4. Podnebí
Podnebím - klimatem rozumíme dlouhodobý stav a roční chod povětrnosti. Klima se formuje v krajinné sféře Země. Na vzniku klimatu se podílejí klimatotvorné faktory, kterými jsou jak vlastnosti Země jako kosmického tělesa, rozložení pevnin a oceánů, tak charakter mořského a atmosférického proudění, vlastnosti reliéfu a nakonec také všechny ostatní složky krajinné sféry, tedy disponibilní energie (99,98 % pochází ze Slunce), voda, horniny, půdy a biota a jejich prostorové rozmístění. Výsledkem spolupůsobení všech faktorů je konkrétní vláhově energetická bilance v daném místě, od níž se odvíjí charakter podnebí a všech ostatních vlastností krajiny. Význam, role a intenzita působení těchto složek se od místa k místu, od regionu k regionu mění, jejich vzájemný poměr je proměnlivý v prostoru a v čase.
Oblasti blízko rovníku bývají horké a vlhké, na pólech bývá chladno a poměrně sucho. Ve středních šířkách zase panuje mírné podnebí, chladnější než na rovníku a teplejší než na pólech. Tyto obecně platné modely ovšem ovlivňuje mnoho faktorů. Britské ostrovy například leží ve stejné zeměpisné šířce jako Labrador, jejich podnebí se ale výrazně liší. Teplý Severoatlantský proud, který směřuje z tropů na sever, přináší Britům poměrně mírné a vlhké klima. Podnebí ve vnitrozemí všech světadílů bývá v průměru v zimě obvykle chladnější než v přímořských oblastech. Moře totiž vyrovnává klimatické výkyvy. Protože voda v létě absorbuje teplo pomaleji než souš a v zimě ho pomaleji uvolňuje, přímořská pobřeží mívají mírnější podnebí. Významnou úlohu hraje i nadmořská výška. Nejvyšší africká hora Uhuru (Kilimandžáro) leží například jen kousek na jih od rovníku, ale její vrcholek je pokryt věčným sněhem. Stejně tak platí, že všude ve vyšších polohách panuje chladnější a často i vlhčí podnebí než v okolních nížinách.
Studiem podnebí (klimatu) se zabývá klimatologie. Tato věda bývá řazena mezi geografické vědy a zabývá se klimatem na Zemi, podmínkami a příčinami jeho utváření a také působením klimatu na činnost člověka i na různé přírodní děje a naopak.
4.1 Globální a regionální klima
Globální klima charakterizuje přerozdělování sluneční energie, zejména přímého slunečního záření, podle úhlů dopadu slunečních paprsků na vodorovnou plochu. V závislosti na úhlu dopadu se více či méně slunečního záření přeměňuje na teplo. Čím více se úhel dopadu paprsků na vodorovný povrch blíží 90o, tím dochází k intenzivnější přeměně slunečního záření na teplo. Zatímco v rovníkových oblastech je úhel dopadu kolmý, s rostoucí zeměpisnou šířkou k oběma pólům klesá. Množství přijaté sluneční energie se mění také v závislosti na roční době, tedy na výšce slunce nad obzorem a trvání slunečního svitu. Takto vznikají klimatické pásy Země, jejichž tvar a průběh v krajinné sféře Země je dán významnými rovnoběžkami.
Regionální úroveň přerozdělování tepla je důsledkem atmosférického a mořského (oceánického) proudění, přičemž intenzita vlivu slábne od hladiny světového oceánu – tedy od pobřeží do vnitrozemí, od nížiny po vrcholky hor. Směrem do vnitrozemí vliv oceánu na podnebí slábne, což se týká jak teplotních, tak srážkových poměrů. Světový oceán je hlavním zdrojem vláhy, která je formou srážek distribuována po zemském povrchu. Oceán a pevnina představují dva velmi odlišné povrchy. Pevniny se zahřívají rychleji, vznikají nad nimi výstupné atmosférické proudy a tím oblasti nízkého tlaku vzduchu, jež nasávají vzduch z okolí, v optimálních případech vlhký vzduch nad oceány, zejména z prostorů ohřívaných teplými mořskými proudy. Probíhá-li naproti tomu mezi zdrojnicí oceánického vlhkého vzduchu a zahřívanou pevninou studený mořský proud, srážky vypadnou po ochlazení nad mořským prostorem a nad pevninu se jich dostane už málo. Tento jev je obzvláště typický pro oblast rovníku a tropický pás. V mírném pásu s převládajícím západním prouděním vzduchu je teplo a vláha od oceánu přenášena na východ hluboko do nitra kontinentů, pokud překážku netvoří poledníkové horské řetězy. Takto vznikají klimatická pásma s charakteristickým makroklimatem.
Území České republiky leží v přechodném pásmu mezi typickým oceánickým a typickým kontinentálním podnebím. Podle konkrétní povětrnostní situace se zde projevují vlivy obou typických pásem v jednotlivých ročních obdobích.
4.2 Podnebné pásy
Přestože se podnebí v různých koutech naší Země liší, najdeme i taková, kde je podobné. Velice jednoduše bychom na základě vzdálenosti od rovníku mohli na zemi vymezit 4 základní (3 přechodné) podnebné pásy. Na severní i jižní polokouli by to byl rovníkový (subrovníkový), tropický (subtropický), mírný (subpolární) a polární pás.
Podnebné pásy
Jak bylo výše napsáno, podnebí je ale ovlivňováno i dalšími faktory, než je jen vzdálenost od rovníku. Mezi významné činitele ovlivňující podnebí dále patří vzdálenost od oceánu a nadmořská výška. Proto již v minulosti vznikaly nejrůznější klasifikace podnebí, které na zemi vymezovaly několik podnebných oblastí. Tyto oblasti se pak vyznačovaly podobným chodem počasí – především ročním chodem teplot a srážek.
4.2.1 Köppenova klasifikace podnebných oblastí
Klimatické klasifikace souhrnně vyjadřují klimatické poměry s přihlédnutím ke vzájemným vazbám mezi meteorologickými prvky, případně k převládajícím typům atmosférické cirkulace. Autorem nejpoužívanější klasifikace podnebí je německý klimatolog Wladimir Köppen. Tato klasifikace, která vznikla již v roce 1884, je utvořena podle rozložení ročního průběhu teplot vzduchu a srážek ve vztahu k vegetaci. Poslední aktualizace této klasifikace byla provedena v roce 1936 ve spolupráci s německým klimatologem Rudolfem Geigerem a je založena na teplotním a srážkovém režimu a jeho vlivu na biotu krajiny. Na základě této klasifikace je země rozdělena na pět klimatických pásem A – E, v nichž rozlišujeme 11 typů a další podtypy:
Podnebné oblasti podle Köppenovy klasifikace: A – tropické dešťové pásmo - Af tropického dešťového pralesa x Am monzunová verze x Awsavanová verze, B – suché pásmo – BS stepní x BW pouštní, C – teplé dešťové pásmo – Cw teplé podnebí se suchou zimou x Cs teplé podnebí se suchým horkým létem x Cf teplé vlhké podnebí se srážkami rovnoměrně rozdělenými během roku, D – boreální pásmo - podnebí se studenou zimou x Df stejnoměrné rozdělení srážek x podnebí se studenou a suchou zimou x Dw s výrazným ročním rozdělením srážek, E – polární pásmo – ET podnebí tundry (nebo výškové nad 3000 m) x EF podnebí trvalého mrazu.
Většina území České republiky spadá do vlhkého, mírně teplého podnebí se suchou zimou, střední a vyšší polohy do vlhkého, mírně chladného podnebí se studenou zimou a na hřebenech Krkonoš a Jeseníků se vyskytuje studené pásmo. Z podtypů podnebí se v Česku vyskytuje podnebí listnatých lesů mírného pásma, boreální klima a na hřebenech Krkonoš a Jeseníků i tundra.
Mapa podnebných oblastí podle Koppenovy klasifikace. Zdroj: http://people.eng.unimelb.edu.au
4.2.2 Quittova klasifikace podnebných oblastí
Pro podnebné oblasti České republiky nejčastěji používáme Quittovu klasifikaci klimatu, která ve třech oblastech (teplá, mírně teplá a chladná) rozlišuje celkem 23 jednotek. Tyto jednotky jsou definovány určitými kombinacemi hodnot 14 klimatických charakteristik (počet letních, mrazových a ledových dnů; počet zamračených a jasných dní; počet dní se sněhovou pokrývkou; počet dní se srážkami 1 mm a více; průměrná teplota vzduchu v lednu, dubnu, červenci a v říjnu; srážkový úhrn za vegetační období (duben až září) a v zimním období (říjen až březen); počet dní s průměrnou teplotou 10°C a více). ČR tak podle této klasifikace spadá do tří částí - nížiny spadají do oblasti teplé, střední polohy do oblasti mírně teplé a vyšší polohy do oblasti chladné.
Mapa klimatických oblastí ČR. Zdroj: http://globe.terezanet.cz
4.3 Klimadiagram
Klimadiagram zobrazuje roční průběh dvojice klimatických charakteristik – teploty a srážek. Konstruuje se dvojím způsobem:
a) klimadiagram ročního (měsíčního) průběhu průměrných teplot a srážkového úhrnu ve zvoleném časovém intervalu na konkrétním místě
b) klimadiagram (klimogram) zobrazující roční vztah teploty a srážek (nebo opačně) v rámci podnebí Země
Jak získáme hodnoty průměrných měsíčních teplot?
Jako průměr z průměrných denních teplot
Jak získáme hodnoty průměrných denních teplot?
Definice aritmetického průměru z 24 hodnot teplot vzduchu v meteorologické budce po hodinových intervalech každého dne je v praxi nahrazena průměrem
z hodnot v 7, 14 a 21 h, přičemž poslední hodnota se počítá dvakrát (‾t = t7 +t14 + [2t21]/4).
Jak získáme hodnoty průměrné roční teploty? Jako průměr z průměrných měsíčních teplot
Souhrny sledovaných faktorů podobných míst skládají charakteristiku biomů.
Ukázka klimadiagramů asijských měst. Zdroj: http://zemepis.jergym.cz
Klimadiagramme weltweit - webové stránky, na kterých lze prohlížet a stahovat klimadiagramy z různých koutů světa.
4.4 Změny klimatu v historii Země
Zopakujme si, jak rozdělujeme geologické období historie Země (viz třetí přednáškový blok minulého semestru zabývající se geologií Země). Ve stručnosti lze geologické období historie Země rozdělit na starší období prekambrium a mladší období fanerozoikum (posledních 570 mil. let), ve kterém dále vyčleňujeme paleozoikum (kambrium, ordovik, silur, devon a perm), mesozoikum (trias, jura a křída) a kenozoikum (paleogén, neogén a kvartér). Během prekambria prvotní atmosféra neobsahovala kyslík a tím pádem ani ozón. Zpočátku byl obsah CO2 téměř 80 % a během 1,5 mld. let pokles vlivem narůstajícího obsahu kyslíku (vznik fotodisociací vodní páry) na 20 % a s nárůstem fotosyntézy ke konci prekambria až pod 1 %.
Vývoj teploty planety Země. Zdroj: Zdroj: Zachos et al. 2001
4.4.1 První prokázané zalednění Země
Velkou část prekambrického období panovalo teplejší klima, než je dnes. Existují také i důkazy potvrzující opakované globální zamrznutí Země označované jako Teorie sněhové koule (Snowball Earth), ke kterému mělo dojít před 580 – 750 miliony let. V roce 1964 s ní přišel Brian Harland z Cambridgeské univerzity, když zjistil, že se v tropických částech světa nacházejí sedimentární vrstvy podobné těm v glaciálních oblastech. Její výklad je přijímán rozporuplně. Ukázalo se, že například v Brazílii v době, kdy měla být Země celá zamrzlá, se nacházejí břidlice bohaté na uhlík, které jsou důkazem více než primitivního života, který by ledová pokrývka umožňovala. Lze tedy připustit, že celá Země zaledněná nebyla. Pravděpodobnou příčinou zalednění bylo zvětrávání, které v teplém klimatu odčerpalo z atmosféry oxid uhličitý.
Postupný nárůst plochy ledovců vedl s pomocí pozitivní zpětné vazby způsobené změnou albeda k dalšímu růstu ledových příkrovů (Brooksova teorie „samovolného růstu ledovců“). Země se tak ochladila až do doby, kdy se vlivem sopečné činnosti opět nahromadily skleníkové plyny.
4.4.2 Teplo střídá zimu
Nástupem prvohor začíná vzhledem k příznivému podnebí prudký rozvoj organismů, který byl ovšem několikrát přerušen opakovanými změnami klimatu. Na hranici ordoviku a siluru (před 450 mil. lety) a karbonu a permu (před 300 mil. lety) přišla první rozsáhlá zalednění, která byla následně na přelomu permu a triasu vystřídána teplejším obdobím vyvolaným patrně silnými čedičovými výlevy (např. Sibiř). Ty mohly mít za následek také vyvolání tzv. vulkanické zimy na přelomu karbonu a permu. Další výrazné ochlazení následovalo na přelomu křídy a paleogénu. Pravděpodobně bylo způsobeno dopadem asteroidu do oblasti Mexického zálivu (kráter Chicxulub) a mohutnými výlevy čedičů v Indii. Během paleogénu pak probíhalo periodické zalednění doprovázené teplotními maximy či optimy. Od konce paleogénu (před 40 mil. lety) začalo ochlazování, které pak vedlo až ke čtvrtohorním glaciálům.
4.4.3 Počátek nástupu dob ledových a meziledových
První zalednění Antarktidy proběhlo asi před 35 mil. lety a trvalo cca 10 mil. let, kdy došlo k následnému tání. Uprostřed miocénu (střední část neogénu, asi před 15 mil. lety) však došlo k opětovnému zalednění Antarktidy a tento ochlazující trend vydržel až do čtvrtohorního zalednění. Základním znakem klimatických změn v pleistocénu bylo střídání glaciálů (rozšiřování ledovců) a interglaciálů (ústup ledovců). Na základě dostupných poznatků se odhaduje, že za celou dobu proběhlo 30 – 50 cyklů. Za příčinu je označovaná změna vzájemné polohy Slunce a Země. Tyto změny představují pouze 1-3 % odchylky, ale přesto měly vliv na změnu směru větrů i mořského proudění. Počáteční perioda 40 000 let byla dána silnějším, ale kratším parametrem oběžné dráhy Země. Během tohoto období však rozsah polárních ledovců narostl do takové šíře, že během následujícího kratšího a teplejšího období nestačil ustoupit. Tato teplotní setrvačnost způsobila, že se více začal uplatňovat slabší, ale dlouhodobější parametr oběžné dráhy trvající 100 000 let. Jedná se o tvar dráhy oběhu Země kolem Slunce, kdy se tato dráha mění z téměř kruhové na eliptickou. V závislosti na vzdálenosti Země od Slunce se následně mění i množství slunečního záření dopadající na zemský povrch. V každém případě patří poslední milion let mezi nejintenzivnější období klimatických změn, jaké Země za posledních sto milionů let zažila.
Na počátku 20. století se výzkumem posloupnosti pleistocénních zalednění v Alpách zabývali A. Penck a E. Brückner, kteří stanovili 4 glaciály (günz, mindel, riss a würm), k nimž ve 30. letech B. Eberl připojil starší zalednění než günz nazvané donau. Jednotlivé glaciály dále rozdělil na chladnější období (stadiály) a relativně teplejší (interstadiály). Nejjižněji sahaly ledovce v Severní Americe až ke 38°s.š., v Eurasii pak ke 48° s.š. V České republice sahalo zalednění až k Moravské bráně. Postupné zalednění bylo spojeno jak s poklesem teploty a nárůstem plochy permafrostu (trvale zmrzlá půda – průměrně 1-1,5 m hluboko), tak s výrazným kolísáním hladiny světového oceánu (až o 150 m). Během glaciálu byla ve vrcholné fázi globální teplota nižší o 5–6°C, přičemž hodnoty mezi obratníky byly nižší o 4°C, ve vyšších zeměpisných šířkách o 8-12°C. Oproti tomu v interglaciálech, které byly řádově 5x kratší než glaciály, byla teplota o 2-5°C vyšší než nyní. Poslední glaciál vrcholil asi před 20 000 lety, přičemž téměř před 11 000 lety začal zatím poslední interglaciál, který trvá dodnes.
4.4.4 Klima poslední doby meziledové (interglaciálu)
Po období posledního zalednění ustoupily ledovce, klima se začalo oteplovat a tento trend vrcholil asi před 8 000 – 5 000 lety, kdy byla průměrná roční teplota o 2-3°C vyšší než dnes. Toto období, během kterého byla subtropická oblast vysokého tlaku posunuta více k severu a aridní (suché – výpar převyšuje srážky) oblasti tak měly více vlhkosti než nyní, bývá označováno jako postglaciální klimatické optimum. Ani v následujících tisíciletích nezůstaly klimatické podmínky beze změn. Několikrát se měnily s převažujícím trendem k ochlazení. V prvních stoletích našeho letopočtu bylo klima blízké našemu a asi ve 4. – 5. století se začalo oteplovat. Tento trend přinesl do Evropy v 8. století suché a teplé klima a následně se oteplující vliv rozšířil i do severního Atlantiku. Tyto příznivé podmínky označujeme jako malé optimum nebo středověké teplé období.
Počátkem 14. století lze už sledovat docela výrazný pokles teplot, který námořníci v severních mořích pociťovali už o století dříve. Za nástup tzv. malé doby ledové se dá považovat série studených a vlhkých roků v letech 1315 – 1322, kdy od jara do podzimu panovalo velmi deštivé počasí, které poškozovalo úrodu nebo bránilo růstu zemědělských plodin. V konečném důsledku se nepodařilo nashromáždit dostatek potravy pro zvěř a společně s epidemiemi to znamenalo její masový úbytek. Po silném růstu počtu obyvatel v Evropě od raného středověku až do počátku 14. století taková série neúrod způsobila také velký hlad a velkou úmrtnost. Následovaly však ještě krutější roky. V 15. a 17. století se citelně ochladilo na několik desetiletí. Důsledky byly patrné v zalednění Grónska a nárůstu alpských ledovců. Zimy byly dlouhé a mrazivé, léta velmi krátká a studená. V té době zamrzaly v zimě nejen všechny řeky západní Evropy, ale také Baltské moře nebo Lamanšský průliv. Po této chladné oscilaci přišel v polovině 19. století nárůst teploty, který s výjimkou krátkého ochlazení ve 40. a 60. letech 20. století trvá až do současnosti. Terminologicky bývá označováno jako globální oteplování a je vysvětlováno zesílením skleníkového efektu vlivem sílící antropogenní činnosti. O skleníkovém efektu bylo pojednáváno v kapitole 2.3.1 ve 4. přednáškovém bloku předchozího semestru.