých jejích vlastnostech. Byly-li vrty dostatečně hluboké a hustě rozmístěné, lze z nich poznat dobře strukturu území i vlastnosti zvodní a usuzovat na množství vody, které z nich lze získat jímáním. Podobným zdrojem poznatků o podzemní vodě a pramenech může být i archív Hydrofondu. Ověření nashromážděných poznatků i získání nových přinášejí i terénní pochůzky. Je nutno si na nich všímat všech terénních odkryvů (hliníky, pískovny, štěrkovny, lomy, avšak i úvozy cest, erozní zářezy apod.) a prozkoumat tvary povrchu, v nichž se dá předpokládat výskyt podzemní vody nebo i její výtok na povrch země. Mnohdy mohou upozornit na výskyt podzemní vody a její soustředěný odtok vlhká místa, nápadná bujnou vegetací i v obdobích sucha nebo porostlá vlhkomilnými druhy dřevin a bylin (vrby, rákos). Důležité je též zjištění pramenů, určení jejich druhu, prohlédnutí studánek a studní. U studní je možné zjistit jejich hloubku, polohu hladiny v ní a druh horniny, v níž byly vyhloubeny. Po zanesení všech poznatků i výsledků terénní pochůzky do mapy lze přistoupit podle okolností a možností k poslední etapě výzkumu. Tou je hloubení vrtů, jemuž může předcházet i geofyzikální výzkum. Poněvadž vrtné práce jsou velmi nákladné, přistupuje se k nim až po důkladném zhodnocení předcházejících poznatků a jen při určité naději na výskyt vody. Vrty je nutno na území účelně rozmístit. První z nich mají být orientační a teprve další zpřesňovat poměry na nejnadějnějším místě. Hloubka vrtů závisí na geologické stavbě území. Zastihne-li vrt dostatečně mocnou zvodeň v malé hloubce pod povrchem, ukončuje se v hloubce asi 1 m v podložní nepropustné vrstvě. V artéských pánvích nebo útvarech s hlouběji ležícími vrstvami propustných hornin mohou jít až do hloubky několika set metrů. V závislosti na nutné hloubce, popř. dalším využití, mohou mít vrty průměr 100 až 500 mm i více. Při vrtání se pečlivě určuje hloubka výskytu druhů hornin a z jejich odebraných vzorků se stanovují v laboratořích jejich fyzikální vlastnosti, zmitostní složení a míra propustnosti. Z výsledků ukončených vrtných prací se sestrojují geologické (svislé) průřezy, které názorně ukazují polohu zvodně, její vlastnosti i povahu jejího nadloží. V provedených vrtech vhodně technicky vybavených se mohou provádět další speciální hydrologické výzkumy, jimiž lze zjistit vydatnost studně i míru propustnosti zvodněné vrstvy, kterou vystihuje hodnota filtračního koeficientu (k). Filtrační koeficient se používá i k výpočtům jímatelných zásob vody v území. Hledání vody proutkem (virgulí) není vědecky zdůvodněno a jeho výsledky nejsou v mnoha případech spolehlivé. Nemůže také konkurovat odbornému postupu při vyhledávání vody. Možnosti využití zjištěných zdrojů podzemní vody jsou ovlivněny i požadavky na kvalitu vody, popř. vhodnost její úpravy. *) 213 3.6.6 POZOROVANÍ PODZEMNÍCH VOD '/W Nepostradatelným podkladem pro poznání změn zásob podzemní vody na území jsou dlouhodobá pozorování její hladiny a vydatnosti pramenů. Ačkoli hladina podzemní vody se na území našeho státu pozorovala ojediněle již v minulém století, přistoupilo se k organizovanému a jednotně prováděnému měření až v třicátých letech a v širším měřítku až v padesátých letech tohoto století. Organizace měření se soustředila do tehdejšího Hydrometeorologického ústavu a při rostoucích požadavcích na údaje o podzemní vodě se budovala síť pozorovacích objektů. Podobně tomu bylo i s měřením vydatnosti pramenů. V síti pozorovacích objektů se rozlišují objekty pro měření hladiny podzemní vody a objekty pro měření vydatnosti pramenů. Počet prvých se pohybuje kolem 4500, druhých kolem 1100 na celém území ČSSR (kolem r. 1975). Výskyt pramenů je registrován v tzv. katastru pramenů, a to podle jejich situace na povodí řek. V síti objektů pro pozorování hladiny podzemní vody se rozlišuje síť základní a vyhledávací a síť účelová. Prvé dva druhy jsou ve správě Hydrometeorologického ústavu, poslední budují rozličné instituce a výzkumné organizace pro vlastní výzkumy a po jejich 214 ukončení je může převzít Hydrometeorologický ústav do své evidence. Všechny objekty jsou evidovány v Hydrofondu. V základní síti tvoří objekty zárubnice o průměru 200 až 300 mm v dolní části perforované, které jsou zapuštěny ve vyvrtaném otvoru obvykle až na nepropustné podloží (u mělkých zvodní). V rozsahu propustné vrstvy jsou opatřeny obsy-pem z vytříděného stejnorodého písku, v horní části těsnicí vrstvou (obr. 3.22). Měření výkyvů hladiny se v nich zajišťuje plovákovým limnigrafem typu běžného na vodoměrných stanicích. Základním odměrným bodem, od něhož se měří stav hladiny, je spodní okraj •otvorů v zárubnici, která vyčnívá nad úroveň zemského povrchu. Objekty v hlouběji ležících artéských zvodních jsou vybaveny podle struktury útvarů, jimiž procházejí. Prorážejí-li stmelené horniny, není třeba je vyztužovat výpažnicí. Vyhledávací síť pozorovacích objektů tvoří nevyužívané studny a úzké výpažnice (asi 50 mm), ražené obvykle do svrchní části zvodně. Hladina vody se v nich měří od horního okraje výpažnice, kryté nad úrovní terénu ochranným kovovým pouzdrem. Ve studnách -se měří od bodu vyznačeného na obrubni. Změny polohy hladiny podzemní vody lze však pozorovat i v hlinících, štěrkovnách a jiných odkryvech, kde voda vystupuje trvale na povrch. Pokud není její hladina ovlivněna přítokem povrchové vody nebo odtokem zářezy, lze v nich umístit vodočetnou lať s nulou v úrovni povrchu okolního terénu nebo v jiné vhodné úrovni. Síť účelových objektů může být vybavena velmi rozdílně podle potřeb prováděného výzkumu. Většinou jde o objekty technicky dokonale vybavené, zvláště když se v nich prováděly speciální hydrologické výzkumy. Někdy však mohou být využity i vrty provedené k vyhledávání ložisek nerostných surovin apod. Ve všech objektech se měří stav hladiny podzemní vody. Je to číslo udávající vzdálenost hladiny od pevného odměrného bodu (nuly), který je nad úrovní okolního terénu. Vyjadřuje se v centimetrech a označuje se písmenem (H cm). Poněvadž odměrný bod je výškově přesně zaměřen, lze jej snadno převést na nadmořskou výšku. Měření hladiny podzemní vody se provádí Rangav^^pjšťalou^obr. 3.22). Je to tlusto-stěnný kovový dutý válec, na jehož vnějším plášti jsou vysoustruhovany"taTírovité zářezy s horními okraji vzdálenými od sebe 1 cm. V horní části je dutý střed válce uzavřen píšťalou, v dolní části je otevřen. Při ponoření válce do vody se vytlačuje vzduch, který prochází píšťalou a vydává tón. Hloubka ponoření válce pod hladinu se pozná podle vody v talířovi-tých zářezech. Ty jsou očíslovány shora dolů. Jeden centimetr nad horním zářezem je i počátkem měrného kovového pásma, na němž se celé měřidlo spouští. Zvukový signál upozorňuje pozorovatele, že měřidlo dosáhlo hladiny a ponořilo se pod ni. K hodnotě naměřené na měrném pásmu v úrovni odměrného bodu se po vytažení měřidla připočítá počet centimetrů na suché části zářezů. Jejich součet je stav hladiny (H cm). Při měření hladiny ve studni lze použít i dřevěnou měrnou lať nebo pásmo vypnuté různě tvarovaným závažím. Rangovu píšťalu lze bez obtíží používat v nehlubokých objektech. Pro hluboké objekty je vhodnější elektrické měřidlo (obr. 3.22). Princip měření spočívá v tom, že dvě lehké duté koule v dolním pouzdru se při ponoření pod hladinu vytlačí směrem vzhůru vodou pronikající do pouzdra otvorem, přitlačí jemnou pružinu k jehlovému závěru, čímž se zapojí elektrický okruh. Baterie je v horní části pouzdra. Tam může být i žárovka nebo bzučák. Lépe však je, jsou-li vyvedeny mimo objekt a spojeny se zdrojem drátky vedenými v měrném pásmu. Za počáteční bod měrného pásma slouží neměnná hloubka ponoření pouzdra měřidla, při níž se zapojí elektrický obvod. Tuto polohu je možné při měření ověřovat povytažením a opětným popuštěním měřidla (přerušování signálu). Mohou se však použít i přístroje, které vynášejí údaje o stavech hladiny na registrační pásku, děrnou pásku, magnetofonový pásek nebo je vysílat kódovacím systémem na dálku. Jsou podobného typu jako analogické přístroje na měření vodních stavů na řekách. Bližší údaje o síti pozorovacích objektů i o zásadách jejich rozmísťování lze najít v díle Hydrologické poměry ČSSR, díl III, a v Hydrologických ročenkách, díl II, Podzemní ' 215 vody. Měření v objektech vybavených limnigrafy se provádí podle stejných zásad jako na vodoměrných stanicích na řekách. V ostatních se může provádět podle potřeby buď jednou denně, nebo i v kratších časových intervalech. Pro poznání základních prvků režimu podzemních vod se však provádí jen jednou týdně, jednotně na celém území státu ve středu. Vykonávají ho pozorovatelé z řad občanů podle směrnic vydaných HMÚ. Výsledky měření se v měsíčních hlášeních soustřeďují v příslušných pobočkách CHMU v Praze a SHMÚ v Bratislavě. Vydatnost pramenů se měří měrnou nádobou nebo přelivy, obvykle Thomsonovým přelivem. Seznam objektů k měření vydatnosti pramenů byl publikován v Hydrologických ročenkách, díl II. Vývoj pozorování pramenů a kritéria pro výběr pramenů pro soustavné nebo krátkodobé pozorování jsou uvedeny v díle Hydrologické poměry ČSSR, díl III. 3.&7-FROUDĚNÍ PODZEMNÍ PRŮLINOVÉ VODY Filtračním prouděním ve zvodněné vrstvě horniny se vytváří hladina o sklonu podle zákonů hydrauliky. Podobně je tomu i ve zvodni s napjatou hladinou, kde však jde o sklon výstupné výšky. Horninové prostředí, jímž voda proudí, bývá velmi nehomogenní a proudění vodních 3.23 Tlakové ztráty při filtraci vody ve svislém válci (a) a ve zvodnělé vrstvě (b). 13Ľ..I .*» r?F £ 216 částic je velmi složité. V závislosti na velikosti pórů a sklonu hladiny může být laminární nebo turbulentní. Zákon laminárního proudění podzemní vody, který lze aplikovat na mělké zvodne s volnou hladinou o malém sklonu, odvodil pokusně Charles Darcy již v polovině 19. století. Podle něho množství vody (Qf) prosakující horninou za jednotku času (t) je přímo úměrné filtračnímu koeficientu (k), který závisí na vlastnostech horniny a prosakující kapaliny, tlakové ztrátě (h), která odpovídá rozdílu výšek hladiny na vzdálenost (/), ploše průřezu (Sf), kterou voda protéká, a nepřímo úměrné délce cesty filtrace (/) měřené ve směru proudění. Tento zákon je vyjádřen rovnicí Qf = k.j:Sf nebo Qf = k.I.Sf3 (3.27) kde I = hydraulický sklon (obr. 3.23). Filtrační koeficient (k) vyjadřuje sice v jistém smyslu míru propustnosti horniny zvodně, je však vyjadřován v měrné jednotce m . s_1 nebo v cm . s_1, takže v podstatě jde o rychlost. Z rovnice vyplývá, že k. hjl je tzv. filtrační rychlost. Tou se však myslí jen myšlená rychlost proudu podzemní vody pórovitým prostředím za předpokladu, že by voda vyplňovala spojitě celý průtočný průřez proudu (i místa pevných částic). Určí se jako podíl podzemního průtoku (Qf) a průtočného profilu (S1/) z obecné rovnice Qf —-■ v/. Sf. Vyjádří-li se plocha průřezu (Sf), tlaková ztráta (h) a délka filtrace (/) v hodnotách metrů a vydatnost (průtok) Q f v m3 . s-3, bude filtrační koeficient (k) v m . s*"1. Obvykle se však udává v cm . s-1 (např. k — 1,2 . 10~4 cm . s_1). Uvedený zákon filtrace platí však jen pro malé sklony hladiny (1:100 až 1:300) a pro malé rychlosti proudění. Při větších rychlostech se mění laminární proudění v turbulentní, pro něž již uvedená závislost neplatí. Rychlost proudění, nad níž se začíná projevovat odchylka od Darcyho zákona, se nazývá kritická filtrační rychlost. V hrubozrnných píscích je to asi 0,5 cm. s-1, čili 400 m za den. V sedimentárních horninách je rychlost proudění obvykle menší, v píscích je několik metrů nebo desítek metrů a jen vzácně přes 100 m za den. Vznikne-li ve zvodni turbulentní proudění, dá se vyjádřit Chézyho vzorcem vf = c VRTY, (3.28) v němž se dá nahradit c VR hodnotou filtračního koeficientu (k) a I = hjl, takže v, = kVT= kVj=k. (j)0'5. (3.29) Tabulka 3.4 Osmístupňová nomenklatura propustnosti hornin. Podle J. Jetela, 1973. Koeficient filtrace k m . s-1 Třída propustnosti Jmenné označení míry propustnosti hornin <1 .10 2 1 . 10-2-1 . 10-3 1 . 10-3-1 . 10-4 1 . 10-4-l .10-5 1 .io-5-i. io-6 1. 10-6-1 . 10-7 1 . 10-7-1 . 10-8 >1 . io-8 I II III IV V VI VII VIII velmi silně propustné silně propustné dosti silně propustné mírně propustné dosti slabě propustné slabě propustné velmi slabě propustné nepatrně propustné 217 Uvedené vzorce byly odvozeny pro stejnozrnné horniny (homogenní izotropní písky). V přírodě bývají zvodně tvořeny horninami se zrny velmi rozličných velikostí, které se pestře střídají jak v horizontálním, tak i ve vertikálním směru (nehomogenní anizotropní prostředí). Přesto však lze Darcyho zákon aplikovat na výpočty množství podzemní vody proudící v mělkých zvodních s uspokojivými výsledky. Hodnota filtračního koeficientu (k) se určuje vzorci, v laboratořích na speciálních přístrojích a v terénu čerpacími zkouškami. Pro danou zvodněnou vrstvu je stálá, pokud nedojde k změně jejího zrnitostního složení. Spolehlivě zjištěné a ověřené hodnoty filtračního koeficientu lze použít i k stanovení míry propustnosti hornin. Osmičlenná stupnice propustnosti hornin je uvedena v tabulce 3.4. 3.6.8 REŽIM PODZEMNÍCH VOD Režimem podzemních vod se rozumějí typické změny stavů hladiny podzemní vody a vydatností pramenů v určitém časovém období. K jeho poznání jsou potřebná dlouhodobá, nepřetržitá a spolehlivá pozorování hladiny a vydatnosti pramenů. Krátkodobé změny. Z čar denních nebo týdenních hodnot stavů hladiny podzemní vody a vydatnosti pramenů lze poznat velikost, četnost a rychlost jejich změn a dobu, v které probíhaly. Z čar překročení se odvozuje trvání určitých hodnot v kterémkoli nebo statisticky průměrném roce. Trvání se vyjadřuje počtem dnů v roce (i při zpracování řady týdenních hodnot) nebo v procentech (tj. 30, 60, 90 ... 350, 355 dnů, 10, 20 ... 90 % dnů roku). Týdenní hodnoty lze pokládat za statistický výběr z řady denních hodnot. Hodnoty překročení lze použít i k vyjádření povahy výškové polohy hladiny podzemní vody nebo vydatností pramenů. Hodnoty, které jsou průměrně překročeny do 10 % (do 30 dnů), lze označit jako mimořádně vysoké (MV), hodnoty, jež jsou překročeny více než 90 % (>330 dní), jako mimořádně nízké (MN). Jsou-li překročeny 41—60 % (151 —210 dní), jsou blízké mediánu i průměru, a proto je lze považovat za průměrné (P). Hodnoty překročené 11—40% (31 — 150 dní) jsou vysoké (V) a překročené 61—90% (211—330 dní) nízké (N). Toto označení výškové polohy hladiny podzemní vody a vydatnosti pramene lze použít i k posouzení blíže neurčené polohy hladiny a vydatnosti pramene na jiném místě nebo území za předpokladu, že podmínky pro rozhojňování nebo vyčerpávání zásob vody jsou na obou místech analogické. Z některých hodnot na čáře překročení lze určit i míru rozkolísanosti hladiny či vydatnosti pramene (variabilitu) a vyjádřit ji vzájemně srovnatelnou číselnou hodnotou. Tou může být decilová odchylka (Z>), která se vypočítá podle vzorce D = flis-flgö či D = Qto - Qvo ^ p_30) 8 8 vyjádří-li se překročení v procentech, nebo D= H"-H**> či D = Q™ -gig 3 (3.31) vyjádří-li se překročení počtem dnů v roce. Další vhodnou mírou variace může být i směrodatná odchylka (a). Variační koeficient lze však použít jen jako míru rozkolísanosti vydatností pramenů. Podzemní voda ve větších hloubkách pod zemským povrchem, ať je zastižena vrty nebo vytéká na povrch prameny, nevykazuje obvykle tak velké výkyvy v průběhu roku nebo řady roků jako voda mělkých zvodní nebo mělkých puklin. Méně dokonalá výměna vody mezi hlubšími vrstvami a povrchem a dlouhá dráha filtrace do hloubky i na velké vzdálenosti od místa vsakování do místa výtoku způsobují silné utlumení výkyvů, popř. značné časové 218 opoždění utlumených změn. Proto bývá režim hlubokých vod odlišný do režimu mělkých zvodní. Změny v průběhu roku. Při různotvárnosti výkyvů hladiny podzemní vody a vydatnosti pramenů v průběhu každého roku lze vystihnout jejich průměrný roční chod hodnotami dlouhodobých měsíčních průměrů. Ten umožňuje poznat hlavní zdroj rozhojňování podzemní vody. Roční chod vydatností pramenů lze posuzovat stejným způsobem jako roční rozložení průtoků (odtoku). Takto vyjádřené změny hladiny podzemní vody a vydatnosti pramenů lze porovnávat s ročním chodem srážek, vodních stavů na řekách či průtoků a vyvozovat z něho vzájemný vztah mezi nimi. U hlubokých artéských vod může být roční chod výkyvů hladiny odlišný od téhož chodu mělkých zvodní ležících nad nimi. Dlouhodobý průměrný stav hladiny podzemní vody a dlouhodobé průměrné vydatnosti pramenů slouží nejen k vzájemnému porovnání, vážení a hodnocení všech ostatních hodnot (denních, měsíčních, ročních), nýbrž i jako základ pro odvozování jiných prvků režimu, které jsou s ním v určitém vztahu nebo porovnatelné. Mezní hodnoty. Nejvyšší a nejnižší hodnoty zjištěné za dobu pozorování sice dovoluji usuzovat na možný maximální a minimální dosah hladiny vody v terénu, je však třeba pokládat je za hodnoty ojedinělé, které nemusely být spolehlivě zjištěny. Týdenní měření nemusí stihnout skutečné maximum. Problematická jsou i maxima v inundačních územích nebo na terénních sníženinách zaplavovaných po lijácích nebo v době tání sněhu až nad odměrný bod pozorovacího objektu. Minimální hodnoty mohou být již spolehlivější. Vydatnosti pramenů měřené přelivy mohou být ovlivněny technickým stavem přelivu. Proto je někdy výhodnější nahradit je obdobím souvislého trvání mimořádně vysokých a mimořádně nízkých stavů hladiny nebo vydatností pramene. Tato období se nemusí vyskytovat v každém roce a trvají rozličně dlouhou dobu. Pokud trvají několik měsíců, jde jistě o mimořádnou situaci, která se může daleko výrazněji projevovat jak z pohledu na zásoby vody, tak i na změny v celém přírodním prostředí ovlivňovaném podzemní vodou. Srovnávání takových situací se srážkovými a odtokovými poměry, které lze ocenit metodami matematické statistiky co do výjimečnosti jejich výskytu, umožňuje posoudit i výjimečnost takových hydrologických situací, aniž by bylo zapotřebí dlouhodobé pozorování o nich. Dlouhodobé výkyvy hladiny podzemní vody a vydatností pramenů lze zjistit z hodnot jejich ročních průměrů. Ty lze posuzovat podobně jako roční vodnosti řek. Typické rysy dlouhodobých výkyvů lze však postihnout i z hodnot klouzavých ročních průměrů. Vzhledem k dosud poměrně krátké řadě ročních průměrů lze používat tříleté nebo pětileté klouzavé průměry. Ty vyhovují proto, že podstatnější změny zásob podzemní vody nastávají obvykle v časovém období tří až pěti let nebo jsou delší. Z průběhu křivky klouzavých průměrů vzhledem k poloze dlouhodobého průměru lze poznat výskyt výrazně vlhkých a suchých period a tendenci zvětšování nebo zmenšování zásob podzemní vody na území. Rytmus jejich změn umožňuje předvídat i jejich vývoj v budoucnosti, zejména je-li pravidelný. Při jeho nepravidelností je předpověď méně spolehlivá. 3.7 HYDROLOGIE JEZER A BAŽIN 3.7.1 JEZERA 3.7.1.1 VLASTNOSTI JEZER A JEJICH TŘÍDĚNÍ Jezero je sice deprese zemského po_Yrrhii--^yl1něnáL-MíŽQUjr, avšak do jeho komplexu náleží i její horninové prostředivČetně tvaru povrchu a dále i vegetace a živé organismy, které rostou a žijí na dně pánve nebo se vznášejí ve vodní hmotě a jako producenti a konzumenti rozlič- . 219 <3> ných látek ovlivňují mnohé vlastnosti jezerní vody. Představuje tedy jezero otevřený systém, v němž se uplatňují složité vztahy prvků všech sfér. Jezera mohou vzniknout jen v těch sníženinách, do nichž přitéká více vody, než se z nich vypaří, nebo v nichž je přítok v rovnováze s výparem. Öd řek se liší zpomalenou výměnou vodjř. S tím je spojena nestejnorodost vody ve vertikálním i horizontálním směru. Všechny odchylky v rozložení fyzikálních, chemických i biologických jevů a procesů souvisí s nestejnoměrným přemísťováním vodních mas a stejně tak i specifické zvláštnosti pobřežní linie, dna s usazeninami přinášenými zevně i vznikajícími jako produkt rozkladu organické hmoty. K třídění jezer je možno použít kritéria hydrologická, morfometrická, morfografická, fyzikální, chemická, biologická apod. Podlepřítoku^ojtoku vody se rozlišují jezera: 1. beaodtpká (uzavřená) bez říčního pTitc^T^dtoku, 2. odtoková (otevřená), z nichž trvale nebo občas voda odtéká jezerním výtokem, ale přítok do jezera je jen plošný (bez říčního přítoku), 3. průtočná nebo říční, mající stálý říční přítok i výtok, 4. konečná,* do nichž trvale přitéká jedna nebo více řek, ale říčním korytem voda nevytéká (příloha 4). Některá jezera jsou zbytky světového oceánu a podle toho jsou označována jako reliktní. G---S Tol31e^ůVodu_iezeriií_pánve je možné rozlišovat: ÍJ Jezera hrazená vznikla žahrazením říčního údolí sesuvem údolních svahů, písečným -^yaiem, celní morenou, masou ledovce, lávovým proudem. (*V ^Kotlinová jezera vznikla v depresích vyhloubených deflací (šoty), poklesem ker zemské^ "" kůry^(tektonicka), vyhloubením ledovcem (ledovcová), chemickou erozí (krasová), vulkanic-^~, kW "činností (kráterová), degradací permafrostu (alasy). ' Údolní jezera se vytvořila na říčním údolí při vývoji řečiště (větvení, zaškrcování meandrů, vývoj delty). V době povodní se mnohá stávají součástí inundačního koryta ••> a jsou říční vodou promývána. (% Jezera smíšeného původu vznikla kombinací rozličných procesů. Ty se projevily ve tvarových zvláštnostech pánve (např. tektonická jezera hrazená valy morén nebo přemodelo-vaná erozí pevninského ledovce). Podle geologických a geomorfologických sil, které vytvořily jezerní pánve na souši a na pobřeží oceánů a moří, je možné rozlišit následující typy jezer. Jsou pro ně příznačné hloubkové poměry a reliéf dna, což se projevuje v mnoha vlastnostech jezerní vody včetně její cirkulace. j? Jezera, tektonického původu se vyznačují obvykle velkými hloubkami a značnou rozlohou. Největší z nich jsou situována v oblastech složitějších tektonických poklesů a mají pánve tvarově složitější, sestávající z několika příkopů vedle sebe. Nejhlubší z nich Bajkalské (1741 m) a Tanganika (1435 m) jsou v riftových zónách a jsou kryptodepresní. Jezera vulkanického původu jsou kalderová (Crater Lake v Oregonu, USA, 650 m), v údolích zahrazených lávovými proudy (Nikaragua) a v explozivních kráterech (maary v Porýní, na Kanárských ostrovech aj.). Kalderová jezera mají pánev nálevkovitého tvaru o značné hloubce. Jsou napájena jen atmosférickými srážkami. Odtok se z nich uskutečňuje jen podzemní cestou puklinami nebo vrstvami nesoudržných sopečných vyvrženin. Pozdější povrchový výtok může jezero pro jeho vysokou polohu rychle vyprázdnit. K napájení maárů může přispívat i podzemní voda. Život ve vulkanických jezerech závisí na teplotních poměrech jejich okolní volné atmosféry, ale i na chemismu vody ovlivňovaném unikajícími plyny z kráteru a minerály sopečných hornin (sloučeniny síry). V jezerech hrazených lávovými proudy mohou dočasně ovlivňovat teplotu i chemismus vody opakující se výlevy lávy. Ledovcová jezera jsou nejčetnější z celkového počtu jezer na Zemi, neboť vznikla v době relativně nedávné po ústupu ledovců v posledním období zalednění (před 8000 až 10 000 lety). Tvoří celé systémy v oblastech bývalého zalednění v severní Kurasii a Seven:' 220 Americe a jsou bohatě rozseta v horských oblastech na celé Zemi. Podle typu zalednění lze rozlišovat jezera vzniklá činností pevninských a činností horských ledovců. Pro jezera v oblasti pevninského zalednění je příznačná velmi rozdílná plocha í hloubky. Převládají sice jezera malá a málo hluboká, ale některá z velkých dosahují hloubek i přes 100 m. Hlubší bývají i jezera protáhlého tvaru, jejichž pánve vznikly vyhloubením ledovcovými jazyky vysunujícími se z okraje plošného ledovce (ledovcového štítu) do periferní oblasti zalednění. Ledovcová jezera mají velmi nepravidelný půdorys i reliéf dna. Jsou často bezodtoká a napájená jen ze srážek a podzemní vodou. Při převaze srážek nad výparem se odtok uskutečňuje pouze podzemní cestou. Jejich vývoj a přetváření pánve jsou závislé nejen na velikosti, ale i na délce odloučení od hydrografické sítě. Dlouho zůstala bezodtoká jezera situovaná mezi valy Čelních morén. Jejich pánve se přetvářely jen velmi pomalu. Přínos malého množství minerálních látek do nich omezuje rozvoj rostlin i živých organismů. Přispívá k tomu i nedostatek tepla ve vyšších zeměpisných šířkách jejich rozšíření. Průtočná ledovcová jezera zanikají rychleji ukládáním přinášených říčních sedimentů. Přínos většího množství minerálních látek říční vodou umožňuje bohatší rozvoj pobřežní i plovoucí vegetace, fytoplanktonu i zooplanktonu, jejichž odumíráním se zvyšuje množství usazenin a vytváří se výživnější podklad pro pozdější rozvoj rostlin. Činností horských ledovců vznikla jezera jednak v pásmu jejich roztávání (ablace) a ukládání čelních, bočních a ústupových morén (hrazená), jednak v oblasti jejich erozní činnosti v pásmu jejich vyživování (karová jezera) a pohybu ledovcových jazyků (trogová jezera). Hloubky obou druhů jezer jsou velmi rozdílné, od několika metrů až do desítek či set metrů. Reliéf jejich pánve bývá obvykle nepravidelně Členitý jak v území ledovcové eroze, tak i akumulace. Jezera mezi valy čelních morén byla obvykle málo hluboká a rychle zanikla zanášením i vyprazdňováním při zařezávání jezerního výtoku. Končí-li však ledovcová údolí (trogy) na úpatí hor a jsou-li zahrazena mohutnými čelními a ústupovými morénami, jezera za nimi vzniklá jsou značně hluboká a objemná (2enevské 310 m, Bodamské 252 m, Gardské 346 m). Karová jezera jsou situována v pásmu studeného horského klimatu. Jejich studená voda neumožňuje bohatší rozvoj rostlin a živých organismů, a proto přispívá k jejich zanášení ponejvíce materiál sutí padajících nebo klouzajících z okolních prudkých svahů (suťové kužely a osypy). Jezera hrazená v ledovcových údolích (trogová) mohutnými valy ústupových morén zanikají nejčastěji prořezáním valu erozí jezerního výtoku. V nižších horských polohách k tomu přispěl i materiál přinášený vodnějšími horskými řekami a bohatší rozvoj rostlin a živočichů v oblasti příznivějších teplotních poměrů, e^ Jezera říčního původu (údolní) jsou výsledkem erozní a akumulační činnosti řek. ' Erozního původu jsou stará či mrtvá říční ramena (větve toku a zaškrcené meandry). Při přirozeném vývoji bývají proplachována vodou za povodní a to má výrazný vliv na jejich biologické oživení i trvání. Povodňová voda z nich vynáší zbytky odumřelých rostlin i živočichů, ve vegetačním období i volně se vznášející rostliny. Zároveň přináší i rozpuštěné látky pro jejich další rozvoj. Každoroční či vícekrát do roka se opakující proplachování a výměna vody přispívá k odstraňování přebytku minerálních látek vázaných na sedimenty (např. dusičnanů a fosforečnanů) i v linilokalech, což vede v konečném důsledku k zamezeni redukčních procesů rozkladu organické hmoty. Účinek proplachování je však závislý i na situaci jezera na údolním dně. Tam, kde není účinné, zaplňují se jezera rychle kalem i sapro-pelem, za několik desetiletí zcela zarůstají vegetací a mění se v bažiny. Dojde-li v údolí k poklesu hladiny podzemní vody v souvislosti s regulačními úpravami řek, zanikají tato jezera velmi rychle. Vznik jezer akumulační činností řeky je spojen s růstem břehových valů podél živého řečiště na dně údolí a v prostoru delty. Tato jezera jsou často v okrajových částech údolního dna (nivy) a mezi rameny delty. Jsou obvykle velmi mělká, plošně rozlehlá, a to zvláště v deltách velkých řek (např. Dunaje, Volhy, Mississippi). Bývají obklopena rozsáhlými 221 bažinami, které nevznikají jen zanášením původních jezer, nýbrž i postupným zvyšováním hladiny podzemní vody vyvolaným zvyšováním řečiště zanášením při současné tvorbě břehových valů. Vývoj i zanikání jezer tohoto typu jsou velmi rychlé zvláště v teplých oblastech, kde se může rozvíjet bujná vegetace. Podobná jezera vznikají i při pobřežní linii delty zahrazováním mělčin kosami na podvodní části delty. Tato jezera jsou však již zařazována do typu pobřežních jezer vzniklých činností moře. Pobřežní jezera mořského původu mají odlišný vývoj od předešlých jezer v tom, že po jejich oddělení od pobřežní části moře (limanu) se voda vyslazuje, mělké pobřežní jezero zarůstá vegetací a mění se v bažinu (poldry, marše) (příloha 2). Se změnou složení vody se výrazně mění i vegetace a zvířena jezera. Jezerní pánve eolického původu, vznikly v polopustinných a pustinných oblastech vyvátím terénních depresí na místech nesoudržných zvětralin a usazenin. Jsou velmi mělké, plošně rozlehlé. Vodou bývají zaplňovány obvykle jen periodicky nebo epizodicky v době vysokých průtoků řek, které v nich končí. Ty přinášejí po staletí a tisíciletí i rozpuštěné soli, které po odpaření vody v suchých obdobích roku krystalizují a vytvářejí solné kůry nebo slané bažiny. V severní Africe se nazývají šoty. Obsah soli a slaná voda v podloží pánve je odlišuje od jezer v oázách, kde vystupuje na povrch sladká podzemní voda, a od jiných slaných bažin a jezer bolsonů a sebkha. Krasová jezera se vyskytují na územích karbonátových hornin. Větší z nich jsou situována v poljích a jsou trvalá, občasná a dočasná. Trvalá jsou tam, kde vývoj povrchových a podzemních krasových tvarů dospěl až na podložní nepropustné horniny a ponory v okraji polje nestačí odvádět do zkrasovělého masívu všechnu do něho přitékající vodu, občasná tam, kde ji nestačí odvádět v období vysokých průtoků podzemních krasových řek, a dočasná tam, kde jsou ponory dočasně zúženy (ucpáním, sesutím stěny apod.). Krasová jezera malých rozměrů jsou častá i v podzemních prostorách zkrasovělých vápenců, kde mohou vznikat za sifony, zahrazením dna jeskyň bloky zřícených stropů nebo za sintrovými hrázemi. Sintrová jezírka mohou vznikat i na povrchových řekách, jejichž voda je bohatě nasycena kyselým uhličitanem vápenatým. Poněvadž jsou krasová jezera napájena převážně krasovou podzemní vodou, mají svůj vlastní termický i chemický režim, liší se od nekrasových jezer mnoha vlastnostmi vody, s nimiž souvisí i odlišný biologický život. Jezera však mohla vzniknout i kombinovanou činností několika procesů. Mnohé jezerní pánve byly zaneseny natolik, že současný tvar jejich pánví vyvolal i podstatné změny v jejich vodním režimu. Podle teplotního režimu se rozlišují jezera teplá, chladná a studená. Kritériem pro jejich třídění je teplotní stratifikace čili teplotní zvrstvení vody v průběhu roku (dále kap. 3.7.1.6). Podle chemického složení vody se rozlišují jezera sladkovodní a solná či minerální (sodná, hořkoslaná, chloridová, sulfátová apod.). Podle rozsahu výměny vody v celém prostoru jezerní pánve se jezera s dokonalým promícháváním vody označují jako holo-miktní, s promícháváním jen do určité hloubky pod hladinou jako meromiktní. Promíchávání vody ve vertikálním směru ovlivňuje nejen změny teploty vody s hloubkou, ale i přívod kyslíku od hladiny, tak důležitého pro živé organismy. Z biologického hlediska se rozlišují jezera eutrofní, oligotrofní a dystrofní. U eutrof-ních převládají produkční procesy nad rozkladnými. Vysoká produkce rostlin i zvířeny vede po jejich odumření k jejich nedokonalé oxidaci a k ukládání zahnívajícího bahna (sapropelu). Když se odumřelé organismy přemění v průběhu roku oxidačními procesy na minerální látky, je jezero oligotrofní (čistá voda s dostatkem kyslíku po celý rok). Dystrofní jezera jsou v rašeliništích nebo obrostlá rašeliníkem, kde je sice mnoho organických látek, ty jsou však v podobě humusových koloidů, které nemohou být již dále užitečně upotřebeny. K oligotrofním, která na světě počtem převládají, náleží např. velká jezera v alpském 222 podhůří (Ženevské, Bodamské aj.), k eutrofním mnohá jezera severní Evropy i Severní; Ameriky (mělká, průtočná). K eutrofizaci mnoha oligotrofních jezer dochází v zemích, kde se do nich odvádějí odpadní vody obsahující velké množství organických zbytků nebo se do nich dostává zvýšené množství fosforu a dusíku z průmyslových hnojiv. Fosforečnany a dusičnany podporují bohatý rozvoj flóry (zvláště řas). Jejich rozkladem při nedostatku, kyslíku dochází k anaerobním procesům, při nichž se uvedené živiny opět uvolňují. Z bez-odtokových a konečných jezer se tak mohou stát doslova vyhnívající laguny. Eutrofizace vod jezer, mrtvých ramen, rybníků, štěrkoven je jedním z negativních důsledku znečišťování vod i přírodního a životního prostředí. 3.7.1.2 SVĚTOVÉ ZÁSOBY VODY V JEZERECH A NÁDRŽÍCH Celkový počet jezer na Zemi a z něho vyplývající objem vody v nich (i když je voda vhodný a snadno přístupný zdroj) je možné stanovit jen přibližně. Odhaduje se, že zásoby vody ve velkých jezerech dosahují asi 95 % objemu všech jezer. Ve 145 velkých jezerech (nad 100 km2) činí asi 168 000 km3. Podle toho může být objem všech jezer Země asi 176 400 km3, z nichž je 91 000 km3 vody sladké a 85 400 km3 vody slané. Nádrže se s ohledem na praktické využívání akumulované vody třídí podle své funkce, z nichž jedna nebo dvě obvykle převládají. Jsou to funkce energetická, ochranná nebo vyrovnávací, akumulační pro odběr vody pro zemědělské závlahy či průmysl, vodárenská a rekreační. Přestože je jejich vodní režim do značné míry řízen, pro své větší rozlohy, objemy i hloubky se v mnoha prvcích tohoto režimu uplatňují přírodní zákonitosti analogické pro jezera. Jde např. o režim teploty vody, zamrzání, vývoj břehového pásma, projevy organického života. ^Rybníky jsou většinou mělké nádrže napájené buď jen srážkovou vodou spadající na hladinu a odtékající plošně z jejich povodí i vyhloubenými zářezy a vodou podzemní (nebeské rybníky), nebo jsou průtočné či napájené říční vodou vedenou do nich přívodními kanály (stokami, např. Zlatá stoka v jižních Čechách). Bilance oběhu vody v nich je řízena a stejně tak i přínos anorganických a organických látek. S ohledem na tuto skutečnost mají specifické vlastnosti, avšak některé procesy jejich vodního režimu se řídí stejnými zákonitostmi, jaké platí pro mělká jezera (např. termický režim). Objem sladké říční vody v 10 000 přehradních nádržích dosahuje asi 5000 km3, z čehož je užitkový prostor asi 2000 km3. Celková plocha hladiny všech nádrží je asi 400 000 km2 a s jezery, jejichž hladina byla zvýšena přehradou, 600 000 km2. Podstatná část těchto zásob vody je soustředěna v největších nádržích o objemu přes 5 km3. Rozmístění nádrží je asi takové: V Evropě je asi 3000 nádrží převážně malých objemů a jen na území SSSR, Finska, Norska, Španělska a Řecka dosahuje objem některých přes 1 km3. V SSSR je asi 1000 nádrží s celkovým objemem 848 km3. V ČSSR bylo do r. 1980 vybudováno asi 100 nádrží o celkovém objemu necelé 4 km3 (největší Orlík 0,72 km3). Na území Severní Ameriky je přes 3000 nádrží, z toho v USA 1560 s celkovým objemem asi 900 km3 a zatopenou, plochou 60 000 km2. Na území Jižní Ameriky je jen asi 500 nádrží, na území Asie, Afriky a Austrálie celkem 3500 nádrží. 3.7.1.3 MORFOMETRICKÉ CHARAKTERISTIKY JEZER A NÁDRŽÍ Z morfometrických vlastností jezer a nádrží se obvykle uvádějí: 1. plocha hladiny (P), měřená z mapy nebo v terénu, 2. délka (L) jako nejkratší vzdálenost na hladině mezi dvojicí nejvzdálenějších bodů protilehlých břehů, 3. šířka (š) jako poměr plochy a délky (PJL), 4. maximální hloubka (Hm&x), popi. střední hloubka (Hs), jejichž hodnoty jsou závislé i na"měňíčí se úrovni hladiny, 5. objem (W) určovaný z map se zakreslenými izobátami (izoliniemi stejných hloubek), a to jako součet dílčích objemů mezi sousedními izobátami. Mezi plochou hladiny a její výškovou polohou (H) a mezi oběma a objemem jezera (W) existuje funkční vztah [P =f(H), W = /(P), W =/(//)], který lze graficky vyjádřit v síti souřadnic, a pomocí křivek určujících tento vztah odvozovat objem pro jakoukoli plochu nebo úroveň hladiny, popř. rozsah hladiny pro jakoukoli její úroveň. Uvedené vztahy jsou potřebné při výpočtu vodní bilance jezera (obr. 3.24). Všechny morfometrické charakteristiky jezer i nádrží jsou proměnné v čase a souvisí nejen s krátkodobými výkyvy hladiny, ale i s celkovým vývojem jezerní pánve. V něm se nejvíce projevuje přínos sedimentů z povodí jezera říčními toky a od břehů modelovaných abrazí. Větší řeky mohou přinášet do jezer až několik miliónů m3 písku, štěrku i kalů za rok, takže ubývání objemu jezera je poměrně rychlé, aniž se při tom mění hladina. 3.7.1.4 VODNÍ BILANCE JEZER J ] Vodní bilancí jezera se rozumějí změny objemu, které vznikají rozdílem mezi přítokem (vstupem) a odtokem (výstupem) vody za časovou jednotku (í), obvykle za rok. Přínos vody se uskutečňuje: 1. vtokem říční vody (<2ř) a vody stékající z povrchu okolí jezera (0_0), 2. vtokem podzemní vody břehovým pásmem či dnem pánve (<2P), 3. srážkami spadlými na hladinu (S), 4. kondenzací par ze vzduchu na hladině (K). Odtok se uskutečňuje: 1. říčním odtokem (Oj), 2. podzemním odtokem (Op), 3. výparem z hladiny (E), 4. transpirací Etr rostlinami pobřežního pásma, do níž lze zahrnout i evapotranspiraci plážového pásma, kam může voda prosakovat a vzlínat. Rovnice vodní bilance za dobu (r) má pak tvar Q} + Qf> + Qo + $ + K-Of-Oí>-E-Etr=±W (3.32) 224 a změna objemu W ±W=Z PX2PZ AH> (333) kde Pí a P2 je plocha jezera za rozdílné úrovně hladiny za dobu (ŕ) a A/ř je rozdíl úrovně hladiny. V rovnici bilance jsou některé členy obtížně zjistitelné a zároveň méně významné. Proto se používá zjednodušená rovnice Qi + S~Of-E= ±W. (3.34) U bezodtokých jezer lze z hodnot měřených srážek, výparu a změny objemu jezera usuzovat na přítok či odtok podzemní vody vzhledem k poloze její hladiny v okolí jezera 5 + 2p - E = ±W nebo 5 - E - Op = ±W, (3.35) u konečných jezer Qř + S- E= ±W nebo Qt + 5 - E - Op = ±W. (3.36) Poněvadž měření hodnot členů vodní bilance nemusí být zcela spolehlivé, je rovnice jen přibližným matematickým modelem. Přesto se při vodohospodářském plánování odběru vody z jezera stává základní pomůckou, která může ukázat, zda při trvalém odběru určitého množství vody dojde k trvalému snižování hladiny nebo jen ke snížení říčního nebo podzemního odtoku a výparu. 3.7.1.5 VÝKYVY HLADINY A PROUDĚNÍ Změny polohy hladiny jezera se systematicky měří ve vodoměrných stanicích vybavených podobně jako vodoměrné stanice na řekách (vodočty, limnigrafy). Podle vodní bilance, rozlohy a tvarových vlastností jezerní pánve jsou výkyvy na jednotlivých jezerech velmi rozdílné, od několika centimetrů až do několika metrů, probíhají však obvykle velmi plynule, pozvolně, díky akumulační a retenční schopnosti jezerních pánví. Lze je analyzovat podobnými metodami jako výkyvy vodních stavů na řekách. Dlouhodobé výkyvy nebo trend pohybu hladiny mohou být jedním z průkazů změn klimatu nebo jiných prvků přírodního prostředí povodí jezera ovlivňujících režim přítoku do nich nebo odtoku z nich. Krátkodobé opakující se výkyvy ukazují na podíl zdrojů napájení jezera. Krátkodobé výkyvy hladiny souvisí i s vlněním vyvolaným větrem. Při něm dochází k pohybu vodních částic po drahách blízkých kruhovým (orbity), jejichž poloměr se do hloubky zmenšuje. Výška vln je závislá nejen na rychlosti větru, ale i na délce rozběhu vlny dané zhruba šířkou jezera ve směru větru a na hloubce jezerní pánve. Roste s jejich zvětšováním. Při přechodu z hlubší části jezera do mělkého příbřežního pásma se vlny transformují ve tvary známé z příbojového pásma moří. Kinetická energie vln se spotřebuje třením o dno i třením vodních částic při jejich turbulentním pohybu v překocené části vlny a k překonání sil molekulární přitažlivosti zrn písku uváděných do pohybu. Výsledným efektem celého tohoto procesu je přeměna kinetické energie v teplo, které současně uniká do okolní atmosféry a do dna. Na strmém skalnatém pobřeží a na svislých stěnách hrází se výška vlny zvětšuje a ta působí horizontálním úderem. Stojaté vlny vznikají, když se hladina jezera začne pohybovat nahoru a dolů okolo jednoho nebo více uzlových bodů. Na pobřeží se tento pohyb projevuje jako vlnění. Podle místního názvu na Ženevském jezeře se pro něj vžilo označení séše (seiches). Výkyvy hladiny při břehu mohou dosahovat i několika metrů, nejčastěji však dosahují jen několika desítek centimetrů. Jako příčina jejich vzniku se udává náhlé zvýšení atmosférického tlaku 225 na část hladiny jezera. Náhlé zvětšení tlaku na hladinu může být vyvoláno i prudkým nárazem padavých horských větrů (bóry, fény). Proudění je vyvinuto v jezerech jen v menších rozměrech. Přesto však přispívá k výměně vody jak v horizontálním, tak i vertikálním směru, což vede i k výměně tepla a kyslíku. Říční proudění je vyvinuto v průtočných jezerech, kde je hladina u vtoku řeky poněkud výše než u jezerního výtoku. Přispívá k němu i jiná teplota a hmotnost říční vody zatížené rozptýlenými a rozpuštěnými látkami. Je-li říční voda studenější a kalná, klesá pod svrchní vrstvy jezerní vody a vytlačuje vodu z hloubky jezera k povrchu. Rychlost tohoto druhu proudění může dosáhnout až přes 10 m/h. Proudění vyvolané větrem vzniká při dlouhotrvajícím větru, který uvádí do pohybu svrchní vrstvuvody. V hlubších jezerech může být úbytek vody u jednoho břehu nahrazen výstupem vody z hloubky. Ten tvoří s povrchovým prouděním uzavřenou cirkulaci. Konvekční prouděníje vyvoláno nestejnoměrným ohříváním a ochlazováním vody při hladině. Jé~výsledkem termického režimu jezera a postihuje nestejně mocné vrstvy vody. Nesnadno se měří, způsobuje však výměnu vody mezi svrchními a hlubšími vrstvami vody a spolu s ní i výměnu kyslíku, tak důležitého nejen pro živé organismy, ale i pro oxidační procesy rozkladu jejich zbytků. ':■> ! 3.7.1.6 TEPLOTNÍ POMÉRY, LEDOVÝ REŽIM ( ___ Výsledná teplota vody v jezeře v celém rozsahu jezerní pánve je výsledkem poměru mezí přítokem a odtokem tepla. Zdrojem tepla přinášeného do vody jsou: sluneční záření pronikající pod hladinu, tok tepla z břehové linie a pláže, tok tepla z okolní atmosféry, teplo uvolňované kondenzací vodních par na hladině, teplo přinášené vodou řek, teplo přinášené srážkovou vodou, teplo přinášené vtékající podzemní vodou, teplo vznikající při rozkladu organické hmoty oxidací ve vodě i na dně, teplo uvolňované při zamrzání. Ztráty tepla z vody jezera vznikají: tokem tepla do chladnější atmosféry, tokem tepla do chladnějších břehů a dna pánve, výparem z hladiny, táním ledových útvarů na hladině, odtokem vody jezerním výtokem, odtokem vody podzemní cestou. Stále se střídající přijímání a vydávání tepla v průběhu dne i v průběhu roku při měnící se hmotnosti vody vyvolává pohyb vodních molekul ve vertikálním směru čili termické konvekční proudění. Odchylky hmotnosti vody způsobené odlišným obsahem rozptýlených jílovitých a prachových částic (zakalením) vyvolávají hydrostatickou konvekci» Výsledkem konvekčního proudění je teplotní zvrstvení (stratifikace) vody, v němž lze rozlišovat tři základní typy: 1. Jestliže teplota vrstvy vody při hladině je vyšší než 4 °C, pak se s rostoucí hloubkou teplota snižuje nejvíce na 4 °C; při této teplotě má objemová jednotka vody největší hmotnost. Takové teplotní zvrstvení se označuje jako přímá termická stratifikace. U teplých jezer se vyskytuje po celou dobu roku, u chladných v teplé části roku a nejvýraznější je v nejteplejších letních měsících. 2. Je-li teplota vody při hladině nižší než 4 °C, jde o vodu lehčí a pod ní může být jen voda o teplotě nejméně 4 °C. Takové zvrstvení se označuje jako obrácená stratifikace nebo teplotní inverze. Vyskytuje se nejčastěji na chladných jezerech v zimním období, trvale ve studených jezerech a jejím zjevným doprovodem bývá vznik ledových útvarů a zamrz hladiny. K obrácené stratifikaci může dojít, až když se vyčerpají zásoby tepla v hlubších vrstvách jezera natolik, že jejich teplota poklesne na 4 °C. Proto objemná jezera zamrzají mnohem později než mělká a malá, mnohdy až koncem zimy. U mělkých jezer může před zámrzem účinkem vlnění klesnout teplota vody i u dna i pod 4 °C. Ve velmi hlubokých chladných a horských jezerech se udržuje teplota při dně po celý rok na 4 °C. V teplých jezerech rovníkového pásma neklesá ani při dně pod 20 °C. V chladných jezerech se po roztáni ledu účinkem slunečního záření a tokem tepla z teplejší 226 3.25 Změny teploty vody chladného jezera s hloubkou. T(°C) 0 2- 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 UV led \ epilimnion y 4- \ y^"^ metalimnion 6- 3 f skočná vrstva 1 8-I / hypolimnion 2 /1 10- 12- 14-16 1 přímá -^ stratifikace 3 obrácená -"""^ 2homotermie atmosféry teplota svrchní vrstvy vody zvyšuje, na podzim při zesílené konvekci snižuje a na krátkou dobu se vyrovnává v celé hloubce jezera na 4 °C. Tento stav se označuje jako homotermie. V období obrácené stratifikace, zvláště je-li hladina jezera pokryta ledem, nedochází ke konvekci, a tedy ani k výkyvům teploty vody. V období přímé stratifikace se však konvek-čním prouděním teplota svrchní vrstvy vyrovnává v rozsahu konvekce, a proto je pokles teploty vody s hloubkou pomalý. Mocnost této vrstvy prohřáté vody se postupně zvětšuje od jara k létu a opět se zmenšuje na podzim. Tato vrstva zvaná epilimnion je při stále probíhající konvekci dobře prokysličena, a je tedy i vhodným prostředím pro zooplankton. Pod touto vrstvou ubývá teploty vody mnohem rychleji, skokem, a proto se označuje názvem skočná vrstva či metalimnion. Pokles teploty v ní dosahuje až 2 °C na 1 m, zatímco v epilimnionu pod 0,5 °C. Pod skočnou vrstvou ubývá teploty s rostoucí hloubkou již pomalu (jen desetiny stupně na 1 m) a tato vrstva se nazývá hypolimnion (obr. 3.25). V přírodních pásech Země existují rozdílné typy přímé stratifikace. V ekvatoriálních šířkách dosahuje svrchní prohřátá vrstva vody až desítek metrů, ale pro malou odchylku v teplotě svrchních a hlubokých vrstev je skočná vrstva nevýrazná. S rostoucí zeměpisnou šířkou se v létě zvětšují rozdíly v teplotách svrchních prohřívaných vrstev a hlubších vrstev a zvýrazňuje se skočná vrstva. Směrem do vysokých zeměpisných šířek se však tyto teplotní odchylky zmenšují a při přechodu k obrácené stratifikaci zanikají. Pod ledovou pokrývkou je studená vrstva (pod 4 °C) tenká. V mělkých jezerech, nádržích a rybnících mírných zeměpisných šířek se může voda pro-hřívat až ke dnu a silnější vlnění může zcela rozrušit skočnou vrstvu. V zimě může poklesnout teplota vody při dně i pod 4 °C. Mělká jezera vysokých zeměpisných šířek promrzají v dlouhé zimní době až do dna, neboť v jejich teplotní bilanci chybí přínos tepla podzemní vodou a říční vodou a sněhová izolační vrstva je odvívána silnými větry. Zamrzání jezer a nádrží může začít až po vzniku obrácené stratifikace a poklesu teploty vody na hladině na 0 °C. Průběh zamrzání závisí na tom, zda je hladina v klidu nebo je rozvlněna nebo na ni padá sníh. Za bezvětří se hladina pokryje tenkou průzračnou vrstvou ledu rozšiřující se od břehu rychlým růstem ledových krystalů na hladině. Při hladině rozvlněné větrem ledové krystaly vířící orbitálním pohybem vytvářejí nepevné spojené shluky, zvětšující se do podoby koláčů o průměru i přes 1 m. Po utišení větru rychle vzájemně přimrzají a souvislá ledová pokrývka z nich má drsný, hrbolatý povrch. Střídá se s pruhy hladkého průzračného ledu, který vznikl tam, kde se koláče neshlukovaly. Při sněžení se roztáváním vloček na hladině odnímá teplo ze svrchní vrstvy vody (skupenské teplo tání) a vznikající kaše na hladině snadno zamrzá. Poněvadž ve svrchní vrstvě kašovitého ledu zůstává mezi zbytky sněhových krystalů vzduch, je led matný, neprůhledný a drsný. Za větru sněhová kaše přenáší, ale i tlumí pohyb vln, po uklidnění hladiny rychle tuhne. Vzniklá ledová vrstva roste ve dnech s teplotou pod nulou nejdříve rychle, později značně pomaleji, neboť tlustší vrstva ledu působí jako tepelný izolátor. Růst ledové vrstvy (h) je možné za předpokladu, že není pokryta sněhem, vyjádřit vztahem Ä = 3,68 Vít, (3.37) kde t je součet průměrných denních záporných teplot přízemní vrstvy vzduchu od počátku zamrzání po den výpočtu. Poněvadž se v uvedeném vztahu neuvažuje přítok tepla ze slunečního záření přes vrstvu ledu nebo s přitékající podzemní vodou, bývá skutečná tloušťka ledu menší než vypočtená. Její růst může značně ovlivnit zvláště sněhová pokrývka svou výškou i ulehlostí. Při ústí řek ovlivňuje zamrzání jezera přitékající ledová tříšť, která tam může vytvářet i nápěchy. U jezerního výtoku o větším sklonu koryta hladina nezamŕza, neboť z jezera vytéká voda o teplotě nad 0 °C. Nezamrzající místa jsou častá i u rybničních výpustí, pokud jimi stále odtéká voda. V průběhu zimy se při výkyvech teploty vzduchu mění hustota ledu. Při poklesu teploty se led při povrchu smršťuje a vznikají v něm dlouhé klínovité suché trhliny. Na velkých jezerech v oblastech se silnými dlouhými zimami dochází při smršťování a rozpínání ledu a za silných, dlouhotrvajících větrů k jeho vysouvání na pobřeží do vzdálenosti až několika desítek metrů. Ledové kry se na sebe nasunují a působí na pobřeží ničivým účinkem. Podle trhlin v ledu vzniklých v zimě dochází při jarním tání k odhrnování ker. Tání ledu probíhá seshora účinkem slunečního záření, ale i zespodu, kam proniká záření a kam přivádí teplo přitékající říční a podzemní voda. Může ho urychlovat i znečištění povrchu ledu zrny teplé chladné 100- 200- 300- 400- IO-i 20- 30- 40- chladné zamrzající studené 24 25 26 27 10 12 14 16 0 2 4 T(°C) 6 8 10 0 2 4 3.26 Změny teploty vody s hloubkou v různých jezerech. Z — zima, J — jaro, L — léto, P — podzim. 228 prachu a písku přinesenými tam se sněhem z okolního terénu. Pohyb větších ledových ker je na jezerech obvykle nepatrný. Větší je jen při jezerním výtoku, kde jsou unášeny kry do volného řečiště (druhý chod ledu na řece). Zamrzání slaných jezer závisí na míře salinity vody. Jeho průběh je obdobný jako u sladko-vodních jezer. Vliv jezer na klima okolí lze pozorovat jen v blízkosti plošně rozlehlých jezer a na územích s rozsáhlými jezerními systémy, kde vody zaujímají až přes 20 % plochy. V tropických a subtropických pásech je pozorovatelné zvýšení vlhkosti vzduchu a v mírných šířkách oteplující účinek na podzim a ochlazující na jaře a v létě. Zvýšení srážek v létě je obvykle jen nepatrné. Daleko výraznější je vliv jezer a nádrží na režim řek. Ten se projevuje zřetelným vyrovnávacím účinkem na průtoky, které v období vysokých vodností zmenšuje a v období nízkých vodností řek v povodí jezera zvyšuje. Povodňové vlny se při průtoku jezerem a nádrží zplošťují (časový posun odtoku). Míra tohoto jejich účinku závisí více na plošném rozsahu jezera než na jeho objemu. V období malého odtoku na jezerních přítocích se na jezerním výtoku udržuje výrazně vyšší vodnost. Vliv na teplotu jezerního výtoku souvisí s teplotním režimem jezera. Poněvadž z jezera vytéká voda jak z povrchové, tak i z hlubší vrstvy, bývá v létě poněkud chladnější, v zimě naopak teplejší. 3.7.2 BAŽINY /IM" Bažiny jsou části zemského povrchu s trvale nebo po delší dobu roku zamokrenou i mělce zaplavenou půdou, porostlou vlhkomilnými a vodomilnými rosúinamj. Mnohé bažiny vznikly_zarůstáním jezerníchpánví nebo zvýšením hladiny podzemní vody do úrovně půdní vrstvy. Proto jsou bažiny rozšířeny nejen v oblastech s nadbytkem vláhy, ale i v oblastech s deficitem vláhy. V oblastech s nadbytkem vláhy přispívá k jejich tvoření plochý, nedokonale odvodňovaný reliéf. Výrazným rozlišovacím^znakem bažin je jejich vegetačníJaryt. Podle něho se rozlišují: 1. bažiny ekvatoriálních šířek s. porosty deštných lesů, trav i vodních rostlin, na pobřeží moří s mangrovovymi porosty, 2. bažiny vlhkých tropů a subtropů s porosty rákosů, trav, ale i vysokých dřevin (bahenní cypřiše, blahovičmky aj.), 3. bažiny suchých tropů a subtropů s nahromaděnou soli a slanomilnou vegetací (playas, salinas), w " "■■' '"*" 4. bažiny mírných šířek — slatiny, slatinná rašeliniště a vrchoví stě, na pobřeží moří marše: ' Na území našeho státu jsou rozšířeny slatiny, rašeliniště a vrchoviště, a proto si jejich vlastností povšimneme blíže. Slatiny vznikají tam, kde přináší říční nebo podzemní voda dostatek minerálních látek, které podporují růst travnatých porostů, jež ve vegetaci převládají. Často však vznikají zanášením a zarůstáním jezer, mrtvých říčních ramen a na nejnižších částech zaplavovaných údolí řek, odkud je značně zpomalený nebo nedokonalý odtok povodňových vod a je v těsné blízkosti povrchu hladina podzemní vody. Při zanikání jezera je vodomilné a vlhkomilné rostlinstvo uspořádáno zákonitě v pásmech a podobně je tomu i s druhy půd. V teplejších krajinách nastupuje za částí pánve s plovoucími rostlinami (parožnatka, okřehek aj.) pásmo rostlin s kořeny zarostlými do dna a s listy a květy na hladině (stulík, leknín aj.). Blíže k břehu nastupuje pásmo rákosu, orobince aj., kořenících rovněž pod hladinou v hloubce až přes 1 m. Za nimi je pak pásmo vyšších bahenních trav i bylin (lesknice, ostřice, kyprej, blatouch aj.), které mohou přetrvat za nízkého stavu hladiny i na souši. Poslední pásmo tvoří krovinaté porosty olší, jív a vrb s plochami trav, převážně ostřic. To již nebývá obohacováno minerál- 229 nimi látkami, ba naopak prosakující srážková voda je může vyluhovat a tvoří se kyselé prostředí vlhkých půd (gleje). V tomto pásmu může již vznikat i přechodné rašelinisko, jsou-li tam vhodné podmínky pro růst rašeliníku (Sphagnum). Při uvedeném rozmístění vegetačních pásem, která se postupně přemísťují ke středu jezerní pánve, je sled subhydrických a semihydrických půd takový, že nejníže je obvykle rozšířen jíl, který se usazoval v období existence jezera z kalu přinášeného řekami. V kuželu delty to mohou být i hrubší sedimenty (písky, štěrky). Na něj obvykle přisedá vrstva sapro-pelu (hnilokalu), který vzniká anaerobním rozkladem organických látek rostlin i živočichů, především planktónu. Obsah vápníku v ní často ovlivňuje i další vývoj půdy z něho. V příbřežní části, kde je produkce rostlinné hmoty velmi vysoká, vzniká jejím rozkladem pod vodou (ulmifikací) rašelinná půda, která může být i dosti vápnitá, často je však i na nížinách kyselá. Její vlastnosti jsou podmíněny druhy porostů, z nichž se tvoří (ostřicová, rákosová, osiková apod.). Slatinná rašeliniská vznikají nejčastěji na dnech říčních údolí nebo kotlin na rovinatém nebo plošinatém povrchu tam, kde je nedokonalý odtok vody a vysoká hladina podzemní vody. Srážky a málo mineralizované podzemní vody nepřinášejí dostatek výživných látek pro rostliny, prosakující srážková voda ochuzuje půdu o živiny, a tak se vytváří prostředí vhodné pro rozvoj rašeliníku. Jeho růst směrem nahoru na vlastních odumřelých vrstvách i do stran umožňuje stálé rozšiřování slatiny na místa zaujatá původně jinými rostlinami. Vlastnosti rašeliníku ovlivňují i vývoj půdy. U nás se tento typ slatinných rašelinisek nazývá blata podle jejich označení v jižních Čechách. Tam jsou rozšířena v pánvích a napájena v mnoha případech kromě srážek i vydatnými výrony podzemní vody. Jejich výtok na plochých dnech pánví byl i hlavní příčinou jejich vzniku na tak velkých plochách. Poněvadž příčiny delší dobu trvajícího či trvalého zamokrení i minerálních půd mohou být velmi rozdílné, vyplývá z toho, že i vznik slatin a slatinných rašelinišť na místech původně osídlených jinou rostlinnou formací může být častý v přírodě neovlivňované i ovlivňované činností člověka. Vrchoviště či vrchovištní rašeliniště je pojmenováno podle vypouklého tvaru. Převládající rostlinou v něm je rašeliník, rostoucí směrem nahoru i do stran. Rašeliník má schopnost udržet velké množství vody (přes 90 % objemové jednotky). Jeho neobyčejná vitalita při nepatrných nárocích na minerální látky umožňuje při dostatku srážek jeho rychlé rozrůstání na úkor okolní vegetace. Na vrchovišti rostou však i jiné druhy rostlin, jako typický suchopýr, klikva, z dřevin smrk a borovice blatka a kleč. Na vrcholu vrchoviště jsou často malá jezírka s hnědě až rezatě zabarvenou vodou. Mocnost vrchovišť dosahuje několika metrů, výjimečně i přes 20 m tam, kde se vyvíjí již několik tisíc let. Přechodné bažiny mají vlastnosti slatin i vrchovišť. Mají větší množství minerálních látek než vrchoviště, takže v porostu jsou zastoupeny jak rašeliník, tak i trávy, zvláště ostřice. Z dřevin se často vyskytují bříza a borovice, z keřů porosty jívy a olše. Na území ČSSR je rašelinných bažin celkem asi 30 000 ha, z toho asi 25 000 ha na území Čech a z nich je asi 10 000 ha vrchovištních a 13 000 ha přechodných rašelinišť. Souvisí to s četnějším výskytem rozvodních plošin a rozlehlejších pánví s nedokonalým odtokem na nepropustných horninách dna ve srovnání s členitějším reliéfem Slovenska. Hospodářský význam bažin spočívá v možnostech využití jejich vegetačního krytu i půd. Po odvodnění a vápnění je možné je přeměnit na ornou půdu, využívat je jako louky k pastvě i kosení sena. Rašelina se využívá jako topivo i pro tepelné elektrárny, v chemickém průmyslu, ve stavebnictví i v zemědělské a zelinářské výrobě. Může sloužit k zúrodňovaní písčitých půd a vátých písků (např. v Holandsku) a naopak přidávání písku do raselinné půdy může být jedním ze způsobů zúrodňovaní rašelinných půd. Pokud jde o zásoby rašeliny, celé 2/3 světových zásob jsou na území SSSR. Hydrologický význam bažin je přes intenzívní výzkum v poslední době stále ještě nedokonale poznaný. Přesto však závěry těchto výzkumů prokazují, že jejich hydrologický 230 význam byl a stále je přeceňován. Rašelina v nasyceném stavu obsahuje 92—94 % vody a hmoty rozložených trav slatin 89—94 %. Schopnost rašeliny udržovat vodu se snižuje se vzrůstajícím stupněm rozkladu a ulehnutím rašeliniská a zvyšuje se s podílem rašeliníku v hmotě. Ve vrstvě rašeliníku je voda vázána kapilárními silami, které ji udržují ve volných prostorách mezi částmi rostlinné hmoty, molekulárními silami, které ji poutají k povrchu hmoty, osmotickými silami, které působí uvnitř rašeliníku mezi rostlinnými vlákny. Jako hydratační voda je součástí chemického složení rašeliny. Míra propustnosti rašeliny vyjádřená filtračním koeficientem (k) je závislá na stupni rozložení rašeliny. U rašeliny rozložené do 35 % dosahuje 1,0 až 5,0 . 10~3 cm . s~:, u rašeliny rozložené do 50 až 75 % již 5,0 . 10-4 cm . s-1 a u rašeliny rozložené a silně stlačené se blíží nule. Podle toho tvoří spodní silně rozložená a stlačená vrstva nepropustné podloží. Vysoušení bažiny otevřenými kanály snižuje objem vody v rašeline jen na 85 až 89 % podle druhu rašeliny nebo rašelinné půdy. Další snižování zásob vody v rašelinných bažinách může nastat jen výparem. Ten je ve vegetačním období téměř stejně vysoký jako výpar z volné hladiny. V našich přírodních podmínkách může tedy dosáhnout v bažinách nížin 625 mm, v nadmořské výšce 1000 m asi 390 mm a ve výškách kolem 1500 m asi 270 mm. V letním měsíci (VI. a VIL) ve stejných výškových polohách zhruba asi 5, 3 a 2 mm za den. Poněvadž některé zemědělské plodiny mohou při stálém dostatku vody v půdě transpi-rovat i větší množství vody, vyplývá z toho, že kultivace bažin může pozměnit vodní bilanci krajiny na úkor odtoku. Při deficitu vláhy a po snížení hladiny podzemní vody po odvodnění bažiny se však skutečná evapotranspirace pro občasný nedostatek půdní vláhy snižuje, což se projevuje ve zvýšeném odtoku proti původnímu odtoku z bažin. Poněvadž v rašeline i rašelinné půdě je proudění vody v horizontálním směru velmi malé (2 až 3 m za den), vyplývá z toho, že v bilanci oběhu vody převládá výpar nad odtokem. Schopnost rašeliny a rašelinné půdy pojmout a udržet značné množství vody vedlo k závěru, že bažiny jsou přirozené nádrže zadržující vodu v období jejího nadbytku a zlepšující •odtok v době nedostatku srážek a malého nebo přerušeného povrchového odtoku. Četné výzkumy potvrdily spíše opak, což souhlasí s malou propustností a velkou jímavostí rašeliny a rašelinných půd. V době nadbytku srážek nemohou jejich větší část zadržet a voda může volně odtékat po jejich povrchu, v době nedostatku srážek odvádějí vodu nejvíce výparem (a to dokonce rychleji než minerální půda) a odtok je z nich malý. Z tohoto pohledu nelze jednoznačně odmítat jejich odvodňování a zúrodňovaní. Jejich přeměna na ornou půdu, pastviny nebo les znamená však pronikavou změnu jejich přírodního prostředí, která se projeví ve vegetaci i ve fauně. i 3.8 FYZIKÁLNÍ A CHEMICKÉ VLASTNOSTI ŘÍČNÍ, JEZERNÍ A PROSTÉ PODZEMNÍ VODY Sladká voda v přírodě obsahuje plyny, organicki^a^norganické látky, koloidy aJ5Íyé,_o£ga-nismy v nejrozličnějším stupni vývoje. .Podle jejích množství mění vlastnosti určující iejí JggiJ^t^Ta se obvykle posuzuje buď podle moznoslTjejiho v^uži^ni, néWpTcTíe stupne jejího znečištění. Z fyzikálních vlastností se sleduje zákal a zabarvení (vzhled), chuť (jen u podzemní vody), pach~ä~teplöta~vödy. Zákal (tůřbiditú) způsobují jemné i hrubé částečky minerálního původu nebo rozptýlené mikroorganismy. Stanovuje se ihned po odebrání vzorku. vody.^Casem se může změnit rozvojem fauny i flóry a usazováním suspenze. K stanovení zákalu se používají různé turbidimetry a stupeň se určuje množstvím Si02 mg. I-1. Pitná voda podle ČSN 830611 (dále jen ČSN) může mít maximálně 5 mg v litru. 231 Barva vody závisí na množství a původu rozpuštěných i rozptýlených baryotvofflých látekT"UĽ£SJ£ se buď průhledem bílého terče, ponořeného do zkoumané vody proti bílému podkladu, nebo porovnaním s platinokobaltovými roztoky stanovené koncentrace. U pitné vody se připouští podle ČSN maximální zabarvení 20° platinokobaltové stupnice. CEuť vody se stanoví ochutnáváním oteplené "vody.,Pitná voda má mít čerstvou chuť beÝTušivých příchutí. Chuť souvisí i s pachem. Pach vody se určuje v láhvi částečné naplněné Dři zahřívání na 20 a 60 °C. Podle intenzity a druhu se pach označuje jako mírný, slabýt zřetelný, silný, velmi silný a zemitý, říční, fekální, mýdlový, chlórový, fenoIovyTlhkoustový apod. U podzemních vod může způsobovat pachové závady nadměrný obsah některých minerálních látek, těžkých kovů nebo plynů, ale též rozklad organických látek, pokud se'do podzemní vody dostávají (např. do studní). U povrchových vod to může být kromě uvedených látek i přítomnost některých živých i mrtvých organismů a rostlin. Některé mikroorganismy vylučují takové látky (esence),, které při styku např. s chlórem nepříjemně páchnou. X? říčních a jezerních vod je častý pach po rybině. Pacnove a" chuťové vlastnosti jsou často způsobovány zůstatky chemikálií dávkovaných do surové vody při technologickém upravovacím procesu. ČSN stanoví, že voda dodávaná pro obyvatelstvo má být bez příchuti a zápachu. Teplota yodyje závislá na jejím druhu a na řadě dalších okolností. Podle normy pro piíTTc vody má kolísat v rozmezí od 8 do 12 °Č. Chemické vlastnosti povrchové a podzemní vody se posuzují.podle jejich použitelnosti nebo významu v přírodním a životním, prostředí. Některé chemické sloučeniny mohou zlepšovat její kvalitu, jiné naopak zhoršovat, působit škodlivě na lidský organismus i na organický život ve vodě, jiné ho mohou podporovat, ale přitom vyvolávat potíže při využívání vody k rozličným účelům a konečně některé, byť i neškodné, jsou indikátory organického znečištění. T^oněvadžpři současném znečišťování povrchových vod hospodářskou činností člověka je obsah chemických látek ve vodách Velmi rozdílný a jejich složení pestré, omezíme se na sledování jen některých chemických vlastností vody, jak je určuje ČSN 830611 Pitná voda, která stanovuje i přípustné množství chemických látek-. Vodíkový exponent (koncentrace vodíkových iontů pH, zkratka výrazu potentia hydro-genii). Voda je kyselá, zásaditá nebo neutrální, jestliže je pH menší, větší nebo rovno hodnotě 7 (pH 7). V přirozených vodách kolísá hodnota pH v mezích 5 až 8. Větší odchylky hodnoty pH od neutrálního stavu naznačují zatížení vody nečistotami. Hodnoty pH se zjišťují kalorimetricky srovnáváním zbarvení organických barviv (např. lakmusový papír). V praxi se pH určuje přesně a rychle různými druhy pH-metrů. Oxidovatelnost vody je výrazným znakem znečištění organickými látkami. Množství látek ve vodě schopných oxidace se pak udává buď množstvím manganistanu draselného (KMn04 mg . I-1), nebo dikyslíku (02 mg . I-1), které jsou při okysličování spotřebovány. Oxidovatelnost vyjádřená spotřebou KMn04 se označuje jako manganové číslo (M. Č.). Poměr manganistanu ke kyslíku je dán vztahem 1 mg KMn04 = 0,253 mg O2 (1 mg 02 == == 4 mg KMn04). Pro pitné vody je hranice pro oxidovatelnost maximálně 3 mg O2 v litru (12 M. Č). Množství rozpuštěného kyslíku v povrchových vodách závisí na jejich teplotě, na spotřebě organismy a při oxidaci organických látek na možnosti jeho doplňování (fotosyntézou rostlin, výměnou vody konvekcí, turbulencí, vlněním, prouděním, zámrzem). Nedostatek kyslíku v podzemní vodě souvisí obvykle s nedostatečným přístupem vzdušného kyslíku k vodě. Tvrdost vody určuje celkové množství obsažených vápenatých a horečnatých solí, které býväfrWfô^Tpôdobe hydrogenuhličitanů (kyselých uhličitanů), rozpuštěných uhličitanů a solí silných minerálních kyselin. Hydrogenuhličitany vápníku a manganu tvoří uhličitanovou čili karbonátovou tvrdost (též přechodnou, pomíjející), kterou lze snížit varem (kotelní kámen). Neutrální soli minerálních kyselin mohou být ve vodě jako sírany (CaS04> 232 MgS04), jako chloridy (CaCl2, MgCl2) nebo v menší míře i jako dusičnany (Ca(N03)2, Mg(N03)2). Tyto sloučeniny tvoří neuMičitanovon čili nekarbonátovou tvrdost (trvalou, stálou). Lze ji zmírnit chemickými změkčovadly. Součet karbonátové a nekarbo-nátové tvrdosti tvoří celkovou tvrdost. Pro určování tvrdosti vody se používají hodnoty v milivalekvivalentech čili v milivalech (mval) na jeden litr vody nebo stupně tvrdosti podle německé stupnice. Jeden německý stupeň (1° něm.) značí, že v jednom litru vody je 10 mg oxidu vápenatého (CaO) nebo 7,14 mg oxidu horečnatého (MgO). Při přepočtu na milivaly platí, že 1 mval — 2,8° něm. (1 ° něm. = 0,35663 mval). Podle německých stupňů tvrdosti se rozlišují: vody velmi měkkéL(0—4), jněkké (4—8,5'), středně tvrdé. (8,5-12,5), dosti tvrdé (12,5-17), tvrdé (T7-25\ sdmijaa4š_ (25—50) a mimorádně_t»i4é.(přes 50). Měkké jsou vody řek, jezér a puklinové vody horských "oblastí s~mětkym oběhem, tvrdé průlinové vody v pískovcích, píscích, štěrkopíscích a velmi tvrdé ty, které se při proudění v podzemí stýkají s vápnitými horninami (sliny, opukami, vápenci). Železo (Fe3+) se vyskytuje často v povrchových i podzemních vodách. Jeho zvýšené množství vyvolává chuťové závady a rezavé zabarvení vody. Při prokysličování podzemní vody dochází ke vzniku hydroxidu železitého z hydrogenuhličitanu železnatého. Jeho tvorbu často podporují vláknité a železité baktérie žijící i v potrubí. Proto je pro obsah železa stanoveno mezní množství 0,5 mg . I"1 pro místní a 0,3 mg . I-1 pro veřejné zásobování upravenou vodou. Mangan (Mn2+) bývá zvláště v podzemních vodách přítomen současně se železem. Projevuje se stejně jako železo a jeho přítomnost je normou omezena na 0,3 a 0,1 mg. i-1. ■Sírany jsou určovány množstvím oxidu sírového (S03 mg. I-1) nebo jako anion SO4-v litru. Jako vápenaté a horečnaté soli přispívají k tvrdosti vody. V podstatě nejsou lidskému zdraví škodlivé, pokud se nevyskytují ve větším množství. Jsou však agresivní na čerstvý beton, s nímž~ vytvářejí sulfohlinitan vápenatý (v praxi tzv. cementový bacil). Ten krystalizuje s velkým množstvím vody, zvětšuje svůj objem a trhá zdivo. ČSN připouští v pitné vodě síranů do 80 mg . I"1, u velmi tvrdých vod maximálně do 250 mg ,1-1. Celkové množství uvedených i jiných rozpuštěných látek se určuje tím, že se odpařuje určité množství zfiltrované vody a filtrát se vysušuje při 105 CC. Zůstatek, tzv. odparek, se zváží. Norma pro pitnou vodu připouští nejvíce 1000 mg.I-1, optimálně do 500 mg. I-1 odparku. Jeho vyžíháním lze přibližně určit množství organických a neorganických látek. Dále uvedené látky se vyskytují v přírodních vodách povrchových i podzemních v malém množství, jsou-li však ve zvýšeném nebo ve velkém množství, ukazují na znečištění vod hospodářskou činností člověka. K zjištění kvality pitné vody se sledují dusičnany (NO3). V malém množství jsou vždy ve vodě, jejich velké množství indikuje možné bakteriologické znečištění. V povrchových vodách podporují rozvoj fytoplanktonu a vodních rostlin, které je mohou přímo využívat jako živiny. ČSN jich připouští v pitné vodě 50 mg. I-1, používá-li se však pro kojence, jen 15 mg . I-1. Větší množství u nich vyvolává rozklad hemoglobinu v krvi (modráni kojenců), což vede obvykle k úmrtí. Zvýšené množství dusičnanů v podzemních vodách souvisí u nás s užíváním velkého množství anorganických dusíkatých hnojiv v zemědělské výrobě. Proto se jejich obsah sleduje pečlivě i ve všech stuďriičníčh vodách na venkově. Čpavek (NH+) vzniká hnitím organických dusíkatých látek v půdě bez dostatečného přístupu kyslíku. Do vody se dostává z půdy splachem i průsakem nebo z odpadních vod. I malé množství čpavku ve vodě indikuje fekální znečištění. V normě se udává jako katión NH^" a jeho množství nesmí přesahovat hodnotu 0,3 mg . I1. Chloridy čili soli kyseliny solné (Cl ) jsou téměř v každé vodě. Mohou být přírodního původu (z hornin geologických útvarů) a pak jsou v pitné vodě nezávadné. Mohou však pocházet i z odpadních vod, v nichž mohly přijít do styku s infekčními chorobami. Jsou tedy pokládány za indikátory fekálního znečištění a norma připouští jejich množství nejvíce 233 50 mg. I-1. Větší množství je přípustné jen po prokázání jejich nezávadného původu. Dusitany (NO2) se tvoří oxidací čpavku nebo redukcí dusičnanů — bakteriálním rozkladem organických látek. Přestože nejsou samy škodlivé, jsou výrazným indikátorem nebezpečného znečištění vody. Norma je připouští v pitné vodě jen ďo 0,1 mg. I-1. Fosforečnany (PO4-) mohou patřit k indikátorům fekálního znečištění nebo se do vody dostávají z půd hnojených fosforečnými hnojivy. V čistých povrchových a podzemních vodách se vyskytují zřídka, neboť se z půd velmi pomalu uvolňují, jsou podobně jako dusičnany základní výživnou látkou pro fytoplankton a vodní rostliny. Jejich zvýšený výskyt v povrchových i podzemních vodách, které napájejí řeky, jezera a nádrže, přispívá k eutroíizaci povrchových vod. ČSN připouští v pitné vodě 1 mg. I-1. Sirovodík (H2S) může být v podzemní vodě minerálního původu jako průvodce železa a manganu (sirnaté vody) a pak je zdraví neškodný. Je-li produktem anaerobního rozkladu organické hmoty, stává se závadnou složkou vody. Při koncentraci 0,2 % způsobuje smrtelnou otravu. ČSN nepřipouští jeho přítomnost v pitné vodě ani ve stopách. Chlór (CI2) se dostává do vody při její úpravě (dezinfekci) nebo v různých sloučeninách z odpadních vod a skládek. V pitné vodě se připouští zbytkové množství 0,2 mg. I-1. Fenoly obsahují nejčastěji povrchové vody, do nichž se dostávají z odpadních vod plynáren, koksáren, provozu generátorů nebo splachy z dehtovaných silnic a střech. I nepatrné -množství fenolů ve styku s chlórem působí pachové a chuťové závady (karbolový pach). Přípustné množství fenolů je dáno vznikem chlórfenolového pachu. Anioaktivní saponáty se vyskytují v povrchových vodách, do nichž jsou odváděny odpadní vody z prádelen a domácností (ze saponátů). Norma připouští v pitné vodě množství laurylsíranu sodného 0,2 mg'. ľ-1. Toxické látky, jako kyanidy, rtuť a její sloučeniny, baryum, chróm, kadmium, se sice mohou vyskytovat v povrchových i podzemních vodách, kam se dostávají z odpadních vod průmyslu, v pitných vodách se však nesmějí vyskytnout ani ve stopách. Olovo se může do vody dostat i z horninového prostředí. I v poměrně malých koncentracích je lidskému zdraví škodlivé. Norma připouští maximálně 0,1 mg. i-1. Měď bývá v přírodních vodách jen zřídka. V nádržích a rybnících se může vyskytovat, používá-li se síran meďnatý (modrá skalice) jako postřik pro ničení řas. Není jedovatá, ale dodává vodě hořkou chuť. Norma připouští v pitné vodě nejvýše 3 mg . I-1. Z dalších prvků je v pitných vodách přípustné množství 0,05 mg . I-1 arzénu a selenu, 5 mg . I-1 zinku. V povrchových i podzemních vodách se mohou vyskytovat i ropné produkty (ropa, nafta, benzín aj.). I jejich nepatrné množství znehodnocuje všechny druhy vody a povlaky olejů na hladině vod omezují výměnu kyslíku i jiných látek mezi vodou a atmosférou a působí zhoubně na plankton i větší živočichy. Radioaktivní látky se do říční vody mohou dostat z horninového prostředí (též do pramenů) nebo s odpadními vodami. Podzemní voda může obsahovat rádiovou emanaci, radioaktivní plyn (radon) a rozpuštěné radioaktivní soli. Radon vysílá při rozpadu záření. Poločas je jen 3,81 dne, takže voda svou radioaktivitu brzy ztrácí. Za radioaktivní se považují vody vykazující 3,63 . 10~8 curie v litru. 3.9 ORGANISMY V POVRCHOVÉ A PODZEMNÍ VODĚ Organismy rostlinné a živočišné říše jsou neoddělitelnou součástí povrchových vod a v omezeném množství se mohou vyskytovat i v podzemní vodě. Stávají se součástí oběhu látek a přeměny energie, ovlivňují kvalitu vody a jsou její nově vznikající kvalitou samy ovlivňovány. Pro jejich rozvoj v povrchových vodách jsou rozhodující kromě světla a teploty 234 množství kyslíku a výživných látek (dusičnanů, fosforečnanů). V řekách k tomu mohou přistupovat i rychlosti proudění vody. V našich přírodních podmínkách se mění v průběhu roku množství světla, teplota vody i přívod a spotřeba kyslíku. Bez kyslíku jsou pouze značně znečištěné odpadní vody. Pokud je čistá povrchová voda v klidu, obsahuje vždy stejné množství kyslíku v závislosti na teplotě vody. Např. voda o teplotě 0 °C obsahuje 14,6 mg . I-1, teplá 20 °C jen 9,17 mg . I-1 kyslíku. Klidná vodní hladina přijímá za bezvětří 1,4 mg . I"1 kyslíku za den, mírně zčeřená již 5,5 mg . I-1 a rozvlněná, v peřejích nebo proudech a pod vodopády a jezy až 50 mg. I-1 za den. Množství vzdušného kyslíku v klidné vodě ubývá rychle s hloubkou. Přenos většího množství kyslíku od hladiny do hloubky umožňuje vlnění a konvekční proudění. Velký vliv na nasycení vody kyslíkem má asimilační činnost vodních rostlin. V době maximálního rozvoje řas a vodních rostlin bývá voda přesycena kyslíkem. Jeden m3 řas produkuje za optimálních světelných podmínek asi 22,9 g kyslíku za den. Určitý stav mineralizace organických látek ve vodních objektech je příznačný typickou flórou a faunou. Podle tohoto kritéria rozdělili Kolkwitz a Marson povrchové vody do tří hlavních pásem: 1. Oligosaprobní pásmo se vyznačuje dostatkem kyslíku, který podporuje oxidační procesy a umožňuje přeměnu veškeré organické hmoty odumřelých rostlin a živočichů na minerální látky. Voda v tomto pásmu se označuje jako velmi čistá. 2. Mezosaprobní pásmo se dělí na /9-mezosaprobní a a-mezosaprobní. V prvém probíhá ještě intenzívní rozklad organických látek za velké spotřeby kyslíku, kdežto v druhém pásmu jsou již rozkladné procesy dokončeny. 3. Polysaprobní pásmo se vyznačuje velkým počtem mikroorganismů (asi 1 milión v mililitru vody). Jejich činností vznikají anaerobní procesy (redukční), při nichž si mikroorganismy odebírají potřebný kyslík z organické hmoty. Při takovém rozkladu hmoty vzniká sirovodík, metan a čpavek. Jejich přítomnost ve vodě je tedy indikátorem uvedených procesů. Vodní organismy se rozdělují do tří hlavních ekologických skupin: 1. Saprobionti (baktérie a houby) se účastní rozkladu organických látek. Vyskytují se ve velkém množství ve velmi znečištěných vodách. 2. Saprofilní organismy žijí jak v čistých, tak i v znečištěných vodách, živí se znečišťujícími látkami. 3. Saprogenní organismy žijí pouze v čisté vodě, ve znečištěné hynou. Pro posuzování jakosti povrchové vody a způsob její klasifikace platí ČSN 830602. Stupeň znečištění povrchových vod se vyhodnocuje podle fyzikálních, chemických a biologických rozborů. Ukazatelé pro stanovení jakosti povrchové vody se roztřiďují do tří základních skupin: a) ukazatelé kyslíkového režimu, jimiž je množství rozpuštěného kyslíku, pětidenní biochemická spotřeba kyslíku (BSK5), oxidovatelnost a saprobita, b) ukazatelé základního chemického složení, jimiž jsou rozpuštěné a nerozpuštěné látky určené chemickou analýzou vzorků vody, c) zvláštní ukazatelé a ukazatelé mikrobiálního znečištění, jimiž jsou vodíkový exponent (pH), teplota vody a coli-index při určitém průtoku v době odběru na řekách. Podle mezních přípustných hodnot ukazatelů (normativů) v jednotlivých skupinách se povrchové vody rozdělují do pěti tříd: Ia velmi čistá voda (oligosaprobní a katarobní voda čistých pramenitých úseků řek), oxidační proces, Ib čistá voda (mezosaprobní beta), oxidační proces, II.znečištěná voda (mezosaprobní alfa—beta), oxidační proces, III silně znečištěná voda (mezosaprobní alfa), oxidační proces, IV velmi silně znečištěná voda (polysaprobní), anaerobní proces. • 235 Znečistení povrchových vod, zvláště říčních, se navenek projevuje na hladině plovoucí pěnou, která se tvoří při provzdušňování (při vtoku odpadní vody, pod jezy, v peřejích apod.). Čím silnější je znečištění, tím více pěny se tvoří. Udržuje-li se na hladině delší dobu, nabývá šedě špinavého zbarvení. Dalším ukazatelem je pach při anaerobním procesu. Samočisticí schopnost vody. Pojem samočistení značí soubor fyzikálních, chemických a biologických procesů samovolně probíhajících v tekoucích i stojatých vodách v přírodním prostředí, jejichž výsledkem je pozvolné pročišťování nečistých vod. Při samočistení se suspendované látky vybavují z vody sedimentací, jemnější suspenze a koloidní látky organického původu se odbourávají činností vodních mikroorganismů z oblasti fauny i flóry. Rozkladných procesů se účastní i některé makroorganismy. Odbourávací procesy mohou probíhat v aerobním prostředí při dostatečném množství kyslíku nebo v anaerobním prostředí, když se ho nedostává. Při nahromadění velkého množství organických látek probíhá anaerobní proces doprovázený odporným zápachem. K nežádoucímu procesu anaerobního rozkladu může docházet při vysoké teplotě vody, kdy obsah rozpuštěného kyslíku poklesne pod přípustnou hranici a kdy je porušena rovnováha mezi dodávkou vzdušného kyslíku hladinou a jeho spotřebou anaerobními vodními organismy. Často k němu přispívá i pokles vodnosti řek, který má za následek zvýšení koncentrace odpadních látek při jejich rovnoměrném odvádění. Samočisticí proces podporuje provzdušňování říčních vod na jezích, peřejích a proudech nebo zředění odpadních vod zvýšením průtoku. V jezerech a nádržích dochází ke zřeďování vtékajících znečištěných vod a také k intenzivnějšímu rozvoji mikroorganismů i rostlinného planktónu, který je schopný již využívat některé přeměněné látky. Jejich rozvoj v přípustných mezích podporuje rozvoj vyšších organismů včetně ryb. Abnormálně probíhající rozvoj organismů však znamená nadprodukci organické hmoty, která vede v konečném důsledku k eutrofizaci. Podzemní voda může rovněž obsahovat některé baktérie, které jsou původci infekčních chorob, ale i baktérie neškodné, které jsou však indikátory fekálního původu znečištění vody. Přítomnost patogenních zárodků (např. tyfu, paratyfu, dizentérie, epidemické žloutenky a dětské obrny) je pro jejich malý počet a krátkou životnost ve vodě obtížně zjistitelná, a proto se spolehlivě zjišťuje přítomnost jiných mikrobů, kteří žijí rovněž ve střevním traktu a jsou oněmi zmíněnými indikátory znečištění. Typický je Escherichia coli, ve zkratce E. coli. Je příznačný pro přítomnost coliformních mikrobů ve vodě. V podzemní vodě dále žijí i saprofytičtí mikrobi, vyskytující se ve svrchních půdních vrstvách, kteří jsou však obvykle filtrací půdou a horninou zadržováni a účinkem oxidu uhličitého hynou. Pokud se ve vodě vyskytují, jsou ukazatelem jejího znečištění choroboplodnými zárodky. Pitná voda nesmí obsahovat podle ČSN žádné choroboplodné zárodky. Přesně jsou vymezena přípustná množství mezofilních a coliformních zárodků takto: U vod určených pro místní zásobování smí být počet mezofilních zárodků nejvýše 100 (při 37 °C), psychrofilních nejvýše 500 (při 20 °C) v jednom litru vody. Nález coliformních mikrobů může být negativní v 50 ml čili coli-titr pod 50. U vod pro hromadné zásobování obyvatelstva nesmí počet mezofilních zárodků překročit 20, psychrofilních 100 v jednom mililitru. Coli-titr nesmí překročit číslo 100. Bakteriologický rozbor je třeba provádět ihned po odebrání vzorku vody nebo musí být vzorek podle předpisu konzervován, aby byl získán přehled o skutečném stavu výskytu mikroorganismů. Při biologickém rozboru se stanoví přítomnost a množství nižších i vyšších organismů ve vodě. Podle výsledků se posuzuje vztah zjištěných organismů k vodě (např. k výskytu rozpuštěných látek). Podle přítomnosti určitých druhů vodní fauny a flóry, které představují biologické indikátory znečištění, se hodnotí kvalita vody. Pitná veda nesmí obsahovat žádné mikroskopické a makroskopické organismy (např. prvoky), které naznačují souvislost s vodami povrchovými nebo odpadními. Připouští se menší množství Flageliata (100 v jed- nom ml), Ciliata (do 10 v jednom ml) a organismů patřících do zóny čistých vod. Centri-fugát ze 100 ml vody nesmí obsahovat žádné mikroskopicky zjistitelné organické zbytky rostlin i živočichů. Zjišťování druhů mikroorganismů a druhů rostlin ve vodě je již záležitostí mikrobiologů a hydrobiologů. 3.10 OCEÁNOGRAFIE Na světový oceán je třeba pohlížet jako na otevřený systém, do něhož vstupují a z něhož vystupují energie a hmoty a v němž existují složité vzájemné interní vztahy mezi všemi jeho složkami, tj. vodou, anorganickými látkami v ní rozpuštěnými i rozptýlenými, organismy a rostlinami, které se projevují funkčně spjatými jevy a procesy nejen mezi sebou, ale i s ostatním světem, tj. s prostředím, které světový oceán obklopuje (atmosféra, pevniny, zemská kůra dna, ale i vesmír). Z toho vyplývá, že oceánografie je věda velmi široká, která využívá metody zkoumání a poznatky mnoha jiných vědních oborů (geologie, chemie, biologie, meteorologie, teoretické fyziky a astronomie, geografie). Podle toho se rozlišují následující oceánografické disciplíny: fyzická, chemická, biologická oceánografie, mořská geologie a geofyzika, aplikovaná oceánografie. Fyzické geografii je nejbližší fyzická oceánografie, která se zabývá fyzikálními vlastnostmi mořské vody, pohybem mořských vod a vztahy mezi oceánem, atmosférou a pevninou. 3.10.1 ČÁSTI SVĚTOVÉHO OCEÁNU Dělení světového oceánu na jednotlivé oceány a moře a jejich pojmenování je stále ve vývoji. Definicí oceánu a moře a členěním světového oceánu se zabývalo Mezinárodní hydrografické byró (IHB — International Hydrographie Bureau). Podle 3. vydání jeho publikace Hranice oceánů a moří (1953) se uznávají čtyři oceány: Atlantský, Tichv7 Indický a Severní ledový. Doporučuje dělit Atlantský a Tichý oceán na severní a jižní část s hranící na rovníku. Komise dále stanovila hranice jednotlivých okrajových moří proti oceánu tak, aby sledovaly nejkratší přímou linii mezi dvěma výběžky pevniny ohraničujícími moře nebo mezi břehy ostrovů ležících mezi oceánem a vedlejším mořem. Údaje o světovém oceánu, o rozloze jeho částí, o hloubkách a zásobách vody v nich jsou uvedeny v tab. 3.5. Navržené hranice nejsou však vždy dodržovány, a proto jsou v příručkách a učebnicích rozdílné údaje. V základě se světojý^cfián rtelí na následující časti: 1. Oceán^_které_s.e rozprostírají mezi kontinenty, mají hluboké pánve s hloubkamij)řes 4000 až 6000 m5 samostatný systém proudů a dmutí (přílivů a odlivů), vlastní vodní masks' typickým rozložením teplot a salinity a vlastní systém mořských sedimentů. 2. Moře jsou části oceánů vnikající.do pevniny nebo oddělené od oceánu řetězem ostrovů. Jejich plošná rozloha může být značně rozdílná a není pro jejich označení rozhodující (např. nejrozlehlejší Korálové moře 4 791 000 km2, nejmenší Marmarské moře 11 600 km2). Moře se rozdělují na okrajová a vnitřní. Qkrajová jsou oddělena souší od oceánu nedokonalé, s oceány jsou široce a volně spojena alespoň svrchními vrstvami svých vod. Jejich proudový systém bývá součástí oceánského proudového systému a teplota a salinita vod se příliš neliší od teploty a salinity vod oceánských. Vnitřní moře jsou téměř úplně obklopena souší a s oceánem jsou spojena jen průlivy. Mají samostatný proudový systém. V usazeninách na jejich dně převládá terestrický materiál přinášený řekami.'Bilančé*oběhu vody v nich je silně závislá na přítoku vody z okolní pevniny, na poměru mezi srážkami a výparem I na rozsahu spojení s oceánem. Bilance výrazně ovlivňuje i salinitu, která může být v jedr#tli- Aa 237 Tabulka 3.5 Rozměry, hloubky a objemy oceánů a moří. Podle Mirovoj vodnyj balans i vodnyje resursy Žemli, 1974. Údaje o plochách a objemech jsou zaokrouhleny. Oceány Plocha v tis. km2 Hloubka v m Objem tis. km3 průměrná maximální Tichý 178 700 3 957 11034 707 100 Atlantský 91700 3 602 9 219 330 100 Indický 76 200 3 736 7 450 284 600 Severní ledový 14 700 1131 5 220 16 700 Celkem 361 300 3 705 11034 1 338 700 Moře Tichého oceánu Korálové 4 791 2 394 9 165 11470 Jihočínské 3 447 1 140 5 245 3 929 Beringovo 2 344 1640 4 191 3 844 Ochotské 1617 821 3 372 1327 Japonské 1070 1 535 3 669 1642 Východočínské 752 349 2 370 262 Bandské 695 3 064 7 440 2129 Jávské 480 45 89 22 Celebeské 435 3 645 9 842 1586 Žluté 417 40 105 17 Suluské 348 1591 5 576 553 Molucké 291 1902 4 970 554 Seramské 187 1209 5 319 227 Floreské 121 1829 5 123 222 Baliské 119 411 1296 49 Sawuské 105 1701 3 370 178 Moře Atlantského oceánu Karibské 2 754 2 491 5 420 6 860 Středozemní 2 505 1498 5 121 3 754 Mexický záliv 1 543 1 500 4 028 2 314 Severní 554 96 809 53 Baltské 448 48 459 21 Černé 431 1 197 2 211 516 Azovské 40 9 14 0,36 Marmarské 11 357 1261 4 Moře Indického oceánu Arabské 3 683 2 734 5 875 10 070 Bengálsky záliv 2 172 2 585 5 258 5 616 Arafurské 1037 197 3 680 204 Timorské 615 406 3 310 250 Andamanské 602 1096 4198 660 Rudé 450 558 2 635 251 Moře Severního ledového oceánu Barentsovo 1470 186 600 268 Norské 1457 1742 3 960 2 538 Grónské 1205 1444 4 846 1740 Východosibiřské 926 66 155 61 Karské 903 113 620 101 Hudsonův záliv 819 100 274 82 Bafrinovo 689 861 2 136 593 Laptěvů 678 540 2 980 366 Čukotské 590 77 160 45 Beaufortovo 476 1004 3 731 478 Bílé 91 49 330 4 238 \ 3.27 Změna průměrné roční teploty vody při hladině oceánů se zeměpisnou šířkou (podle Z. Kukala a kol., 1977). ňu >w 60 N 1 40 20 0 20 N 40 N 60 80 10 20T(°C) vých částech jejich pánví rozdílná a může ovlivňovat i systém proudění. Teplotní poměry jsou těsně závislé na klimatických poměrech je obklopujících částí pevnin. Zvláštním typem vnitřních moří jsou moře středozemní. Jejich označení vyplývá z jejich polohy mezi dvěma pevninami (Stredozemní a*Karibské moře, Mexický záliv, Rudé moře a Indo-néské středomoří). Vzhledem k jejich rozdílnému spojení s oceánem mají jejich vody značně rozdílné fyzikální i chemické vlastnosti. Zálivy a zátoky jsou definovány jako menší části oceánu nebo moře vnikající do pevniny. Zálivy jsou plošně rozlehlejší než zátoky. Při respektování historických názvů se toto pravidlo mnohdy nedodržuje a některé zálivy mají všechny vlastnosti okrajových moří (např. Biskajský, Guinejský, Aljašský záliv) nebo naopak moře spíše vlastnosti zálivů (Bílé, Azovské moře). Míra spojení s oceánem nebo mořem ovlivňuje i mnohé vlastnosti jejich vody a její pohyb. A / Průliv lze definovat jako zúženou část moře nebo oceánu mezi pevninami nebo mezi souší a ostrovy," které jé vzájemné odděluje. Šířka průlivu není rozhodující pro jeho označení (např. úzký Bosporský nebo Široký Davisův, Mosambický aj.). 3.10.2 FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI MOŘSKÉ VODY ÄJJ Teplota mořské vody, snadno měřitelná, ovlivňuje život, chemické složení a další fyzikální vlastnosti vody. Teplota svrchní vrstvy vody i její změny v prostoru a v čase závisí na mnoha vlastnostech ji obklopujícího prostředí. Dvěma hlavními příčinami její změny a vzniku vertikálních gradientů teploty jsou přínos energie na povrch a konvektivní přenos tepla pod hladinou. Přínos energie určující ohřívání mořského povrchu se uskutečňuje hlavně pohlcováním přímého (85 %7"ä"ľožptýjen,ého slunečního - záření "(radiace), kp.nvektivním přenó^SnnBplanratTnósféry a kondenzací vodmpjiry na hladině. Ochlazování mořské vody na povrchu nastává vyzařováním z hladiny, konvektivním" přenosem tepla do atmosféry a výparem. Sluneční záření je pohlcováno z největší části (84,5%) ve vrstvě vody do 1 m. Proto vzniká záporný teplotní gradient. Při unikání tepla ze svrchní vrstvy vody je teplotní gra- 239 to Hi- 3.28 Teplota svrchní vrstvy vody světového oceánu v srpnu ve °C (podle H. U. Sverdrupa, 1946 a A. Guilchera, 1979). 3.29 Průměrná únorová teplota svrchní vrstvy vody ve °C Atlantského oceánu (podle Okeanogra-ficeskaja encyklopedii a, 1974). dient kladný. Výsledkem rozdílu mezi přijímaným, přenášeným a vydávaným teplem je reálná teplota vody při hladině. V krajinné sféře se projevuje světový oceán jako obrovská zásobárna tepla i jako regulátor teploty ovzduší na celé Zemi. Oceán přijímá více sluneční energie než přilehlé pevniny pro nižší albedo. Za rok je to v" průměrů 95Ö proti 570 kWh . m_i. Přenos ..tejpla.jg^o,geánech probíhá ve směru horizontálním i vertikálním. V zásadě se přenáší teplo z nižších zeměpisných šířek, kde je ho přebytek, do oblastí vyšších šířek, kde je deficit tepla. Uskutečňuje se hlavně mořskými proudy. Teplé, ale i studené proudy výrazně ovlivňují především rozmístění povrchových teplot vody. Výměna tepla ve vertikálním směru se uskutečňuje hlavně konvekčním tepelným prouděním a turbulencí. Konvekční prouděni souvisí se změnou hustoty vody podmíněnou teplotou a salinitou. Salinita se žvyšujě~při silném výparu za ohřívání svrchní vrstvy vody, při poklesu teploty a při zamrzání, kdy dochází ke koncentraci solí v trhlinách ledu a k jejímu vytlačování do vody. Teplejší, ale slanější vody při klesání do hloubky přenášejí i teplo. Chladnější vody klesají rovněž do větších hloubek, kterými se pohybují směrem do oblastí teplejších vod (z cirkumpolárních oblastí k rovníku). Konvekce podmíněná změnou salinity a teploty se označuje jako konvekce termohalinní. Její intenzita je závislá na teplotním gradientu. Při vyvinuté skočné vrstvě je omezena jen na její hloubku, při homogenní teplotě za ochlazování svrchní vrstvy vody může zasáhnout celý vodní sloupec. 241 Turbulence je vířivý pohyb vodních částic v podobě vírů, které vznikají i při nerovnoměrném horizontálním proudění. Ve vírech je svrchní, obvykle teplejší voda strhávána do hloubky, kde se mísí s chladnější vodou a zvyšuje její teplotu. Toto mechanické míšení vod zasahuje obvykle vrstvu mocnou jen několik metrů. Teploty svrchní vrstvy vody jsou na přehledných mapách znázorňovány izotermami. Jejich průběh sleduje jen zhruba průběh rovnoběžek. Přes tyto odchylky lze hovořit o horizontální pásmovitosti v rozložení teplot svrchní vrstvy vody světového oceánu. Odchylky jsou podmíněny rozložením pevnin a mořskými proudy. Na jižní polokouli, kde je podíl pevnin menší, jsou odchylky menší než na polokouli severní (obr. 3.28). T^měrnáteplota svrchní vrstvy «^TYŽhn■ prpžny je 17.4 °£. Minimální tenlota -^L9 °C je"^áná^a^ú^ánimmořské vody, maximální 30 °C je podmíněna teplotou ovzduší a slunečním zářením. Z oceánů je v průměru nejteplejší,,Tichýi,( 19,1 °C), pak Indický (17,0 °C) a Atlantský (16,8 °C). Severní ledový ocean, z největší části trvale pokrytý plovoucími ledy, má teplotu pod 1,0 °C. Rozdíl průměrné teploty Tichého a Atlantského oceánu je dán jejich rozlohou v nejteplejších pásech Země. Atlantský je v tropickém pásu nejužší, Tichý naopak nejširší. Na 35 % plochy světového oceánu dosahuje teplota svrchní vrstvy vody přes 25 °C a na 53 % plochy přes 20 °C. Kromě rozložení pevnin a velkých oceánských proudů mají na vznik výraznějších teplotních anomálií vliv i výstupné proudy chladné vody (upwelling) ve východních částech oceánů při pobřežích pevnin, které jsou z toho důvodu chladnější než jejich západní části ve stejných geografických šířkách (obr. 3.28 a 3.29). Ve všech oceánech jsou pásma nejvyšších teplot vody posunuta poněkud na sever (0 až 10° s. z. š.). Osa nejvyšších povrchových teplot vody bývá nazývána teplotní rovník. Ten se v průběhu roku mírně posunuje a v některých částech oceánů přesahuje i na jih od geografického rovníku. V průměru jsou povrchové vody teplejší na severní polokouli než na jižní. Je to výsledek vlivu silně zaledněné polární oblasti jižní polokoule, odkud proudí velké množství polárního ledu do nižších šířek, kde ochlazuje vodu, a dále odtoku teplých vod z rovníkových šířek z jižní na severní polokouli. Teplota hlubinných vod. Od tropického do mírného pásu obou polokoulí klesá teplota s hloubkou nejprve dosti rychle. V tropických mořích je již v hloubce několika desítek až set metrů velký teplotní skok (skočná vrstva). V hloubce 2000 m dosahuje teplota již jen asi 4 °C a při dně hlubokomořských pánví jen 2 až 3 °C. Mocnosti svrchní teplé vrstvy směrem k pólům ubývá. V polárních mořích se od hloubky jen několika desítek metrů do hloubky 300 až 500 m teplota vody zvyšuje z —1,9 °C až nad 0 °C, pak opět klesá pod n 5 10 15 T(°C) 3.30 Změny teploty vody s hloubkou ve střední části Severního moře Z, J, L, P — zima, jaro, léto, podzim (podle A. Guilchera, 1979). 242 • E I ^ / 10- J - 20- z A p 1 30- f . - 40- 1 _ .-------' 50- - 60- - 70- - 80- - 90-00 1..... i T(°C) 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 / 5- / / / 3.31 Změny teploty vody s hloubkou v různých šířkách Atlantského oceánu (podle Okeanografičes-6_ kaja encyklopedii a, 1974). 0 °C a následuje homogenní studená vrstva až po dno. Ve vzestupu teploty s hloubkou se projevuje vliv teplých mořských proudů, jejichž slanější, a proto i těžší vody klesají pod svrchní vrstvu studené, ale méně slané vody (roztávání ledu přinášeného z pevniny). Teplota hlubinných vod okrajových a vnitřních moří je závislá na geografické pozici moří či jejich částí a na míře jejich spojení s oceánem. Vnitřní moře, oddělená od oceánu vysokým prahem, mají vlastní teplotní režim hlubinných vod ovlivňovaný nejen klimatickými poměry, ale i prouděním jako výsledku celkové vodní bilance a tvaru reliéfu dna. V mořích vysokých zeměpisných šířek se v letních měsících udržuje pod svrchní teplejší vrstvou vody vrstva studené vody, pod níž se teplota opět mírně zvyšuje až ke dnu. Střední studenější vrstva může být zbytkem svrchní studené vrstvy ze zimního období, která se v krátkém létě nestačí prohřát. Poněvadž jde o vodu méně slanou, spočívá na teplejší slanější vodě větších hloubek (např. v Ochotském moři). Denní a sezónní kolísání teplot vody. Denní amplituda teplot svrchní vrstvy vody oceánů je nepatrná. V tropickém pásu dosahuje jen 0,2 až 0,3 °C. V příbřežním pásmu a ve vnitřních mořích může dosáhnout až 1,0 °C jen do hloubky nejvíce 1 m. Větší pokles teploty může nastat jen při silném rozvlnění hladiny, kdy je porušena svrchní vrstva prohřáté vody, která se promísí s vodou skočné vrstvy. K takovému promíchávání obou vrstev však dochází častěji v mírných šířkách, kde je svrchní proteplená vrstva poměrně tenká. Roční amplituda teploty svrchní vrstvy vody oceánů je již větší. Maxima dosahuje v šířkách 30—50°, a to až 8 °G. Může být však větší i tam, kde střídavě pronikají teplé a studené proudy. Tak je tomu zvláště při severovýchodním pobřeží Severní Ameriky v blízkosti Newfoundlandu, kde dosahuje až 15 °C. Výraznější změny teploty vody v průběhu roku 243 zasahují však jen vrstvu 20 až 30 m mocnou, pod ní se rychle zmenšují a v hloubce asi 100 m jsou již nepatrné. Ve studených mořích vysokých zeměpisných šířek dosahují roční amplitudy teplot vody 5 až 4 °C, v tropických šířkách 3 až 5 °C a v ekvatoriálních 1 až 2 °C. Větší mohou být v okrajových a vnitřních mořích, kde je může ovlivňovat v daleko větší míře přítok sladkých říčních vod a teploty vzduchu při nedokonalé výměně vody prouděním. Tak ve Středozemním moři se mění teplota při hladině od srpna do ledna z 22 na 13 °C v jeho západní části a z 26 na 18 °C ve východní části. V Černém moři je největší amplituda v jeho severní pobřežní části (29—0 °C), kde vlivem přítoku velkého množství říčních vod v zimě zamrzá. V Baltském moři dosahuje v jeho západní části 20 °C, ve střední části 14—17 °C, v Botnickém zálivu 9 až 13 °C, ve Finském zálivu 15—17 °C, při možnosti zámrzu hladiny v zimě ve všech jmenovaných částech. Při atlantském pobřeží západní Evropy dosahují amplitudy v Lamanšském průlivu 7 až 8 °C, při pobřeží Portugalska asi 5 °C. Hustota mořské vody^e udává buďcelým číslem, nebo jen číslem od druhého desetinného místa. Při saÍhTite35"07oo a při teplotě 0 °C má hustotu 1,028 (hmotnost 1 m3 asi 1028 kg), při teplotě 20 °C 1,024. Hustota vody, a tedy i její hmotnost závisí na teplotě, salinitě a tlaku. Hustota roste s rostoucí salinitou a klesající teplotou jen při nízké salinitě (asi do 10 °/oo). Maximální hustoty dosahuje při 4 °'C ä s dalším poklesem teploty k 0 °C se mírně zmenšuje. S rostoucím tlakem hustota vody stoupá. Ve svrchní vrstvě při hladině se hustota snižuje ohříváním vody, dešťovými srážkami, táním ledu a vtokem říčních vod, zvyšuje se ochlazováním, odpařováním a vyslaňováním ledu. Změny hustoty svrchní vrstvy vody vyvolávají již zmíněné konvekční proudění, klesání studených polárních vod a jejich pomalý pohyb k rovníku (hlubinné proudění). V mořských úžinách vyvolává rozdílná salinita sousedních moří, a tedy i hustota vody trvalé intenzívní proudění, při němž slanější vody tekou jako spodní proud do moře méně slaného a méně slané vody jako svrchní proud opačným směrem. Proudění tohoto původu bývá zesilováno i celkovou bilancí oběhu vody v mořích, průlivy nedokonale spojenými s oceánem nebo sousedním mořem (průlivy Gibraltarský, Bospor, Dardanely, Dánský aj.). Regionální odchylky v hustotě povrchové vodní vrstvy oceánů jsou ovlivněny klimatem a mořskými proudy. Hustota vod roste obecně od tropických šířek k polárním, tedy opačným směrem než salinita, která není v oceánech příliš odlišná (37—33 °/0o). S rostoucí hloubkou stoupá hustota vody s poklesem teploty a růstem tlaku. Skutečná, tedy nikoli zdánlivá barva mořské vody záyisí na množství minerální i biogenní suspenze, která ovlivňuje intenzitu pohlcovaní paprsků spektraľ V místech, kde je větší množství minerální suspenze, hlavně jílu a siku (nad 10 g v m3 vody), má voda žlutavou či hnědavou barvu. Voda s bohatým planktoneni (asi 1 g v m3) má barvu zelenou, s'mensím množstvím planktónu barvu modrou. Části oceánů s nejchudším planktonetíi, tzv. mořské pouště, mají barvu kobaltově modrou. Jsou rozšířeny mezi 40° s. š. a 40° j. š. (např. Sargassové moře). Nad mělčinami, útesy a podmořskými horami mají však i tyto vody z nadhledu barvu zelenou. Vnitřní a okrajová moře mírného pásu a studená polární moře mají barvu zelenou nebo zelenohnědou (Severní a Baltské). Středozemní moře má modrou barvu (Azurové moře) pro malou organickou produktivnost. Některá okrajová a vnitřní moře mají název podle zabarvení vody. Žluté moře má žlutohnědé zabarvení vyvolané vysokým obsahem sprašových částic, které přináší hlavně řeka Chuang-che. Voda Rudého moře je sice modrá, ale dostává lokálně červené zabarvení v době rozmnožování červených řas druhu Trichodessium erythreum. Bílé moře nese název zřejmě podle každoročního zamrzání s výjimkou centrální části pokryté ledovými krami. Název Černého moře neodpovídá jeho zelené a při pobřeží žlutavé a hnědavé barvě. Průhlednost mořské vody měřená Secchiho kotoučem dosahuje v Sargassovém moři asi 66 m, v hnědavých pobřežních vodách však i 10 m a méně. Je též závislá na množství suspendovaných částic. 244 I a« 3.10.3 LED NA MOŘSKÉ HLADINĚ Při salinitě 35 °/oo a hustotě 1,028 zamrzá mořská voda při teplotě —1,9 °C. Poněvadž mořský led obsahuje zbytky plynů, vody i různé nečistoty, je jeho hustota 0,857 až 0,920 (čistý má hustotu 0,91676). Obsah solí v ledu závisí na rychlosti krystalizace a na jeho stáří. Při rychlejším tvoření obsahuje více soli, stárnutím se z něho sůl vylučuje vertikální difúzí. Proto má mořský led vertikálně členitou až stébelnatou texturu. Při velmi rychlém tvoření mívá led na povrchu solné výkvěty. Nový led má jiskřivě bílou barvu, starý, méně slaný, je nasedly nebo namodralý. Rychlost tvoření ledové pokrývky na moři je ovlivněna mírou rozvlnění hladiny, sněžením, salinitou, ale i zásobami tepla ve svrchní i hluboké vrstvě vody. Při maximálním rozšíření ledu na konci zimy jižní polokoule je 24 mil. km2 světového oceánu pokryto ledem. Na antarktická moře z toho připadá 20 mil. km2, na moře Arktidy 4 mil. km2. Na konci zimy severní polokoule se celková rozloha ledů snižuje na 22 mil. km2, z čehož připadá na moře Arktidy 13 mil. km2, Antarktidy 9 mil. km2. Celkově se hladina světového oceánu pokrývá ledem na rozloze 32 mil. km2, tj. asi na 9 % jeho celkové rozlohy. Souvislý ledový pokryv o mocnosti až do 2,5 m se označuje jako tabulový led. Silnější vítr vanoucí z pevniny ho může rozbít trhlinami v ledová pole, vítr od moře ho může na-vrŠovat na pobřeží do ledových valů. Vlněním, dmutím i změnou směru větru se láme a kupí v ledovou návrš (hummocks). Ta se při tání rozpadá v ledovou tříšť (drift). V okrajovém pásmu zamrzání zimní led během léta roztaje, blíže k pólu však odtaje jen svrchní část. Během další zimy vzniká další vrstva ledu z vody i ze sněhu, který překrystali-zuje v led, a postupně se tak vytváří víceletý led o mocnosti až přes 10 m zvaný pack. Ten pokrývá velkou část Severního ledového oceánu i značnou část pobřežních pásem a zálivů Antarktidy. Jeho pole je rovněž rozbito trhlinami (kanály), které jsou výsledkem rozpínání a smršťování při změně teploty ledu, účinku větrů, proudů i dmutí. Směr transportu ledových ker i tříště z polárních oblastí do nižších zeměpisných šířek je závislý na rychlosti a směru mořských proudů a na větru. Velké ledové kry zvané icebergy nebo ledové hory, vynášené z polárních moří až ku 30° s. a j. š.} výjimečně i dále, jsou na severní polokouli útržky grónského pevninského ledovce, há jižní polokouli antarktického ledovcového štítu. Grónský ledovec odtéká do moře v podobě mohutných ledovcových jazyků ledovcovými údolími fjordového typu, a proto mají icebergy tvar špičatých ledových hor. Antarktické icebergy jsou mohutné ploché kry se svislými stěnami a o rozloze až několik desítek km2 typu tabulových hor. OcŮamují se z pevninského ledovce, odtékajícího z ledovcového štítu plošně v šířce stovek kilometrů (Rossova ledová bariéra 900 km). Oba druhy icebergů vyčnívají nad hladinu do výše až 100 m, přičemž pěti šestinami až šesti sedminami jsou pod hladinou. 3.10.4 ROZPTÝLENÉ ČÁSTICE V MOŘSKÉ VODĚ (SUSPENZE) I nejčistší mořská voda obsahuje určité množství suspenze anorganického a organického původu. Do anorganické suspenze náleží pevné částice přinášené řekami, větrem, kosmického původu a koloidní i větší částice vzniklé krystalizací látek rozpuštěných ve vodě. Do organické suspenze patří fytoplankton a zooplankton. V oceánech ve větších vzdálenostech od pobřeží se obsah suspenze pohybuje v hodnotách kolem lgvm3 vody. V oceánských pouštích tropických vod a v částech oceánů s uzavřenými okruhy proudění je obsah suspenze pod 0,5 g v m3 vody. V mořích s vyšší organickou produktivností, poblíž pobřeží a v okrajových a vnitřních mořích se suspenze zvětšuje nad 5 g v m3 vody. V blízkosti ústí řek může však dosáhnout i přes 500 g v m3 vody, přičemž tam roste i podíl organické suspenze. Obsah suspenze vzrůstá i směrem do vyšších zeměpisných šířek a do oblastí 245 d( \ výstupných chladných proudů (nad 3 g v m3). Souvisí to s větším rozvojem fytoplanktonu i zooplanktonu v chladnější a na kyslík bohatší vodě. Obecné pravidlo narůstání suspenze směrem k pobřeží a do vyšších zeměpisných šířek má však i své výjimky. V některých tropických vodách se silně zvyšuje tvorbou drobných aragonitových jehliček, vysrážených chemicky. Někde se tvoří v takovém množství, že voda nabývá mléčného zabarvení. Známou oblastí těchto bělajících vod je okolí Bahamských ostrovů v Atlantském oceáně (pověstný Bahamský trojúhelník). Tvorba aragonitových jehliček tam bývá spojována s výrony velkého množství oxidu uhličitého (C02). V okolí vulkanických ostrovů a jejich lagun se vysrážejí hydroxidy železa nebo jiných kovů. Ano-málními oblastmi mohou být i části moří v blízkosti pouští, odtud bývá vyváto velké množství prachu přenášeného větry i na velké vzdálenosti (prach Sahary až nad Karibské moře). V suspenzi převládají prachová a jílová zrna (o průměru menším než 0,05 mm), částice o větším průměru jsou tvořena většinou planktonem. Jejich sedimentace je velmi pomalá, snadno se mohou vířením vody pohybovat i směrem vzhůru. Od hladiny na dno hluboko-mořských pánví (přes 4000 m) se dostávají až za několik let. Rychlost jejich sedimentace udávaná tloušťkou usazené vrstvy za 1000 let je sice rozdílná, nepřesahuje však 500 cm, obvykle dosahuje jen centimetrů nebo u pelagických sedimentů (radiolariovy hlen) jen desetin centimetru. Zvýšené množství suspenze může souviset i se znečišťováním moří a oceánů rozličnými odpadními látkami, zvláště ropou, a jejich produkty. Při jejich oxidaci ve vodě vznikají vločky tmavé hmoty, roznášené mořskými proudy daleko od přístavů nebo dopravních cest. Mají také ničivý účinek na plankton. 3.10.5 CHEMICKÉ SLOŽENÍ MOŘSKÉ VODY 14 Z rozpuštěných látek nejvýrazněji ovlivňují složení a vlastnosti mořské vody soli (3,5 % v průměru). Avšak nezanedbatelné a důležité jsou i jiné sloučeniny nebo prvky vyskytující se v malých koncentracích, neboť ty ovlivňují chemické, a zvláště biologické procesy mnohdy výrazněji než kuchyňská sůl (NaCl). Není přehnané, díváme-li se na mořskou vodu jako na jeden z nejpozoruhodnějších systémů v geosféře i v kosmu. Salinita je definována jako celkové množství pevného materiálu (g) obsažené v 1 kg mořské vody po převedení uhličitanů a hydrouhličitanů na oxidy, bromidů a jodidů na chloridy a po zoxidovaní veškeré organické hmoty. Prakticky to znamená, že salinita je mírou celkového obsahu solí v mořské vodě. Obsah solí v mořské vodě vyjadřuje i chlorinita, která je podle platné definice rovna množství stříbra (g) potřebného k vysrážení halogenů obsažených v 0,3285234 kg mořské vody. Obě se vyjadřují v % nebo v °/0o nebo v ppm (par per milion). Salinita se obvykle vypočítává z chlorinity podle Knudsenovy rovnice S = 0,03 + 1,805 Ch, , (3.38) kde 5 je salinita v%o, Ch — chlorinita v%0. Rovnice ukazuje, že v mořské vodě je obsah všech rozpuštěných solí ve funkčním lineárním vztahu s obsahem halogenů. Hlavní soli v mořské vodě, jejichž množství je v závorce uvedeno v gramech v 1 kilogramu (první číslo) a v procentech celkového množství (druhé číslo), jsou chlorid sodný NaCl (27,21; 77,74), chlorid horečnatý MgCl (3,87; 10,88), síran horečnatý MgS04 (1,66; 4,74), síran vápenatý CaS04 (1,26; 3,60), síran draselný K2S04 (0,86; 2,46), uhličitan vápenatý CaC03 (0,12; 0,34), bromid horečnatý MgBr2 (0,08; 0,23). Z celkového množství solí tvoří největší podíl chlorid sodný čili kuchyňská sůl. Průměrná salinita vody světového oceánu je 35°/0o. Izolinie salinity svrchní vrstvy vody světového oceánu ukazují, že od svého maxima v tropických šířkách (37 °/00) klesá směrem k rovníku (36 %o) a k polárním oblastem (35 —33 °/0o), kde může dosahovat lokálně i nižších 246 3.32 Změna salinity vody s hloubkou v ark- ° tických (1) a tropických šířkách (2) (podle ZL Kukala a kol., 1977). 1 '•'•'•' 1 .... o o o « 2 -O o -C 3 4 31 33 35 37 salinita (%o) hodnot v souvislosti s roztáváním ledovců a ledových ker i s přítokem velkého množství sladké říční vody. V okrajových a vnitřních mořích mírného pásu bývá salinita značně nižší vlivem převahy srážek nad výparem z hladiny a přítokem sladkých vod z kontinentu, tropického a subtropického pásu naopak vyšší při převládajícím výparu nad srážkami a nedostatku říčních vod. Může ji však ovlivňovat i členitost pobřeží a reliéf mořského dna (uzavřené části s nedokonalou výměnou vody). Sladká říční voda se nemísí se slanou mořskou vodou dosti dlouho a pro svou menší hustotu se rozprostírá jako sladká nebo brakická voda na těžší vrstvě slané vody. S rostoucí hloubkou oceánu salinita obvykle mírně klesá. Tato závislost může být porušena v polárních mořích, kde klesají do hloubky, ba až ke dnu, slané vody tam pronikajících teplých mořských proudů, nebo v izolovaných depresích riftových pásem, kde jsou slané vody typu solanek a kde je i silná koncentrace kovů pronikajících tam s unikajícími horkými roztoky z magmatických těles (např. v riftových depresích Rudého moře). Vodíkový exponent (pH). Mořská voda má zásaditý charakter a její pH kolísá v oceánech od 7,5 do 8,4 a závisí na obsahu volného kyslíku, oxidu uhličitého a na salinitě. V mořích s vysokou salinitou dosahuje pH až 9 nebo 10. V brakických vodách vnitřních moří klesá na 6,6. S rostoucím obsahem O2 se zvyšuje zásaditost a pH stoupá, se snižujícím se obsahem O2 roste obvykle obsah C02 a pH se snižuje. Proto v místech bohaté produkce planktónu a silné fotosyntézy se snižuje obsah CO2, roste obsah 02 ve vodě a zvyšuje se pH. Při značné spotřebě O2 oxidačními procesy nebo dokonce při přítomnosti volného sirovodíku (H2S) může pH klesnout až na 7. V povrchové vrstvě mořské vody kolísá hodnota pH obvykle v rozmezí 8,1 až 8,3. V závislosti na biologické aktivitě svrchní vrstvy vody během dne a noci byly však pozorovány změny v rozsahu 7,16 až 9519. S rostoucí hloubkou několika set metrů pH mírně klesá až na 7,5. Je to způsobeno snižujícím se obsahem kyslíku a zvyšujícím se obsahem C02. Ve vodě s normální salinitou 35 °/0o nemůže pH klesnout pod 7,5, což souvisí se složitým karbonátovým systémem, nedovolujícím vyvinout více CO2 (tzv. pH-pufr). Od těchto minimálních hodnot nastává směrem ke dnu mírný vzestup hodnot pH na 8,0 až 8,1. ... Fosfor (P) je v mořské vodě jednou z velmi důležitých biogenních látek. Vyskytuje se v malých koncentracích fosforečných sloučenin, obvykle v množství 0,07 ppm (79 tun v km3 vody, celkové množství ve světovém oceáně asi 1,1 . 10u tun). Je přítomen v rozpustných 1\ f 2 247 fosforečnanech a organických sloučeninách nebo v podobě suspenze nerozpustných fosforečných sloučenin. Fosforečnany jsou jednou z hlavních živin ovlivňujících produkci fytoplanktonu (příloha 15). Oblasti s jeho největším množstvím jsou místy největší biologické produkce. Po odumření mořských organismů se fosfor opět uvolňuje činností baktérií do mořské vody jako anorganická sloučenina v podobě fosforečnanů. Udržuje se tedy v oceánech nepřetržitě probíhajícím koloběhem (výměna 6—8krát za rok), který má několik mezistupňů. V povrchových vrstvách oceánů roste obsah fosforu s rostoucí zeměpisnou šířkou, a proto je v chladných mořích i největší produkce fytoplanktonu (srovnej též obsah kyslíku) a na ni vázaná vysoká produkce zooplanktonu, potravy pro ryby. Dále je zvýšený obsah fosforečnanů v místech výstupných proudů chladných vod a v některých pobřežních vodách, kam je fosfor přinášen říčními vodami spolu s jinými minerálními látkami. Množství fosforečnanů ve vodě kolísá v průběhu dne i v průběhu roku v souvislosti se změnami aktivity fytoplanktonu. Maximální množství se v oceánech vyskytuje v hloubkách, jimž odpovídá minimální obsah kyslíku (od stovek do tisíce metrů). Dosahuje tam 35 až 110 mg. I-1. V této vrstvě dochází k rozkladu planktónu klesajícího ke dnu, a tím i k regeneraci fosforečnanů, aniž zároveň dochází k jeho spotřebě. Od této vrstvy směrem ke dnu jejich obsah opět mírně klesá a opětovné mírné zvýšení je pozorovatelné u dna (uvolňování z organismů bentosu) (obr. 3.33). Dusík (N) náleží též k biogenním prvkům a dusičnany jako konečný produkt biologického cyklu jsou další důležitou živinou ovlivňující produkci fytoplanktonu. Obsah dusíku ve světovém oceánu se odhaduje na 0,5 ppm, množství na 574 tun v km3 vody a celkově 7,9. 10n tun. Převážná část tohoto množství připadá na volný dusík (96 %) a zbytek na dusičnany (64 % ze zbytku), čpavek (35 %) a dusitany (1 %). Koncentrace dusičnanů se mění od 1 mg. I"1 v povrchové vrstvě do 600 mg . I-1 v hlubší vrstvě vody. Koncentrace dusitanů je největší ve středních šířkách a hloubkách na jaře a na podzim, a to 6 až 50 mg. I-1. Koloběh dusičnanů v mořské vodě včetně regenerace je podobný jako u fosforečnanů. P00(jLJg-atom-|-1) O 10 20 30 40 10 20 30 40 NOoipg-atom-r1) 3 33 Změna obsahu fosforečnanů a dusič- ____Tichý______indický ........Atlantský nanů s hloubkou (podle H. U. Sverdrupa a kol.;, i n 1946). 248 3.34 Změna obsahu kyslíku (02) a fosforu P(jumol-r')- (P) s hloubkou (podle Z. Kukala a kol., 1977). __ 1 £ o o o 3 O C 3 ■------------------------'-----------------------1-----------------------1------------- 2 4 6 02(ml-|-1) Proto je podobné i plošné a hloubkové rozmístění. Stejně je tomu i se změnou jeho koncentrace v čase (obr. 3.33 a 3.34). Křemík (Si) je v podobě Si02 základní částí pevné struktury bičíkovců, rozsivek, mří-žovců a křemitých hub. Poněvadž je jeho obsah ve vodě ovlivňován nejen biologickými, ale i geochemickými procesy, kolísá v daleko Širším rozmezí než dva předešlé prvky. V povrchové vrstvě vody je jeho koncentrace mizivá, roste poněkud v okrajových mořích a do hloubky (v Tichém a Indickém oceánu až 5 mg. I"1). Vysoká produkce uvedených organismů, hlavně rozsivek, může ve svrchní vrstvě vody křemík zcela spotřebovat, a to i během několika dnů. Celkový obsah křemíku ve světovém oceánu se odhaduje na 3,0 ppm (3350 tun . . km-3, 4,6 . 1012 tun). Stroncium (Sr) lze počítat ke konzervativním prvkům. Věnuje se mu v poslední době zvýšená pozornost v souvislosti se znečištěním vod radioaktivním izotopem 90Sr. Pro vysokou koncentraci stroncia v kostech mnoha živočichů ve srovnání s koncentrací v mořské vodě, dlouhý poločas rozpadu (28 let) a energii beta-záření se stroncium počítá k prvkům nejvíce nebezpečným. Poměr vápníku ke stronciu ve schránkách živočichů je úměrný koncentraci Sr ve vodě, v níž se organismy vyvinuly. Obvykle se nachází v krystalické mřížce vysráženého aragonitu, ne však kalcitu. Rozpuštěné plyny v mořské vodě pocházejí z atmosféry, z chemických a biologických procesů ve vodě a z podmořské sopečné a tektonické činnosti, která je mnohem rozšířenější a četnější než na pevnině. Vysoký je v ní obsah oxidu uhličitého (C02 — 50 ml. I-1), poměrně velké množství dusíku (N — 13 ml. l^1) i kyslíku (02 — 2 až 8 ml. h1) proti ostatním plynům vyskytujícím se ve stopách i v atmosféře (argon, neón, hélium, krypton, xenon). Kyslík a oxid uhličitý vstupují do chemických reakcí jak s ionty rozpuštěných solí, tak i se samotnou mořskou vodou. Plynný dusík se na chemických a biochemických procesech v moři téměř nepodílí. Protože v nejsvrchnějších vrstvách vody probíhá výměna látek mezi hydrosférou a atmosférou, jsou povrchové vrstvy téměř nasyceny kyslíkem. Jeho největší koncentrace je v polárních mořích, směrem k rovníku klesá (závislost na teplotě vody). Téměř ve všech oceánech obsah kyslíku s hloubkou nejprve rychle klesá, dosahuje minima v hloubce 400 až 1000 m a do větších hloubek opět stoupá. Pokles souvisí se spotřebou na oxidaci organické hmoty, která se tam dostává padáním odumřelého planktónu ze svrchní vrstvy vody (úplná přirozená oxidace trvá asi 30—50 dnů podle teploty vody). Opětný vzestup kyslíku ve větších 249 hloubkách je způsoben přítokem chladných vod od polárních oblastí (hlubinné proudění). Nad dnem se spotřeba kyslíku zvyšuje na oxidaci organických látek v sedimentu (odumřelý bentos). Protože do vnitřních moří neproniká chladnější voda z vyšších zeměpisných šířek, jsou hlubinné vody v nich velmi chudé na kyslík, a pokud jeho množství nestačí k úplné oxidaci organické hmoty klesajícího planktónu, nastávají v hlubších vrstvách redukční procesyj při nichž se uvolňuje sirovodík (H2S). Jeho hromadění je podporováno i nedokonalou výměnou vody prouděním. Příkladem takových poměrů je Černé moře, v němž v hloubce pod 200 m od hladiny jsou vody zbaveny kyslíku a pro zvýšený obsah sirovodíku jsou bez života. Podobné poměry jsou i v některých norských fjordech oddělených od moře vysokými prahy, které nedovolují výměnu vody. Oxid uhličitý (CO2) se dostává do mořské vody z atmosféry, vzniká ve vodě jako odpad metabolismu živých organismů i zelených rostlin (v noci). Za dne je zelenými rostlinami spotřebován. Vázán v hydrokarbonátech (HCO3) se dostává do moře z pevnin vodními toky. Uniká výrony ze dna oceánů (v kapalné formě). Výměna C02 mezi atmosférou a vodou i dnem moří je velmi složitý proces, jehož dynamika není dosud dokonale poznaná. Ačkoli se uvádí, že ve vrstvě vody při hladině je jeho koncentrace v rovnováze s koncentrací v atmosféře, ukazují mnohé výzkumy, že nejčastěji je ve vodě koncentrace nižší. Příčiny obvyklé nerovnováhy nejsou jasné a nesouvisí jen s jeho spotřebou rostlinami. Zdá se, že jsou spojeny s reakcí mezi plynným CO2 a vodou. S ní reaguje za tvorby velmi nestálé a slabé kyseliny uhličité C02 + H20 5± H2CO3. (3.39) Podle pH vody dochází ke zpětnému rozkladu nebo k částečné nebo úplné disociaci: H2C03 Z£t H2O -f- CO2 při nízkém pH — zpětný rozklad H2CO3 «^ hAj- HCO3 při středním pH — hydrouhličitan H2CO3 <± H+ k- CO*- při vysokém pH - uhličitan. Tento proces působí poblíž mořské-hladiny při stálé změně pH vody a udržuje rovnováhu mezi CO2, ionterrřirýdfouhličitanu HCOj, iontem uhličitanu CO*- a nazývá se karbonátový systém či pH-pufr. Chová se totiž jako dokonalý a poměrně rychlý tlumič změn pH vody. Pomalejší mechanismus zvaný pH-stat upravuje pH mořské vody na konečnou hodnotu, např. vzájemným působením HCO7 a H+ s jíly (vazba C02 na sedimenty). Optimální podmínky života v moři leží v pásmu pH 7,4 až 8,6. Při poklesu pH na 7,95 je známo, že kyslík byl spotřebován dýcháním, při pH 8,35 bylo fotosyntézou odstraněno tolik CO2, že může nastávat jeho zvýšená absorpce z atmosféry. Pokud jde o vazbu hydrouhličitanu HCO3 na vápník [Ca(HC03)2], je známo, že povrchové vrstvy vody jsou téměř všude nasyceny kyselým uhličitanem vápenatým. Jen na málo místech dochází k jeho vykrystalizování (Bahamská lavice — bělání). Hlubinné vody jsou v některých případech nenasyceny, a proto se v nich rozpouštějí vápnité skořápky odumřelých organismů. Vrstvy vody při dně oceánů jsou téměř nasyceny. Časové změny nasycení mohou souviset s rozvojem živých organismů při tvorbě jejich vápnitých schránek. Hospodářská činnost člověka zasahuje do karbonátového cyklu v geosféře významnou měrou. Spalováním uhlí a ropných produktů uniká za rok asi 10 miliard tun CO2. Bylo již spáleno tolik paliv, že obsah C02 vzrostl z 290 ppm na 350 ppm (0,035 %). Jeho skutečné množství v atmosféře je jen 0,032 %. Znamená to tedy, že celá polovina produkovaného množství CO2 přešla do mořské vody a z povrchových vrstev do hlubinných vod. V budoucích dvou desetiletích se patrně zvýší produkce C02 na dvojnásobek současné produkce (z 320 ppm na 640 ppm). Kdyby za této situace měl být C02 v atmosféře v rovno- 250 váze s CO2 v oceánu, pH oceánu by teoreticky klesl ze současné hodnoty 8,15 na 7,89, což je stále ještě uvnitř hranice tolerance pro mořské organismy. Ve skutečnosti klesne pH nejprve ochranným působením pH-pufru z 8,15 na 8,08, přičemž obsaH CO?, v atmosféře vzroste jen na 0,039 %. Současně bude působit pomalý pH-stat a zvýší pH mořské vody z 8,08 na původních 8,15 výměnou iontu při konstantní hmotě. Dlouhodobý efekt náhlého zdvojnásobení obsahu C02 v atmosféře se projeví ve zvýšení konečné hodnoty o 2 %, tj. z 320 ppm na 326 ppm, přičemž část přejde do vegetace a půdy (podle F. Mc INTYRE, 1970). Je zřejmé, že pro celosvětovou distribuci CO2 jsou rozhodující její rychlosti. Povrchová vrstva vody moře do hloubky 100 m vyměňuje C02 s atmosférou dosti rychle. Rychlost reakce s vodou na slabou kyselinu uhličitou byla určena na 0,033 s. Dosažení rovnováhy mezi nadprodukcí CO2 v atmosféře a vodou by teoreticky vyžadovalo méně než 10 let. Absorpce CO2 ve větším rozsahu by vyžadovala i obohacování CO2 hlubinných vod. Je známo, že studené vody vysokých zeměpisných šířek s relativně vysokým obsahem C02 klesají nepřetržitě ke dnu mořských pánví a putují asi 5000 let po oceánském dně k rovníku. Během tohoto dlouhého transportu má CO2 dosti času, aby vstoupil do rovnováhy s jílovými sedimenty (pH-stat). Závěrem z toho vyplývá, že světový oceán má dostatečné rezervy k absorpci a přeměně CÓ2 z atmosféry Země na jiné uhlíkaté sloučeniny (zvláště vápence a dolomity). Ze stopových prvků byla v mořské vodě zjištěna přítomnost 79 prvků a 3 byly nalezeny v mořských organismech, takže se musí rovněž vyskytovat i ve vodě. Minimálně 60 prvků se nachází v množství pod 1 ppm. I při tak nízkých koncentracích je však jejich celkové množství ve světovém oceánu obrovské, neboť 1 ppm ve více než 1 miliardě km3 vody představuje asi 1012 tun (např. Au asi 7 mil. tun, Fe asi 15 000 mil. tun). Prvek může mít nízkou koncentraci buď proto, že je velmi reaktivní, takže bývá rychle odstraněn vysráže-ním do sedimentů, nebo je jeho nízká koncentrace primární. Vysoce reaktivní je např. hliník (AI), jeden z nejhojnějších prvků litosféry. Jeho koncentrace dosahuje jen 0,01 ppm. Vysráženy do sedimentů jsou i sloučeniny manganu a železa (železitomanganové konkrece na dně, jejichž vznik se přisuzuje biologickým procesům). Pokud jde o změny v chemickém složení světového oceánu, zvláště o salinitu, nic nenasvědčuje tomu, že by se za poslední desítky, ba i stovky miliónů let podstatně změnilo. Připouštějí se určité výkyvy v salinitě, které však nedosahovaly při zvýšení dvojnásobku a při snížení poloviny dnešní průměrné koncentrace solí. Rozdílná salinita oceánů a některých moří mohla být podobná, jako je dnes. Pozvolný růst salinity může vyvolat zintenzívnení karbonátové sedimentace a zvyšování podílu dolomitů v mořských sedimentech^ 3.10.6 POHYBY MOŘSKÉ VODY K pohybům vodních částic uskutečňujícím se v uzavřených dráhách náleží vlněníxk_pohy-'' bůrn^jimiž se přemísťuje voda ve vertikálním a 'horizontálním smeru, patří prouděnLproudy jLÍ&nuJÍ, Dmutí je v osnovách matematické geografie. " .Vlnění_eolické je výsledkem interakce atmosféra—oceáry. Mezi intenzitou vlnění a silou větru existuje přímyvztah a nepravidelnost vln roste se silou větru a její proměnlivostí. Názory na mechanismus přenosu energie větru na hladinu nejsou jednotné. F. Gerstner poprvé zjistil (r. 1802), že při vlnění se vodní částice pohybují po dráhách blízkých kruhovým zvaných orbity. Podle dvou nejčastěji zastávaných teorií je orbitální pohyb vodních částic vyvolán: a) nerovnoměrným pohybem vzduchových částic v čase i v prostoru, jímž jsou vytvořeny krátkodobé rozdíly v tlaku na části mořské hladiny, b) turbulentním pohybem vzduchových částic. Rozměry vln. Každou vlnu tvoří hřbet -a-4ípadlina (důl). Základní parametry vln jsou: 1. délka vlny, jíž je horizontální vzdálenost mezi dvěma hřbety, 251 2. výška vlnv, jíž je vertikální vzdálenost mezi nejvyšším bodem hřbetu a nejnižším boděnTTRTnTnásledující vpadliny, 3. perioda vlny, jíž je doba mezi přechodem dvou následujících hřbetů vln stejným bodéTr^--*^ 4. rychlost vlny, jíž je podíl délky vlny a její periody. Výška vln je nejčastějším měřítkem jejich velikosti a spolu s tvarem slouží k poznání typu vlnění. Nezávisí však jen na rychlosti větru. Dosahuje-li rychlost větru 120 km . h-1, mohou ojedinělé vlny na oceánu nabýt výšky až přes 25 m (známé maximum 35 m) při délce asi 450 m. Tak vysoké vlny jsou však výjimečné a četností převládají vlny o výšce do 15 m, jimž odpovídá délka 400—800 m, perioda přes 20 s a rychlost až 125 km . h_1. Výška vln závisí však i na délce rozběhu čili na velikosti plochy vodní hladiny, na kterou vítr působí. Proto jsou v zálivech, okrajových i vnitřních mořích výšky vln podstatně menší (v Severním moři maximum 9,5 m, v Baltském moři 5 m). Podle tvaru vln a příčin jejich vzniku se rozlišují vlny nucené a vlny volné. Prvé vznikají v oblasti přímého působení větru. Jsou komplexem interferujících jednotlivých systémů vln o rozdílných parametrech a směrech. V jejich uspořádání chybí jakákoli pravidelnost, což souvisí hlavně s intenzívní turbulencí v atmosféře. Ostré, krátké a vysoké vlny se rychle vytvářejí i zanikají a z plochých dlouhých vln může vzniknout při jejich rezonanci i ojedinělá á abnormálně vysoká vlna. Při postupu nucených vln do oblasti klidu v atmosféře se stává vlnění pravidelnějším, neboť vysoké a krátké vlny zaniknou, rychlejší a větší délkou předhoní kratší nebo je pohltí, čelo vln se vyrovnává a posunuje se za hranici vzniku nucených vln. Vzniká pravidelný systém vln s nižší výškou, ale s větší délkou a periodou a s pravidelnými oblými hřbety. To jsou již vlny volné. Přesto, že se jejich velikost od hranice oblasti s nucenými vlnami postupně zmenšuje, mohou putovat na vzdálenosti až tisíce kilometrů, mnohdy překonávají i šířku oceánů. Přibližně po 2000 km se jejich výšky zmenšují asi na polovinu, přičemž délky se nemění. V pobřežním pásmu oceánů a moří nastává kjľácení délky a zvětšování výšky vln. V hloubce rovné polovině délky vlny se orbitální kroužení vodních částic mění v nakloněnou elipsu. Hřbet ylňy se zostřuje, překlápí a l_áme$ Při lámání se do vody strhává vzduch způsobující i belaye"zabarvěni hřebene překlápějícího se do vpadliny. Na melkěm pobřeží může zlomení hřbetu proběhnout i vícekrát za sebou při zmenšující se výšce vlny (ztráta energie třením). Místo,tkde_se hřbet vln láme, se označuje názvem vlnolam (breaker). Je situován tam, kde hloubka vody dosahuje přibližně 4/3 výšky vlny. Na mělkých písčitých pobřežích bývají vlnolamem protáhlé písčité valy vzdálené od břehů několik desítek i set metrů, oddělené depresemi. Jsou samy výtvorem vln. Mohou jím však být i korálové útesy nebo skalnaté plošiny. Příbojový lom vln je tedy vždy ukazatelem mělčin, nebezpečných pro plavbu. Je-li vlnolam strmý a dosahuje až ke hladině, lomí se hřbet vysokých vln velmi prudce, vodní tříšť vystřikuje velmi vysoko a strhávaný vzduch vymršťuje celé vodní sloupce vysoko nad hladinu. Vzniká příbojový gejzír. Stejný efekt vznikne i na umělých vlnolamech nebo molech. Úder vln na takovou překážku je ohromný a působí tlakem až 30 tun na m2. Příbojové vlny vyhazují kameny až do výšky 40 m, přehazují balvany těžké až přes 3 tuny přes vlnolam, pohybují bloky o hmotnosti přes 60 tun a rozbíjejí betonové vlnolamy vážící stovky tun. Na pobřeží, kde čela vln probíhají šikmo k pobřeží či vlnolamu, dochází k jejich stáčení a přizpůsobování průběhu izobát nebo pobřežní čáry. Vzniká tzv. refrakce vln, při níž se energie vln koncentruje proti výběžkům pevniny a mělčinám (konvergence), zatímco v zálivech a všech podmořských depresích se rozptyluje (divergence). Zvětšení či zmenšení energie vln na pobřeží mohou ovlivňovat i mělčiny vzdálené na kilometry od pobřeží. Poznatky o konvergenci a divergenci vln se využívají při projekci všech staveb na pobřeží, včetně přístavů. Refrakce vln je i příčinou vzniku příbřežních proudů a pohybu plážového materiálu ve 252 směru šikmého nabíhání vln. Příbřežní proudy jsou vlnami stále přitlačovány k pláži, zesilují, ale v určitých místech se obracejí proti čelu vln a směřují od pobřeží do volného moře jako zpětný proud. Stejným směrem odnášejí štěrk a písek, který pak vytváří mělčiny vybíhající od pobřeží do moře. Zpětné proudy dosahují šířky jen desítek metrů. Rychlost příbřežních proudů dosahuje obvykle méně než 1 km za hodinu, výjimečně 4 až 5 km. I při tak malých rychlostech mohou však přenášet podél pobřeží velké množství jemného písku. Vlny mohou vznikat i na hranici dvou vrstev vody odlišných vlastností (hustoty, slanosti, teploty), všeobecně všude tam, kde jsou pohybující se masy vody horizontálně rozvrstveny. Mohou dosahovat i větších výšek než vlny na hladině, postupují však pomaleji. Na hladině jsou zjevné uspořádáním planktónu, suspenze nebo nečistot do pásů nad vpadlinami, tedy kolmých ke směru jejich pohybu. Stojaté vlny čili séše vznikají hlavně v zálivech a zátokách. Většina z nich nevzniká při náhlé změně tlaku na hladinu, ale v souvislosti s proniknutím normálního mořského vlnění do zálivu po refrakci vln a jejich rezonanci. Dlouhé vlny jsou všechny vlny o značné délce (desítky i stovky kilometrů) a dlouhé periodě (min. 5 až 12 h). Náleží k nim tsunami a výčasové vlny (příliv a odliv). Tsunami je japonský název znamenající „dlouhé vlny v přístavu". Používal se pro ně podle příčin vzniku i název zemětřesné vlny. Výčasové vlny jsou probírány podrobně v kursu matematické geografie, a proto se jimi nebudeme dále zabývat. Při tsunami je uváděna do pohybu celá vodní masa od hladiny až po dno, i když tvar vlny se pohybuje v horizontálním směru podobně jako tvar eolické vlny. Délka vlny dosahuje 130 až 300 km a výška na volném moři jen několik decimetrů až 1 metru. Při přechodu do šelfového moře se výška vlny zvětšuje a při pobřeží může dosáhnout až několika desítek metrů, výjimečně i přes 100 m. Je závislá na tvaru pobřeží a zvětšuje se v zálivech a estuáriích. Rychlost tsunami vzrůstá s hloubkou oceánu. Při střední hloubce 4000 m může dosáhnout až přes 700 km . h-1, výjimečně až 1000 km. - Tsunami vzniká nejčastěji jako důsledek podmořského zemětřesení a sopečné činnosti, méně často po sesuvu ohromných mas sedimentů na pevninském svahu nebo pobřežních svahů pevniny. Poněvadž podmořským zemětřesením bývají postiženy nejsilněji a nejčastěji dna při hlubokomořských příkopech, jsou postiženy tsunami nejvíce břehy Tichého oceánu v blízkosti seizmicky nejaktivnějších příkopů. Vlny však proběhnou celým oceánem a pustoší pobřeží vzdálená i tisíce kilometrů od zdroje. Pobřeží Japonska je postihováno v průměru jednou za 300 let vlnami o výšce 30 m. Při výbuchu sopky Krakatau při pobřeží Indonésie v r. 1883, jímž byl rozmeten celý její vrchol až pod hladinu oceánu, vznikla tsunami 40 m vysoká, dostihla za několik minut pobřeží Jávy a Sumatry a doznívala až v Tichém oceánu na vzdálenost 18 000 km. Do souvislosti se vznikem tsunami explozí vulkánu na ostrově Théra (Santorin) v Egejském moři se klade i zánik minojské kultury na Krétě a zpustošení mnoha částí Středozemního moře vlnou o výšce asi 100 m. Příčiny vzniku tsunami jsou sice známy, ale podmínky jejich vývoje zůstávají stále nejasné. Nevznikají totiž po každém podmořském zemětřesení a výška vln je proměnlivá jak v prostoru, tak i v čase. Může být transformována reliéfem dna šelfu i hlubších částí oceánu, ale i z jiných dosud neznámých příčin. Ze záznamů o podmořském zemětřesení vyplývá, že tsunami vzniká v průměru jen v jednom z dvaceti jeho případů. Protože každá větší tsunami má katastrofální následky na pobřeží, byla zřízena mezinárodní varovná služba. Ta je tvořena sítí seizmografických stanic registrujících podmořská zemětřesení a sítí automatických měřičů hladiny zaznamenávajících i malé odchylky. Protože epicentra nejčastěji se vyskytujících podmořských zemětřesení jsou blízko pevnin nebo hustě obydlených ostrovů (srovnej polohu hlubokomořských příkopů), musí být varování i záchranné akce velmi rychlé. 253 3.10.7 MOŘSKÉ PROUDY Kromě periodických proudů vyvolaných vlněním a dmutím a vyvinutých většinou jen při pobřeží a v řetězech ostrovů se uskutečňuje v oceánech i mořích trvalý přenos vody v ohromném množství a na velké vzdálenosti mořskými proudy. Ty jsou vyvinuty ve všech oceánech iTnončnľ'V oceánech' f von celé systémy, zákonitě uspořádané i zákonitě se vyvíjející. Jejich existence ovlivňuje nejen některé chemické (salinitu), ale i fyzikální vlastnosti vody (teplotu), vlastnosti ovzduší nad hladinou i nad pobřežními částmi pevnin. Trestože existence mořských proudů je známa jíž z dob starověkých mořeplavců a oceánských proudů z dob velkých geografických objevů, výzkum proudů není dosud zdaleka • ukončen. Rozvíjí se mezinárodní spolupráce nejen na výzkumu významnějších proudů (Golfského, Kuro-šio aj.),ale i proudů při pobřeží a v úžinách, neboť tam mohou být jako bohaté a stálé zdroje energie využívány. Jsou významné i pro plavbu, pro přenos sedimentů i odpadních produktů. Mořské_proudy nejsou, jak se tradovalo, stabilní homogenní toky, ale spíše dílčí, různou rychlostí se pohybující jazyky proudů, mezi nimiž mohou být i prjotiproudy_ a víry (pří-loha 16). Trasyvelkých proudttlTe~möhöu měnit nejen v průběhu sezóny, ale i v průběhu dne, ba i několika minut. Na mapách jsou zaznamenány spíše průměrné nebo nejčastěji se vyskytující směry proudění. Jejich družicové snímkování velmi přispělo k jejich dokonalejšímu poznání. Hlavními příčinami vzniku proudění a proudů mohou být: 1. větrné proudění v přízemních vrstvách atmosféry souvisící s celkovou cirkulací ovzduší naZerm.iťůsoEěním pravidelných a stálých větrů vznikají nucené proudy zvané driftovč; '""^X^odlisnájtepjpta a salinita částí oceánských mas vody; 3. cělíová bilance oběhu vody nad oceány a moři jako výsledek vzájemné výměny vody mezi oceány a pevninou i mezi oceány a jejich částmi; 4. setrvačnost driftových proudů (volné proudy); 5. vyrovnávání úbytku _yody_přítokem ze sousední oblasti (vyrovnávací čili kompenzační protiproudy); 6. vlnění a slapové jevy, vyvolávající periodické proudy při pobřeží nebo mezi řetězy ostrovů (příloha 18, 19, 20).--------------------- Směr proudů je často silně ovlivněn rozložením pevnin, tvarem pobřeží, reliéfem mořského dna a rotací Země. Ta se projevuje jednak tím, že při otáčení Země od západu na východ se centra okruhů proudů posouvají do západní části oceánů, jednak uchylováním proudů tekoucích meridionálním směrem (Coriolisova síla). Švéd Ekman odvodil model uchylování proudů, tzv. Ekmanovu spiráluTTodle^něho se~povrchový proud na severní polokouli uchyluje o 45° doprava a má rychlost přibližně 1,5 % rychlosti větru. Třením vody se směr proudění s narůstající hloubkou uchyluje doprava a zmenšuje se i rychlost. Podle Ekmanovy spirály proudí v určité hloubce (podle rychlosti větru) voda proti směru větru a má ještě rychlost 1/23 povrchového proudu. Při rychlosti 7 m. s_1 by byla tato hloubka v 60 m. Z toho lze usuzovat na hloubku dosahu povrchových proudů, která může být 150 m až 200 m. Tato hloubka proudů vyvolaných větrem byla potvrzena i měřením. Mohutnost každého mořského proudu mohou vyjadřovat množstvíj/ody, které proud přenese za jednotku času, šířka proudu a jeho rychlost. Pro informaci jsou uvedeny v tab. 3.6 parametry největších známých proudů v jednotlivých oceánech. Z jejich hodnot je zřejmé, že množství mořské vody přenášené proudy je ohromné. Známým Golfským proudem se přenáší na velké vzdálenosti asi šedesátkrát více vody, než přivádějí všechny řeky světa do světového oceánu, nebo čtyřistakrát více, než v průměru přivádí nejvodnější řeka Amazonka do Atlantského oceánu. Rychlosti proudů též dosahují nebo přesahují rychlosti proudění v říčních korytech (2,0 až 2,5 m . s-1). V systémech mořských proudů jednotlivých oceánů jsou jisté shody, souvisící se stálým M 254 systémem větrného proudění, které je hlavní hnací silou proudů. Společným znakem Tichého, Atlantského a jižní poloviny Indického oceánu jsou anticyklonální koloběhy v tropických a subtropických šířkách a cyklonální koloběhy v severních mírných a jižních vysokých zeměpisných šířkách. V severní části Indického oceánu je podobný koloběh narušen nejen existencí pevninské obruby Asie v tropických šířkách, ale i sezónním monzunovým prouděním vzduchu. V Severním ledovém oceánu je anticyklonální koloběh vod vyvinut v polovině přiléhající k břehům Severní Ameriky a východní Asie, cyklonální v části mezi Severní zemí a Grónskem. Ve vysokých zeměpisných šířkách, kde je rozložení pevnin a oceánů na obou polokoulích odlišné, je i systém proudů rozdílný. V Atlantském oceánu je vyvinut v pásu pasátových větrů Severní rovníkový a Jižní rovníkový proud a mezi nimi v pásu rovníkových tišin Rovníkový protiproud, nazývaný u břehů Afriky proud Guinejský. Jižní rovníkový proud naráží na klínovitý tvar jihoamerického kontinentu a rozděluje se na dvě větve. Severní překračuje rovník, spojuje se se Severním rovníkovým proudem v Guayanský proud. Jeho jižní část proniká průlivy Malých Antil do Karibského moře jako Karibský proud a odtud Yucatánským průlivem do Mexického zálivu. Severní větev směřuje na sever od Malých Antil jako Antilský proud, tekoucí dále k západu. V Mexickém zálivu vzniká při stálém pasátovém proudění vzduchu nahromadění vod, hladina je v něm poněkud výše než v Atlantském oceánu a tak účinkem energie polohy dochází k výtoku vod Floridským průlivem v podobě známého Golfského Tabulka 3.6. Parametry největších mořských proudů. Podle Z. Kukala, 1977. Proud Množství přenesené vody mil. m3. s_1 Šířka km Rychlost km.h-1 Atlantský oceán Floridský ' 1 Golfský '-■ až 80 15- 20 3,70-9,00 80 200 2,90-5,40 Severoatlantský 15 1,80 Guinejský 10 2,16 Guayanský 8 2,34 Brazilský 5 100 1,08 Benguelský 15 500 0,90 Severní rovníkový a Jižní rovníkový 1-30 300-1000 0,72 Rovníkový protiproud 1-60 300- 500 1,08 Spodní rovníkový proud 40 300 3,60 Severní ledový oceán Labradorský 6 50- 100 0,90 Východogrónský 3 500 1,08 Tichý oceán Kuro-šio 50 100 7,20 Kurilský (Oja-šio) 7 50- 100 1,80 Aljašský 15 1,08 Kalifornský 10 500 Severní rovníkový a Jižní rovníkový 45 1000 1,80 Rovníkový protiproud 30 500 0,36-2,16 Peruánský 20 1 000 0,72-2,16 Východoaustralský 25 100 1,80 Indický oceán Agulhaský 20 100 0,72 Proud Západních větrů 100 1000 0,72 255. proudu, nazývaného v úžině proud Floridský. Ten se dále na severu spojuje s Antilským proudem a vytváří složitý systém proudů, které meandrují a pronikají až do blízkosti Newfoundlands kde se štěpí do mohutných vírů (příloha 16). Tam se střetává se studeným Labradorským proudem vytékajícím z Baffinova zálivu a přinášejícím velké množství icebergů a ledových ker. Podle nových oceánografických výzkumů Golfský proud v oněch vírech zaniká, jeho vody se obracejí jako svrchní a spodní proudy nazpět k Floridě. Avšak asi na 40° s. Š. začíná Severoatlantský proud, jehož hnací silou jsou převládající jihozápadní větry na okraji stálé azorské anticyklony. Protéká napříč celým Atlantským oceánem, dostává se do pásma převládajících západních a jihozápadních větrů na okraji stálé islandské cyklony, proniká do Norského moře (Norský proud) a podél pobřeží Skandinávie na sever až do Barentsova moře. Tam klesá pod lehčí a méně slané vody a ponořuje se postupně až na dno Severního ledového oceánu. Celý systém Golfského a Severoatlantského proudu dosahuje od Floridy až po Novou Zemi délky 10 000 km. Jeho teplota klesá z 25—28 °C u Bahamských ostrovů na 3—2 °C u Severního mysu Skandinávie. Proto Barentsovo moře podél pobřeží poloostrova Koly nezamŕza. Na západ od Hebrid se odděluje od Severoatlantského proudu silná větev Irmingerova proudu, který teče podél jižního pobřeží Islandu, částečně proniká i do Grónského moře, pokračuje podél jižního j>obřeží Grónska až do Baffinova zálivu. Druhou odnoží Severoatlantského proudu je Spicberský proud, zanikající ve studeném Východogrónském proudu. Třetí odnoží východní částí je Kanárský proud. Teče podél východního okraje stálé azorské tlakové výše a splývá se Severním rovníkovým proudem, uzavíraje tak velký koloběh vody v tropických šířkách. Západní odnože Severoatlantského proudu pronikají do vyšších zeměpisných šířek, projevují se jako teplé proudy a ovlivňují příznivě i teploty vzduchu na jižním pobřeží Islandu a Grónska. Kanárský proud však směřuje z vyšších do nižších zeměpisných šířek, jeho voda je chladnější než vody okolního oceánu, a proto bývá označován jako studený proud. I ten se projevuje v teplotách vzduchu pobřeží pevnin a ostrovů (Kanárských), zmírňuje vysoké teploty na souši, ale zvyšuje ariditu. Studené mořské proudy v severní části Atlantského oceánu (Východogrónský a Labradorský) jsou vyvinuty v souvislosti s celkovou bilancí oběhu vody v Severním ledovém oceánu, ale jejich trasy sledují převládající proudění vzduchu v řídících tlakových útvarech. Na jižní polokouli se druhá větev Jižního rovníkového proudu obrací od brazilského břehu na jih v souladu s prouděním vzduchu v západní části stacionární anticyklony tropických šířek a jako Brazilský proud teče až k La Platě. Odtud pokračuje jedna část podél pobřeží, druhá se stáčí na východ a spojuje se s tzv. Jihoatlantským spojovacím proudem. Na jih od něho je proud Západních větrů obepínající celou Antarktidu. Mezi ním a jejím pobřežím převládá cyklonální směr proudů. Jihoatlantský spojovací proud pokračuje u západních břehů Afriky jako Benguelský proud, který uzavírá jižní okruh proudění. Působí výrazně jako studený proud se všemi důsledky na klimatické poměry pobřežní části Afriky (poušť Namib). Další odnož studeného proudění proniká podél jižního pobřeží Jižní Ameriky jako Falklandský proud. V Tichém oceánu je systém proudů podobný a v teplých klimatických pásech mají i shodné pojmenování (Severní rovníkový, Jižní rovníkový proud a Rovníkový protiproud). Při daleko větším rozsahu Tichého oceánu v těchto šířkách jsou i systémy proudů rozsáhlejší svou délkou. Severní rovníkový proud, dlouhý 14 000 km, se před obloukem Filipín rozděluje na severní větev, směřující k Japonsku, a jižní, směřující k Nové Guineji, kde se spojuje s Jižním rovníkovým proudem. Přestože je rozdělením na severní polokouli oslaben, proniká podél ostrovů Tchaj-wan a Rjúkjú a stáčí se k východu jako mohutný a rychlý proud Kuro-šio. Ten pokračuje až ke 30° s. š. a 145° v. d., kde se stáčí k východu a přechází v Severní tichomorský proud. Menší větve proudu Kuro-šio pronikají 256 Korejským průlivem do Japonského moře a podél východních břehů Japonských ostrovů na sever až k 45° s. š., kde se střetávají se studeným Kurilským proudem zvaným též Oja-šio. Severní tichomorský proud se dělí ve východní části Tichého oceánu na severní větev proudu Aljašského a jižní větev proudu Kalifornského. Aljašský proniká úžinami mezi ostrovy Aleut až do Beringová moře. Kalifornský proud se stáčí podél východního okraje havajské anticyklony k jihu a pak k západu, splývá se Severním rovníkovým proudem a uzavírá velký anticyklonální koloběh v této části oceánu. Klimatické účinky má analogické jako Kanárský proud. V Beringově moři je kolem aleutské tlakové níže vyvinut systém proudů poměrně slabých, a to patrně i pro nedokonalé spojení se Severním ledovým oceánem. I zmíněný studený Kurilský proud, vyvinutý výrazněji v zimě, kdy mohutní aleutská tlaková níže a zesiluje se i systém větrného proudění, vzniká spojováním slabších větví cyklonálního systému proudů v Beringově moři. Jižní rovníkový proud se u břehů Nové Guineje a Austrálie odvrací na jih, proniká do Korálového moře a odtud jako Východoaustralský proud na jih k Jižnímu ostrovu Nového Zélandu, kde se dostává do oboru západních větrů, spojuje se s další větví Jižního rovníkového proudu a nakonec splývá s proudem Západních větrů. Z něho se u břehů Jižní Ameriky odštěpuje mohutná větev studeného Peruánského proudu (též Peruánsko--Chilský, Humboldtův). Ten uzavírá přechodem do Jižního rovníkového proudu anticyklonální okruh proudů jižní poloviny Tichého oceánu. Složitější stavba dna oceánu v západní části přiléhající k asijskému kontinentu, četnost ostrovů a okrajových moří přispívají k tříštění mohutného proudění v tropických šířkách, k pronikání četných menších odnoží do okrajových moří, kde dochází k jejich oslabování a zanikání. Část vod proniká dokonce mezi Velkými Sundami do Indického oceánu. V severní části Indického oceánu má proudění vody účinkem monzunů sezónní charakter. V zimě směřují proudy od Bengálskeho zálivu kolem Indie k africkým břehům, v létě je proudění opačné. Na jih od rovníku je vyvinuto v zimě mezipasátové proudění čili Rovníkový protiproud. V létě se mění v několik anticyklonálních uzavřených okruhů. V jižní polovině Indického oceánu je vyvinut Jižní rovníkový proud, který se u Madagaskaru rozděluje na severní větev, přecházející do Rovníkového protiproudu, a na jižní větev, protékající mezi Madagaskarem a africkou pevninou jako Mosambický proud, dále na jihu zvaný Agulhaský či Střelkový. U jižního okraje Afriky se účinkem převládajících západních větrů stáčí na východ, dosahuje australského pobřeží, kde se stáčí k severu jako studený Západoaustralský proud, který uzavírá velký anticyklonální oběh vody. Jižně od pevniny Afriky přitéká z Atlantského oceánu mohutný proud Západních větrů, s nímž splývá Agulhaský proud a z něhož se odštěpuje větev posilující Západoaustralský proud. Proud Západních větrů je ve všech oceánech složitý, neboť se s ním spojují četné odnože teplých proudů tropických koloběhů a oddělují se od něho četné větve směřující jako studené proudy k rovníku, ale i jako relativně teplé proudy k pevnině Antarktidy. Jeho existence v pásmu tzv. „řvoucí čtyřicítky" je podmíněna stálými silnými západními větry a volným spojením všech tří oceánů v těchto šířkách. Ve vnitřních mořích jsou vyvinuta proudění vlastní každému moři. Jejich systémy jsou ovlivněny rovněž převládající atmosférickou cirkulací, ale též rozdílnou slaností vod jejich částí a výměnou vody mezi nimi a přilehlými oceány nebo okrajovými moři, podmíněnou též rozdílnou slaností vody a celkovou bilancí oběhu vody. Ve Středozemním moři jsou vyvinuty okruhy proudů cyklonálního typu jak v západní, tak i ve východní části. V Gibraltarském průlivu probíhá intenzívní výměna vody podmíněná větší slaností stredomorských vod (38 až 40 °/0o) jako důsledku převahy výparu nad srážkami i přítokem říční vody. Povrchový proud atlantské vody teče za úžinou podél severních břehů Afriky a vysílá jazyky na sever do Ligurského a Tyrhénského moře (příloha 17). Pro silné odpařování vody z jeho povrchu slanější voda klesá a vytváří hlubinné proudění, 257 směřující nazpět k Gibraltaru. Část vody proudí vsak i Messinským průlivem do východní poloviny Středozemního moře. Podél africké pevninské obruby teče voda na východ, podél západních břehů poloostrovů v severní části moře na sever a podél všech východních břehů poloostrovů na jih. V Dardanelské a Bosporské úžině teče slanější voda Egejského moře jako spodní proud do Černého moře a z něho značně méně slaná voda (asi 15 °/oo) jako silný svrchní proud opačným směrem. V Černém moři je rovněž systém proudění cyklonálního typu v západní i východní polovině. Mezi oběma je přechodné pásmo s proudy pohybujícími se střídavě na sever a jih. Převažující málo slané vody při severním pobřeží Černého moře proudí podél rumunského a bulharského pobřeží k jihu a slanější vody podél tureckého pobřeží k východu. Výměna vody v Kerčské úžině má podobný ráz jako v Bosporské. Ubývající přítok říčních vod Donu a Kubáně způsobuje zesílení přítoku slaných vod do brakického Azovského moře, což má vliv zvláště na tamější, hlavně rybí faunu. V Dánském průlivu se uskutečňuje výměna slanějších vod Severního moře, které proudí při dně, a méně slaných vod Baltského moře, proudících při hladině. Rychlost povrchového proudu je 0,35—2,15 km. h-1. Ve vlastním Baltském moři má proudění cyklonální směr. Slanější vody proudí podél jižního pobřeží k východu (asi 12 °/oo) a méně slané podél švédského břehu k jihu. Vodní bilance Baltského moře je taková, že srážky a přítok říčních vod značně převyšují výpar. Proto je salinita vod značně nízká a v Botmckém a Finském zálivu, kam ústí mnoho řek, je voda brakická a na mnoha místech se používá i jako voda pitná. V Rudém moři je proudový systém složitější. Je ovlivňován jednak sezónními větry, jednak pasivní bilancí oběhu vody pro vysoký výpar (asi 2000 mm za rok) a zcela chybějící přítok říčních vod. V zimě při jihovýchodních větrech přitéká voda do moře při povrchu a proudí podél východního pobřeží k severu. V létě opačně vanoucí větry uvádějí do pohybu jen tenkou vrstvu vody při hladině (do Adenského zálivu), neboť pro silný úbytek vody výparem probíhá její doplňování trvalým prouděním vody v hlubší vrstvě Adenského zálivu. Těžší slaná voda se může udržovat v četných, vzájemně oddělených depresích (riftové pásmo), na jejichž dnech se vyskytuje i solanka. Hlubinné j>roudy netvoří ve světovém oceánu samostatný systém proudění, ale jsou spjaty s povrchovými proudy. Mohou kompenzovat úbytek vody při svrchní cirkulaci ^siupěm~vó3ních mas k hladině (východní části oceánů tropického pásu jižní polokoule, pobřeží Somálského poloostrova při letním monzunu apod.). Povrchové proudy mohou přecházet v hlubinné proudění při jejich větší slanosti (např. Severoatlánťský proud v Ba-rentsově moři), nižší teplotě nebo větším zakalení, které zvyšují hmotnost vody. Slanější vody klesají od hladiny v podobě jazyků, které se v hloubce pohybují na vzdálenosti až mnoha set kilometrů. Turbiditní proudy vznikají při zvýšeném množství rozptýlených částic prachu a písku na pevninském svahu nebo v podmořských kaňonech, odkud se pohybují daleko do hlubokomořských pánví. Proudění na dně prokazují mnohé jevy na mořském dně. Fotografické snímky zachytily na dně čeřiny, pohyb kalu zvířeného dosednutím kamery a činností organismů, čisté skalnaté dno bez sedimentů, erozní stopy kolem konkrecí. Bylo prokázáno rychlé střídání jílo-vitých a písčitých vrstev, způsobené turbiditními proudy (turbiditní sedimenty). Údaje o rychlostech hlubinných proudů jsou stále málo početné. Byly však zjištěny přímým měřenmri v hlubokomořských příkopech. V Mariánském příkopu, v místech blízkých největší změřené hloubce, J. Piccard a J. Walsh naměřili rychlost 3 cm. s_1. Nepřímým ukazatelem existence hlubinných proudů je i zvýšený obsah kyslíku ve vodě, který tam mohl být přinesen jen z vrstvy při hladině, neboť jiný zdroj kyslíku v hloubce není možný. Vertikální a horizontální pohyby hlubinných vod jsou vzájemně spjaty. Vody obvykle klesají téměř vertikálně a pak se pohybují při dně horizontálně. I jejich výstup je téměř vertikální. Podle obsahu kyslíku ve vodě Atlantského oceánu se dospělo k závěru, že studené 258 vody klesají v oblasti Antarktidy, zvláště ve Weddellově moři, a pohybují se jako hlubinný proud k rovníku (termická konvekce). V oblasti mezi Špicberkami a Grónskem klesají velmi studené vody (—1,4 °C v hloubce 2000 m) a tekou do severní části Atlantského oceánu. Velké množství studených vod teče i v hloubce Drakeova průlivu (+0,4 °C). Odhaduje se na 165 mil. m3. s-1, což je dvojnásobné množství unášené Golfským proudem. Pohyb odnoží hlubinného proudu k severu je ovlivňován reliéfem dna oceánu, avšak i přes značné změny ve směru se dostává studená voda od pobřeží Antarktidy až k Newfoundland-ské lavici, tedy na vzdálenost 11 000 km. V Tichém oceánu dotékají antarktické vody až k Aleutám. Výstupné proudy studených vod vynášejí kromě kyslíku i fosforečnany, samy jsou schopny při hladině absorbovat a udržet vetší množství kyslíku než vody teplé, a proto zvyšují výrazne produktivitu svrchních vrstev vody, a tím i počet organismu. Rozlehlé oblasti výstupných proudů jsou podél západních pobřeží kontinentů, zvláště pobřeží Kalifornie, Peru, Maroka, jižní Afriky a Západní Austrálie. Výstup vod tam probíhá téměř neustále. Jde o oblasti, kde jsou svrchní vody a mořské proudy odtlačovány od pobřeží větry vanoucími od pevniny. U mořských proudů se uplatňuje i Coriolisova síla, která je stáčí na obou polokoulích směrem k západu. Vystupující voda je o několik stupňů chladnější než okolní vody povrchových proudů. K pobřeží Peru pronikají periodicky i jazyky teplých vod Rovníkového protiproudu, přesahující o 6 až 7 °C teplotu okolních vod. Děje se tak hlavně v době kolem vánoc a podle symbolu vánoc se tento teplý proud nazývá El Nino. Může značně zesílit a pronikat až k 12° j. š. Vychyluje Peruánský proud z jeho normální dráhy a rychle probíhající změny fyzikálních i chemických vlastností vody způsobují masové hynutí planktónu i ryb (efekt El Nino). Sezónní vystupování hlubinných vod je příznačné zvláště při pobřežích monzunové Asie v letním i zimním období podle orientace pobřeží ke směru větru. Výstupné proudy lokálního zaměření jsou známé ze závětrných stran ostrovů a výběžků pevnin (např. v pásu pasátů), nad mělčinami a podmořskými horami a v systémech mořských proudů, které se na severní polokouli pohybují proti směru hodinových ručiček. Výstupné proudy chladných hlubinných vod mají pronikavý vliv nejen na faunu, jejíž rozvoj je podporován větším množstvím živin i kyslíku, ale i na klima přilehlých kontinentů. Obrovská produkce planktónu v jejich rozsahu je základem pro vysokou produkci ryb. Může se projevovat i ve složení sedimentů, v nichž je zvýšené množství organických látek, tedy hmoty pro možný vznik plynu a ropy. Účinek chladných výstupných vod na klima se projevuje zesílením aridity pobřežních částí přilehlé pevniny a vznikem četných mlh na rozhraní chladné vody a teplejší atmosféry. V ekvatoriálním pásu Peruánského proudu pronikají mlhy i nad přilehlý kontinent a jsou na pobřeží často jediným zdrojem vláhy. V horách vznikají kondenzací vláhy ze vzduchu málo nasyceného párami. Zesílení aridity klimatu je výrazné zvláště na chilském (poušť Atacama), západoafrickém (poušť Namib) a somálském pobřeží. Části oceánů, kde nastává výstupné proudění na místech rozestupování a odtlačování svrchních;vrstev vody větrem, se označují jako oblasti divergence a místa, kde se vody soustřeďují a klesají do hloubky, oblasti konvergence. Na jižní polokouli je vyvinuta subtropická konvergence kolem 40° j. š., kde teplejší vody přecházejí rychle do chladných polárních, a konvergence antarktická mezi 50 a 60° j. š., kde studené antarktické vody klesají pod teplejší subantarktické. 3.10.8 ZNEČIŠTĚNÍ VOD OCEÁNŮ A MOŘÍ Znečištění mořské vody je v jednotlivých oceánech, jeho částech, v okrajových a vnitřních mořích velmi rozdílné. Je závislé na tom, zda se na jejich pobřežích rozkládají nejvíce průmyslově vyspělé státy, zda jsou oblastmi intenzívní lodní dopravy a rozvinuté rekreace, 259 zda do nich ústí vodné řeky přinášející z rozlehlých Částí kontinentů velké množství znečišťujících látek, zda jsou oblastmi rozvinutého moderně prováděného lovu ryb a jejich okamžitého zpracování a zda dochází a v jakém směru a rozsahu k výměně vody mořskými proudy, které mohou znečišťující látky přenášet daleko od místa jejich původu. Obzvláště příznivé pro znečištění jsou uvedené podmínky v severní části Atlantského oceánu. K počtu nejvíce nebezpečných chemických znečišťujících látek podle mezinárodní konvence z konce roku 1972 o odvrácení znečištění moří odpadními látkami náleží ropa a její produkty, chlororganické pesticidy a některé těžké kovy, zvláště rtuť, kadmium a olovo. Množství ropy, které se dostává do světového oceánu za rok, se odhaduje asi na 10 miliónů tun. Její těžba vzrostla do roku 1980 asi na 3000 miliónů tun za rok, přičemž se intenzívně rozvíjela z kontinentálních šelfů. S tím souvisel i větší rozsah znečišťování, k němuž přispívaly i časté katastrofy velkých tankerů. Ropa a její produkty působí zhoubně na všechny články biologického řetězu, rychle narušují biocenózy, vytvářející se po tisíciletí. Povlaky z ropy a olejů porušují na povrchu vody výměnu energie, tepla, vláhy a plynů mezi oceánem a atmosférou. Nejsilněji jsou naftou znečištěny zálivy pobřeží v blízkosti přístavů, kde se tankuje ropa a její produkty a kde se ropa těží ze šelfu. Znečištění postihuje vrstvu vody do hloubky až 200 m. Odtud je ropa roznášena mořskými proudy i na velké vzdálenosti. V prostoru mořských proudů (např. Golfského, Severoatlantského a jejich odnoží) bývá největší koncentrace ropy v jejich okrajových částech a na místech zvíření (až 3 mg. I-1). Vertikální rozložení znečištění ropou je různé. V proudech omývajících pobřeží Evropy byly zjištěny maximální koncentrace ropy v hloubce asi 10 m, ale i v hloubce 50 m a menší při hladině a pod skočnou vrstvou. V Golfském proudu byly zjištěny největší koncentrace rovněž v hloubce 10 m, avšak v okolí Floridy byly vysoké koncentrace i v hloubce 300 až 500 m (větší 1 mg . I-1). V centrální části Atlantského oceánu severní polokoule bylo zjištěno silné znečištění v celé vrstvě vody do hloubky 100 m. Znečišťující látky unášené proudy se hromadí v jiných částech oceánů. V severní části Atlantského oceánu jsou těmito ohromnými skladišti Sargassové moře, Norské a Barentsovo. Orientační výpočty ukazují, že Golfským proudem je ročně unášeno asi přes 1 milión tun ropy a jejích produktů. Ze světové produkce rtuti okolo 10 tisíc tun za rok se celá polovina dostává rozličnými cestami do světového oceánu. Její přísun způsobil regionální i velmi nebezpečné lokální znečištění. V Japonsku při konzumování ryb z pobřežních vod znečištěných sloučeninami rtuti onemocněla řada lidí nemocí minamatu, zvýšená koncentrace rtuti byla zjištěna v rybách a ptácích u břehů Skandinávie, kam odtékají odpadní vody z celulózek a papíren, a v úhořích u pobřeží Nizozemí z vod Rýna. Značně jsou rtutí znečištěny svrchní vrstvy vody při pobřeží Portugalska, v průlivech Gibraltarském a La Manche (dvojnásobek přípustné koncentrace) a u pobřeží Irska, kde roste koncentrace s hloubkou a maximální je u dna. Značně nadnormativní koncentrace byly prokázány i ve východní a střední části Severoatlantského proudu a ve východní okrajové části Golfského proudu. Od východních břehů USA klesají vody znečištěné rtutí po sklonu šelfu a jsou uchvacovány západními jazyky Golfského proudu. Na místech, kde se vody znečištěné rtutí stýkají se studenými proudy Labradorským a Východogrónským, se koncentrace značně snižuje. Podobně jsou sloučeniny rtuti unášeny proudem méně slaných vod od jižních břehů Skandinávie do Severního moře a teplými mořskými proudy podél východních i západních břehů Japonska. Znečištění chlórorganickými pesticidy souvisí s poměrnou stálostí mnoha jejich druhů, takže se při aplikaci v zemědělství i v průmyslové výrobě dostávají z pevniny do moří ve velkém množství. V prostředí oceánů se ukládají v tukových tkáních ryb a mořských savců. Bylo zjištěno, že obsah pesticidů v rybách přímo závisí na množství jejich tukových tkání a vzrůstá úměrně se zvětšováním rozměru ryb a s úrovní koncentrace oněch látek ve vodním prostředí. V době po roce 1945 široce používané prostředky DDT byly rozneseny po celé Zemi, neboť se objevily i v játrech živočichů pobřeží Antarktidy, tedy na místech tisíce 260 kilometru vzdálených od míst jejich aplikace. Byly tam přineseny nejen mořskými proudy, ale i atmosférou. Podobně jsou roznášeny i sloučeniny olova, které se používá nejen ve výrobě, ale zvláště ve velkém množství jako antidetonační látky v tekutých palivech. Každým rokem se dostává do krajinné sféry více než 2 milióny tun oxidu olova ze spalovacích motorů. Koncentrace sloučenin olova se zvětšila za posledních 100 roků ve vrstvě grónského ledovce pětinásobně (2 mg . 1 '). Soli tetraetylolova jsou rozpustné ve vodě a za posledních 20—30 let se koncentrace olova zvýšila ve vodách oceánů na desetinásobek. K jejich rozšiřování přispívají mořské proudy. Nebezpečí chemického znečištění světového oceánu pro člověka, zvířenu i rostlinstvo se zvětšuje tím, že organismy mají schopnost akumulovat v sobě prvky a sloučeniny, které se nezúčastňují látkové výměny. Proto roste koncentrace olova, rtuti, pesticidů a jiných toxických látek ve vodních řasách, v tělech živých organismů, z nichž se dostávají i do těla člověka, který je posledním článkem potravinového řetězce. V tělech živých organismů mohou přeměnou původně netoxických látek vznikat nové sloučeniny, které se pro vyšší organismy mohou jevit jako toxické, vyvolávající smrtelná onemocnění. Ze závěrů dosavadních výzkumů znečištění vod světového oceánu vyplývá, že jak vnitro-zemní moře, tak i moře okrajová a některé volné prostory oceánů jsou znečištěny nad přípustnou normu. Pole znečištění ropou a jejími produkty, rtutí, olovem a pesticidy, která se rozšiřují od přístavů, míst vypouštění odpadních vod a ústí řek, se spojují účinkem mořských proudů ve volných částech oceánů. V prostoru světového oceánu je však rozložení znečišťujících látek nerovnoměrné, což souvisí s rozložením zdrojů znečištění, cirkulací vod i vlastnostmi oněch látek. Nejvyšší koncentrace jsou v pobřežních vodách, odkud jsou látky roznášeny, avšak i v relativně málo pohyblivých částech oceánů, kam jsou zanášeny proudy a kde se hromadí. 261 LITERATURA Alisov, B. P.3 Poltaraus, B. V.: Klimatologija. Moskva, Izdateľstvo Moskovskogo uni-versiteta, 1974, 298 s. Averkijev, M. S.: Meteorologie. Praha, Naše vojsko, 1954, 476 s. Barrows, H. H.: Geography as a human ecology. Washington D. C, Annals of the Association of American Geographers, 13, s. 1 —14. Blüthgen, J.: Allgemeine Klimageographie. Berlin, W. de Gruyter und Co., 1966, 720 s. Bott, M. P. H.: The interior of the Earth. London, E. Arnold, 1972, 316 s. Budyko, M. I.: Klimat i žizň. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1971, 471 s. BuDYKO, M. L: Issledovanija sovremennych izmenenij klimata. Moskva, Meteorologija i gidrologija, 1977 (11), s. 42-57. Budyko, M. L: Klimat v prošlom í buduščem. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1980, 351 s, Bulíček, J.: Povrchové vody v Československu a jejich ochrana. Praha, Academia, 1972. 354 s. Čebotarev, A. L: ObšČaja gidrologija. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1975, 344 s. Dub, O.: Hydrológia, hydrografia, hydrometria. Bratislava, SVTL, 1963, 485 s. Dub, O., Němec, J. a kol.: Hydrologie. Praha, SNTL, 1969, 379 s. Eimern, J. van: Wetter und Klimakunde. Stuttgart, E. Ulmer Verlag, 1971, 239 s. Fairbridge, R. W.: The Encyklopédia of Oceanography. New York. Ruský překlad: Okeanograŕičeskaja encyklopedija. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1974, 831 s. Flohn, H.: Neue Anschauungen über allgemeine Zirkulation der Atmosphäre und ihre klimatische Bedeutung. Bonn, Erdkunde, 1950 (4), s. 141 — 162. Fortak, H.: Meteorologie. Berlin, Darmstadt, C. Habel Verlagsbuchhandlung, 1971, 287 s. Frakes, A. L.: Climates trought geologic time. Amsterdam, Oxford, New York, Elsevier Scientific Publishing Company, 1979, 310 s. Geiger, R.: Das Klima der bodennahen Luftschicht. Braunschweig, F. Vieweg und Sohn. 1961, 646 s. Gerasimov, I. P.: Klimaty prošlých geologičeskich epoch. Moskva, Meteorologija i gidrologija, 1979 (7), s. 37-53. Guilcher, A.: Precis d'Hydrologie. Marine et continentale, Paris, 1979, 344 s. Hanzlík, S.: Základy meteorologie a klimatologie. Praha, NČSAV, 1956, 275 s. Hobbs, J. E.: Applied climatology, a study of atmospheric resources. London, Boston etc., Butterworths, 1980, 218 s. Hynie, O.: Hydrogeologie ČSSR, du I, Prosté vody. Praha, NČSAV, 1961, 562 s. Chrgijan, A. Ch.: Fizika atmosféry, tom I a II. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1978, 247 a 319 s. Chrómov, S. P.: Meteorológia a klimatológia. Bratislava, Vyd. SAV, 1968, 453 s. Chrómov, S. P., Mamontova, L. L: Meteorologičeskij slovar. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1974, 568 s. Klíma a bioklíma Bratislavy. Bratislava, Veda, 1979, 268 s. 262 Klimatičeskije charakteristiky zemnogo šara. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1977, 319 s. Kolars, J. F., Nystuen, J. D.: Physical Geography, Environment and Man. New York etc., Mc Graw-Hill Book Company, 1975, 344 s. Krejčí, J.: Profil rovnováhy jako základ studia říčních teras. Brno, Spisy Odboru československé společnosti zeměpisné v Brně, řada A 5, 1939. s. 1 — 144. Kříž, V., Kupčo, M., Sochorec, R.: Měření průtoků. Praha, HMÚ, 1979, 147 s. Kukal, Z. a kol.: Základy oceánografie. Praha, Academia, 1977, 510 s. Kuznecov, P. S.: Evolucija ponjatija predmeta fizičeskoj geografii. Saratov, Izdateľstvo Saratovskogo universiteta, 1961, 105 s. Lamb, H. H.: The changing climate. London, Methuen and Co., 1966, 236 s. L ja min, V. S.: Geografija i obščestvo. Moskva, Mysl, 1978, 309 s. Lvovič, M. L: Mirovyje vodnyje resursy i ich buduščeje. Leningrad, Mysl, 1974, 448 s. Markov, K. K. a kol.: Vvedenije v fizičeskuju geografiju. Moskva, Vysšaja škola, 1978, 182 s. Mat VĚJE v, L. T.: Kurs obščej meteorologii. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1976, 640 s. Mirovoj vodnyj balans i vodnyje resursy Zemlji. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1974, 638 s. Monin, A. S., Šiškov, J. A.: Istorija klimata. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1979, 407 s. Munn, R. E.: Descriptive Micrometeorology. New York, London, Academic Press, 1966, 245 s. Netopil, R.: Hydrologie pevnin. Praha, Academia, 1972, 294 s. Neuman, G.: Oceans Currents. Amsterdam, London, New York. Ruský překlad: Okean- skije tečenija. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1973, 357 s. Nosek, M.: Nové směry klimatologických klasifikací. Praha, Sborník ČSSZ, 1963 (68), s. 329-337. Oke, T. R.: City size and the urban heat island. London, Atmos. Envir, 1973 (7), s. 769 až 779. Okolowicz, W.: Klimatológia ogólna. Warszawa, Panstwowe Wydawnictwo Naukowe, 1969, 395 s. Paškang, K. V.: Prirodno-territorialnyje kompleksy i ich izučenije v kurse geografii srednej školy. Moskva, Prosveščenije, 1973, 160 s. Plachotnik, A. F.: Predmet i struktura učenija o geosistemach. Irkutsk, Doklady Instituta geografii Sibiři i Dalnego Vostoka, 1973 (39) s. 33-39. Rozental, M. M., ed.: Filozofický slovník. Bratislava, Pravda, 1974, 619 s. Sellers, W. D.: Physical climatology. Chicago, London, Ťhe University of Chicago Press, 1972, 272 s. Sergin, V. J., Sergin, S. J.: Sistemnyj analiz problémy boľšich kolebanij klimata i oled- nenija Zemlji. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1978, 279 s. Scherhag, R., Blüthgen, J., Lauer, W.: Klimatologie. Braunschweig, Georg Westermann Verlag, 1977, 185 s. ScHWERBEL, J.: Einführung in die Limnologie. Jena, Fischer, 1977, 191 s. Slabá, N.: Návod pro pozorovatele meteorologických stanic ČSSR. Praha, HMÚ, Sborník předpisů, sv. 7, 1972, 224 s. Smith, K.: Principles of applied climatology. London, Mc Graw Hill. Ruský překlad: Osnovy prikladnoj meteorologii. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1978, 422 s. SoČava, V. B.: Opredelenije nekotorych ponjatij i termínov fizičeskoj geografii. Irkutsk, Doklady Instituta geografii Sibiři i Dalnego Vostoka, 1963 (3), s. 50 — 59. Strahler, A. N., Strahler, A. H.: Elements of physical geography. New York, London, Sydney, Toronto, J. Wiley and Sons, Inc., 1976, 469 s. Strahler, A. N.: The earth sciences. New York, Evanston, London, Harper and Row, 1963, 681 s. 263 SvERDRUP, H. U., Johnson, M. V.,Fleming, R. H.: The oceans. Their physics, chemistry and general biology. New York, Prentice-Hall, Inc., 1946, 1060 s. ŠTÍ cha, V., Curev, A. G.: Vodárenství. Praha, SNTL, 1969, 499 s. Tarakanov, G. G.: Tropičeskaja meteorologija. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1980, 174 s. Terjung, W. H.: Climatology for Geographers. New York, Annals of the Association of American Geographers, 1976 (66/2), s. 199-222. The physical basis of climate and climate modelling. Stockholm, Report of the International Study Conference in Stockholm, GARP Publications Series, 1975, 268 s. Trefná, E., Reinhartová, J.: Stručná klimatografie světa pro leteckou a jinou dopravu. Praha, Dopravní nakladatelství, 1959, 159 s. Troll, C.: Luftbildplan und ökologische Bodenforschung. Berlin, Zeitschr. der Gesellsch. für Erdkunde zu Berlin, 1939, s. 198-241. Troll, Q: Landschaftsökologie (Geoecologie) und Biogeocenologie. Bucurest, Revue Roum. Géol. Géophys., Série de Geographie, 1970 (14/1), s. 9-18. Wechmann, A.: Hydrologie. Berlin, VEB Verlag für Bauwesen, 1963, 535 s. Weischet, W.: Einführung in die allgemeine Klimatologie. Stuttgart, B. G. Teubner, 1977, 256 s. Zverev, A. S.: Sinoptičeskaja meteorologija. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1977, 711 s. 264 REJSTŘÍK adiabata vlhká 62 — vzduchu suchého 61 aeroklimatologie 31 aerosol atmosférický 37 — — antropogenní 37 — — přirozený 37 agroklimatologie 31 albedo 48 amplituda teploty vody 180, 243 analýza systémová 24, 25 anticyklona viz výše tlaková aspekt geokomplexu 16, 17 asymetrie expoziční 121 atmogeosystémy 19 atmosféra 15, 18, 19, 23 — homogenní 76 — volná 40 — zemská 35 aureola 70 autoevoluce 15 autoregulace 12, 13 barva vody 232, 244 bažina přechodná 230 bifurkace 163 bilance oběhu vody 158 — radiační též b. záření 50 biogeografie 22 biogeosféra 19, 22, 23 biogeosystém 19 bioklimatologie 31 biomasa 14, 19 bod hyperbolický též neutrální 89 — rosný 66 bóra 91 brázda tlaku nízkého 80 břeh jesepní též nánosový, konvexní 173 — břeh výsepní též nárazový, konkávni 173 bolson 222 bríza 91 buňka konvekční 84 centrum atmosféry akční 82 coli-titr 236 cumulus industrialis 151 cyklon 110 cyklona centrální 113 — frontální 111 — termická lil čára frontální 95 — překročení 177, 182, 218 — průtoků 182 — vodních stavů f77 čas mobilizační 15 — relaxační 12, 13 činnost cyklonální 110 deformace proudění dynamická 84 — — termická 84 délka vlny 251 desublimace 68 děj adiabatický 61 diagram aerologický 116 difíuence 89 diferenciace území též teritoriální 20 doba ledová malá 139 — odezvy 12 doplněk sytostní 68 drsnost koryta absolutní 177 — — relativní 177 duha 70 dusičnany 233, 248, 249 dynamika geokomplexu 16, 22, 25 efekt atmosféry skleníkový 49 ekologie 23 ekotop 20 «pilimnion 227 epocha mezipluviální 135 — pluviální 135 •evaporace 65 evapotranspirace 65 cxosféra 40 exponent vodíkový pH 232, 247 extinkce 45 facie 20 faktor zákalový 46 — klimatotvorný 28, 120 fén 68 fosforečnany 234, 247, 248 fronta viz čára frontální 95 fungování geokomplexu 15 gejzír příbojový 252 geoekologie 21, 23 geografie fyzická obecná 21 ------regionální 22, 25 — — teoretická 21 geochora 20 geokomplex přírodní 10 — 17, 22, 23 geom 19, 20, 120 — vertikální 120 geokryologie 22 geomasa 14, 15 geomorfologie 22 geopotenciál 78 georeliéf 10, 11, 18, 22 geosféry 18, 25 geosystem 17—21, 23, 24, 120 — azonální 20 — planetární 17 — přírodní 25 — regionální 120 — zonální 20 geotop 20, 24 glaciál 135 glaciologie 22 gloriola 70 gradient barický vertikální 77 — teplotní suchoadiabatický 61 — teplotní vertikální 60 — teplotní vlhkoadiabatický 62 — tlakový celkový 79 — tlakový horizontální 79 — tlakový vertikální 79 heterosféra 37 hladina jader ledových 68 — kondenzace 68 — napjatá 206 — podzemní vody 206 — volná 206 hmota optická vzduchová 45 homeostáze dynamická 12 homopauza 35 homosféra 35 homotermie 227 hřeben tlaku vysokého 80 húlava 92 hustota mořské vody 244 — říční sítě 169 hydrogeosystémy 19 hydrografická křivka 165 hydroizohypsa 207 hydroizopieza 207 hydrografie 154 hydrometeor 38 hydrometrie 154 hydrosféra 18, 19, 23 — podzemní 204 hypolimnion 227 hypotéza astronomická 137 charakteristika povodí 164 chlorinita 246 chování komplexu 10, 24 chuť vody 232 iceberg též ledová hora 245 infiltrace břehová 207 insolace 42 intenzita vsakování 167 intercepce srážek 146, 167 interglaciál 135 interstadial 135 inundace 169, 172 inverze advekční 64 — jarní 64 — pasátová 106 — přízemní 64 — radiační 64 — sesedáním 64 — sněhová viz jarní — subsidenční viz sesedáním 64 — teplotní 62, 226 — ve volné atmosféře 64 ionizace vzduchu 40 ionosféra 40 izobara 79 izobáta 174, 224 266 jádra kondenzační 168 jádro Země 18 Jetstream viz proudění tryskové 38 jev meteorologický 27 jevy halové 70 jezera bezodtoká 220 — dystrofní 222 — eolického původu 222 — eutroŕhí 222 — hoiomiktní 222 — hrazená 220 — chladná 222 — karová 221 — konečná 220 — kotlinová 220 — krasová 222 — kráterová 222 — ledovcová 220 — meromiktní 222 — minerální 222 — odtoková 220 — oligotrofní 222 — pobřežní 222 — průtočná 220 — reliktní 220 — říční 221 — solná 222 — studená 222 — tektonická 220 — teplá 222 — údolní 220 — vulkanická 220 Kaibab plošina (USA) 13 kalnost 195 kapky oblačné 68 — zárodečné 68 kapacita půdy plná vodní 204 klasifikace klimatu genetická 123 — ...... konvenční 123 klima viz podnebí 28 — místní 30 — solární 42 — terénní 30 klimatologie aplikovaná viz užitá 31 — dopravní 31 — mezní vrstvy atmosféry 31 — obecná 31 — přízemní atmosféry 31 — technická 31 — užitá 31 — volné atmosféry viz aeroklimatologie 31 koeficient filtrační 217 — odtoku 163 — pórovitosti 210 — propustnosti atmosféry celkový 46 — puklinatosti 210 — variace 184 — zeslabení záření 45 kolmatace 207 komplex fyzickogeografický 13, 24 — geografický přírodní 10 — přírodní 9 — územní 10 — územní přírodní 10 konfluence 89 konstanta solární 42 kontinentalita klimatu teplotní 60 konvekce termohalinní 241 koróna 70 — zemská 40 koryto inundační 171 kouřmo 71 krajina 19, 20 kryogeosystémy 19 kryosféra 19 kryptoklima 30 krystaly oblačné 68 křivka překročení 189, 190 — základního odtoku 193 — zrnitosti 211, 212 křivolakost hydraulická 173 — orografická 173 kůra zemská 15, 18, 22 led půdní 204 — tabulový 245 — víceletý (pack) 245 ledová návrš (hummocks) 245 — tříšť 245 — hora (iceberg) 245 ledovce 14, 19, 22, 156 litogeosystémy 19 litosféra 19, 23 makroklima 31 makroklimatologie 31 mapa barické topografie absolutní 78 -----------relativní 78 — prognostická 119 meandry volné 174 — zaklesnuté 174 267 meliorace klimatu 141 metalimnion (skočná vrstva) 227 meteorologie synoptická 115 metoda hustoměrná 212 — odpovídajících průtoků 207 — plavící 212 — tendencí 212 metody fyzické geografie 9, 22—24 metr geopotenciální 78 mezivrstva adiabatická 142 — přízemní 142 mezoklima 30 mezoklimatologie 31 mezopauza 38 mezosféra 38 mikrobi coliformní 236 — saprofitičtí 206 mikroklima 30 — porostové též vegetační 145 mikroklimatologie 31 mlha advekční 71 — přízemní 71 — radiační 71 — vysoká 71 — z vypařování 71 mocnost zvodné 206 model 18-21, 24 — odvětvový 18, 19 — polysystémový 20 — teritoriální 20 modelování 24 Mohorovičičova diskontinuita 18 moře okrajové 237 — středozemní 239 — vnitřní 237 nadloží nepropustné 206 napětí nasycení 66 — vodní páry viz tlak vodní páry 66 niva 171 nivelace barometrická 77 níže tlaková 80 období malého optima klimatického 139 oběh energie 14, 15 — hmoty 14 — vody malý 157 — vody velký 157 objekt fyzické geografie 9 objem odtoku též množství odtoku 161 objem povodně 193 oblačnost 70 oblak 68 oblaka perleťová 38 — stříbřitá též světélkující 38 oblast bezodtoková 156 — divergence vod 259 — konvergence vod 259 — odtoková 156 — subtropická vysokého tlaku 82 obsah vodních oblaků 68 obvod omočený 175 odchylka decilová 182, 184, 218 odtok plošný též ron 168 — specifický 162 odraz difúzni 45 odumírání cyklony 192 okno atmosférické 49 oko cyklony 110 optimum klimatické postglaciální 136 orbita 251 organismy saprofilní 235 — saprogenní 235 orkán 110 osa roztažení 89 — stáčení 89 — údolní 171 ostrov města tepelný 150 ozónosféra 36 oxidovatelnost vody 232 pack též led víceletý 245 pach vody 232 paleoklimatologie 133 paleogeografie 21 pánev artéská 207 paradigma 21 parametr drsnosti viz výška drsnosti 143 pás klimatický 123 — Země radiační 40 pásmo mezosaprobní 235 — oligosaprobní 235 — polysaprobní 235 — nasycení či saturace 203 — provzdušnění či aerace 203 — zvodnělé či zvodeň 203 — tišin rovníkových 106 pásmovitost klimatická šířková 120 — šířková 20, 24 pata povodňové vlny 192 pedogeografie 22 pedosféra 19, 22 268 perioda vlny 252 permafrost 19 pH-pufr též karbonátový cyklus 250, 251 pH-statt 250, 251 píšťala Rangova 215 plášť Země 18 plaveniny 194 plocha izobarická 78 počasí 27 podloží nepropustné 206 podnebí 28 pokryv sněhový 16 pole barické též tlakové 78 — deformační 84 poloměr hydraulický 175 poměr směsí 66 potenciál energetický systému 54 poušť 20 — mořská 244 povětrnost 28 povodí 163 — pérovité 169 povrch aerodynamický hladký 83 — aktivní 28 — komplexu 10 pramen vody epizodický 209 — hladový 202 — občasný 209 — periodický 209 — puklinový 209 — rozptýlený 209 — sestupný 209 — soustředěný 209 — stálý 209 — studený 210 — suťový 210 — teplý 210 — termální 210 — vauclusní 209 — vlažný 210 — vrstevný 209 — výstupný 210 — vzdutý 210 prediktant 119 prediktor 119 proces klimatotvorný 28 — pseudoadiabatický 63 profil řeky podélný 169 — průtočný 175 prostředí geokomplexu 10 proud Agulhaský též Střelkový 257 — Aljašský 257 — Antilský 255 — Benguelský 255, 256 — Brazilský 255, 256 — Falklandský 256 — Golfský 255 — Guayanský 255, 256 — Guinejský 255 — hlubinný 258 — Hurnboltův též Peruánský 255, 257 — hustotný 195 — Irmingerův 256 — Jižní rovníkový 255, 256, 257 — Kalifornský 255, 257 — Kanárský 256 — Karibský 255 — Kurilský též Oja-šio 255, 257 — Kuro-šio 255, 256 — Labradorský 256 — Mozambický 257 — nucený též driftový 254 — Peruánský 255, 257 — příbřežní 252 — Severní rovníkový 255—257 — Severní tichomorský 255, 256 — Severoatlantský 255, 256 — Střelkový 255, 257 — Špicberský 256 — turbiditní 258 — volný 254 — Východoaustralský 255, 257 — Východogrónský 255, 256 — výstupný 259 — Západních větrů 255, 257 — Západoaustralský 257 — zpětný 253 proudění anabatické 91 — filtrační 205 — katabatické 92 — konvekční hydrostatické 226 — konvekční termické 226 — laminární 83, 217 — mezipasátové 257 — tryskové 38 — turbulentní 83, 180, 217, 242 proudnice 84 průliv 239 — Gibraltarský 257 — Bosporský 258 — Dánský 258 průměr klouzavý též pohyblivý 191, 219 269 průtok 161, 182-193 prvek disharmonický 12 — harmonický 12 — komplexu 10, 11, 12 — meteorologický 27 — reliktní 12 předpověď hydrologická 200 — hydrometeorologická 200 — hydrometrická 200 — hydrosynoptická 200 příroda druhá 11, 25 půda 10, 11, 14, 16, 17, 19 půda dlouhodobě zmrzlá 17, 19, 22 radiosonda 24 rameno říční mrtvé 171 refiakce paprsků 43 — vln 252 regenerace cyklony 113 retence povodí 168 režim vodní též hydrologický 161 rok hydrologický 163 ron též odtok plošný 168 rovnice barometrická 77 — Darcyho 217 — Chézyho 217 — plynů stavová 75 — prognostická 118 — regresní prognostická 119 — statiky atmosféry základní 77 rovník teplotní 242 rovnováha geokomplexu 12, 13, 16, 17 rozptyl aerosolový 43 — molekulární 43 — Rayleighův 43 rozvodnice též rozvodní čára 163 rybník nebeský 223 rýha erozní 168 rychlost kritická filtrační 217 — povodně 193 — vlny 252 salinita 246 samočisticí schopnost vody 236 saprobionti 235 sapropel 14 sedlo barické 60 sektor cyklony teplý 111 série cyklon 113 séše též vlny stojaté 225, 253 sféra fyzickogeografická 17—19, 21—24 schopnost akumulační povodí 167 — retenční povodí 168 sírany 233 síť říční též soustava říční 169 sklon povodí 165 slapy atmosféry 82 slatina 229 složka komplexu 9—11, 19, 23 smog 121 smršť 92 součinitel odtoku též koeficient odtoku 163 spirála Eckmanova 89, 254 splaveniny 195 spojení hydraulické 206 srážky horizontální 72 — vertikální 71 stadial 135 stadium cyklony mladé 112 stanice aerologická 34 — klimatologická 32 — meteorologická 31, 32 staničení 169 stav bdělosti 199 — normální 199 — ohrožení 199 — pohotovosti 199 — povodňový 199 — přípravy 199 step 20 stín červený 146 — srážkový 74 — zelený 146 stratifikace obrácená 226 — přímá 226 stratopauza 38 stratosféra 38 strop artéský 207 struktura fyzické geografie 21 — geokomplexu 10, 15, 16, 24 — územní 9 stupeň barický 77 — — horizontální 79 — vývoje toku 169 stupňovitost klimatická výšková 120 sub vrstva laminární 142 superinterglaciál 141 suspenze anorganická 245 — organická 245 systém ergodický 29 — geografický 17 — karbonátový 254 270 — klimatický 28 — neergodický 29 — netranzitívní 29 — pseudonetranzitívní 29, 30 — tranzitívni 29 šot 222 tajfun 110 tajga 17, 29 teorie systémů obecná 17 teplice 210 termosféra 28, 39 termy též vřídla 210 tlak atmosférický 75 — barometrický 75 — vodní páry 66 tok 11, 12, 15 tok tepla do podloží aktivního povrchu 54 ------latentní 54 ------turbulentní 54 topoklima viz klima terénní 30 tornádo 92 transpirace 65 tromba 92 tropopauza 38 troposféra 37, 38 trvání povodně 192 tundra 20 turbulence v ovzduší 90 tvar povodně 192 tvrdost vody 232 třídy čistoty vody 235 tsunami též vlny dlouhé 253 typ cirkulace 114 — — zonální 114 — počasí radiační 54 pí údolí říční 171 — suché 171 údolnice též údolní osa 171 ukončení povodně 192 umoří 156 uragán 110 úroveň chorická 20 — regionálni 20 — topická 20, 21, 24 území inundační 171 val břehový 171 vazby 9-15, 21 věnec viz koróna 70 větry horské 91 — údolní 91 vítr 85 — cyklostrofický též gradientovy 87 — geostrofický 87 — ledovcový 92 — prachový 92 vláha půdní 203 vlhkost absolutní 66 — poměrná též relativní 66 — specifická 66 vlnění eolické 251 vlnolam též breaker 252 vlny dlouhé též tsunami 253 — nucené 252 — stojaté též séše 225, 253 — volné 252 voda adhezní též adsorpční 203- /»^ařtéškT207 ~^ 2ÚverniiiĽ202 kapilämi_2pT -^"krasová 209 — podpovrchová 202 w — podzemní 202 f — průlinová 203 ß — puklinová 205, 208 — skropná 146 — vadózní 202 — vsakuj í cí 204 vodní stav 177, 178 vodnost oblaků viz obsah oblaků vodní 68: vrchoviště 230 vrstva atmosféry planetární mezní 40 ------přízemní 40, 142 — inverzní celková 142 — izotermická celková 142 — planetární mezní 40 — Prandtlova viz atmosféry přízemní 40 — přízemní inverzní 142 — přízemní labilní 142 — skočná též metalimnion 227, 242. vřídlo též terma 210 vydatnost pramene 209, 216 výměna konvekční 61 výpar 157, 158, 166 výparnost 66, 166 výše tlaková 80 výška drsnosti 143 — odtoku 162 — vlny 252 271 — výstupná negativní 206 — výstupná pozitivní 206 výšková stupňovitost 20, 21 vyvěračka 209 vývoj geokomplexu 16 vyzařování efektivní 49 výzkum fyzickogeografický 22—24 vzorec Bougueův 45 — Chézyho 218 — Lambertův 45 Willy - Willies 110 zákal 71 — vody 231 zákon Darcyho filtrační 217 — Rayleighův 44 zákony Fourierovy 56 záliv 239 zamrz řeky 178 zápoj 11 záření atmosféry zpětné 49 — celkové též globální 47 — krátkovlnné 49 zásoba 14, 15 zátoka 239 zdroj vodnosti řek 182 zdrojnice 169 znečištění atmosféry tepelné 121 znečištěniny primární 121 — sekundární 121 zplošťování povodňové viny 172 zrychlení konvekční 61 zvodeň též zvodnělá vrstva 206 zvrstvení indiferentní též neutrální 62 — instabilní též labilní 62 — stabilní 62 — vlhkolabilní 63 272 «frzická geografie 1 ROSTISLAV NETOPIL RUDOLF BRÁZDIL JAROMÍR DEMEK PAVEL PROSEK Obálku navrhl Jiří Novotný Vydalo Státní pedagogické nakladatelství, n. p., v Praze roku 1984 jako svou pubfikaci č. 66-01-17/1 Edice Učebnice pro vysoké školy Odpovědná redaktorka Jaroslava Běsíkova Výtvarná redaktorka Dana Sušanková Technická redaktorka Jana Tarantová Z nové sazby písmem Plantin vytiskl Tisk, knižní výroba, n. p., Brno, závod 3, Český Těšín Formát papíru 70/100 — Počet stran 273 — obrázků 119 AA 29,92 (22,83 textu a 7,09 grafiky) - VA 30,95 - Náklad 3 500 výtisků Tematická skupina a podskupina 02/69 1. vydání Cena vázaného výtisku Kčs 37,00 104/21,852 14-383-84 Kčs 37,00