Klimatologie a hydrogeografie Lekce 2 Chemické a fyzikální vlastnosti atmosféry, Sluneční záření v systému zemský povrch - atmosféra, Teplotní režim atmosféry | [Ml | RNDr. Jiří Jakubínský, Ph.D. | 2. 3. 2018 Fyzikálně-chemické vlastnosti atmosféry atmosféra - plynný obal Země tvořený zvláštní směsí plynů (-> vzduchem hmotnost atmosféry 5,157.1018 kg Vi hmotnosti soustředěna do výšky 5-6 km nad zemským povrchem 99 % hmotnosti do výšky 30 km -> hustota vzduchu s rostoucí vzdáleností od zemského povrchu klesá zhruba do výšky 80 km je chemické složení atm. relativně homogenní, ve vyšších vrstvách rozklad N2 a 02 vlivem krátkovlnného záření v oblasti přechodu do meziplanetárního prostoru převažují lehké plyny (zejm. He a H2) -^Á^ členění atmosféry podle chemického složení: heterosféra cca 90 km ......fibmopäužsr homosféra povrch Země yzikálně-chemické vlastnosti atmosféry základní plynné složky atmosféry (suchý vzduch): - N2 - dusík (78,08 %) - 02 - kyslík (20,95 %) - Ar - argon (0,93 %) - C02 - oxid uhličitý (0,03 %) - neon, hélium, metan, krypton, vodík, oxid dusný, ozon, xenon časově a prostorově proměnlivé koncentrace C02 oceánská„zásobárna" C02 význam 03 v atmosféře q + hv^ 20 - pohlcování UV záření (X = 280-320 nm) 02 + O -> 03 - 90 % ozonu ve stratosféře ve výšce 20-30 km (ozónosféra) - troposférický ozon jako důsledek antropogenní činnosti (uvolněné oxidy dusíku a uhlovodíky) - negativní dopady na člověka (zejm. dýchací ústrojí), významný skleníkový plyn - ozon měřen v DU - úbytek stratosférického ozonu jako projev globální změny klimatu Fyzikálně-chemické vlastnosti atmosféry ozonová díra - pozorování od 80. let 20. století - Antarktida (září až listopad), J Amerika, Austrálie, Arktida, S Evropa (jaro 2011) - princip vzniku ozonové díry: • halogenované uhlovodíky (freony, CFC) pronikají do stratosféry, kde se z nich odštěpuje chlór, který katalyticky rozkládá ozon • zeslabená vrstva ozonu umožňuje průnik UV-B a UV-C (karcinogenního) záření • řešení problému: Montrealský protokol l • freony v atmosféře však vydrží stovky let 3 yzikálně-chemické vlastnosti atmosféry Global CFC production Montreal | protocol ry\ (1987)U^ 1 1960 1970 1980 1986 1990 1995 2000 2005 2008 * Tonnes multiplied by ttie ozone depleting potential of the considered gas 7 Fyzikálně-chemické vlastnosti atm osfá rv yzikálně-chemické vlastnosti atmosféry vodní pára v atmosféře — zásadní klimatický význam (pohlcování dlouhovlnného záření) — s výškou obsah vodní páry rychle klesá — průměrný obsah vodní páry 2,6 % — 1,3 % (mírný podnebný pás, v zimním období 0,4 %) až 4,0 % tropy) — obsah vodní páry ovlivňuje zastoupení ostatních komponent v atmosféře • např. složení vlhkého ekvatoriálního vzduchu je: N2 - 76,06 %, 02 - 20,40 %, H20 - 2,60 %, Ar - 0,91 %, C02 - 0,03 % 9 Fyzikálně-chemické vlastnosti atmosféry atmosférické aerosoly - přirozené • kosmický prach (meteoritické částice) • vulkanický prach (až do výšky 50 km, snížení intenzity přímého slunečního záření) • kouřové částice (lesní a rašeliništní požáry) • částice z povrchu půdy a moře (různý původ i rozměry, do atm. při písečných a prachových bouřích či při vlnění mořské vody) • aeroplankton (pyl, bakterie, atd.) - antropogenní • pevné částice (např. saze) vypadávají rychle a znečišťují zemský povrch • plynné příměsi • časté toxické účinky na živé organismy • zdroj: průmyslové oblasti, vytápění domů a bytů, automobilová a letecká doprava, atd. • např. spalování uhlí a nafty -S02 oxid siřičitý (-> H2S04), CO oxid uhelnatý, Nox oxidy dusíku, atd. • dálkový přenos větrem, vymývání srážkami • unášené částice se stávají kondenzačními jádry atmosférických srážek • maximální koncentrace v přízemní atmosféře a v blízkosti tropopauzy 10 Vertikální členění atmosfé dělení atmosféry podle změny teploty vzduchu s výškou - troposféra • vrstva od zemského povrchu do výšky 11-17 km (nejvýše j.š.) • pokles teploty vzduchu o 0,65 °C / 100 m • 75-90 % celkové hmotnosti atmosféry • intenzivní vertikální pohyby vzduchu (-> vznik hydrometeorů) • formování různých vzduchových hmot vlivem charakteru AP, oddělených přechodnými vrstvami - frontami • převládající západní směr proudění • oblasti tryskových proudění („jet stream") - v pásmech mezi 25°-70° s.š. a j.š., v blízkosti tropopauzy, rychlosti proudění až 200 m.s1 • troposféra od nadložní stratosféry oddělena tropopauzou (mocnost 0,3-1,5 km) - nárůst teploty vzduchu (inverze teploty) nebo izotermie • horizontální výměna vzduchu mezi svrchní troposférou a spodní stratosférou v oblastech přerušené tropopauzy (vlivem jet streams) íi Vertikální členění atmosféry stratosféra — tropopauza až 50-55 km — spodní stratosféra: izotermie — od zhruba 25 km nárůst teploty vzduchu (pohlcování záření 03) — nepatrný obsah H20 — perleťová oblaka (výskyt ve výškách 20-25 km ve vysokých z. š.) — stratopauza mezosféra — stratopauza až 80-85 km — pokles teploty vzduchu s výškou (až na -100 °C na horní hranici) — stříbřitá (světélkující) oblaka - výskyt v létě ve formě tenké a průsvitné vrstvy oblak, shluk jemných ledových krystalků nebo kosmického prachu — bolidy-velmi jasné meteory — mezopauza 12 6 Vertikální členění atmosféry termosféra — mezopauza až zhruba 800 km - prudký nárůst teploty vzduchu s výškou (150-200 km: 500 °C, 500-600 km: ±1500 °C) - polární záře — ionizace vzduchu (svrchní mezosféra a termosféra) • působením UV a korpuskulárního slunečního záření dochází k odštěpení elektronů od neutrálních atomů a molekul vzduchu, které získávají kladný náboj; uvolněné elektrony se připojují k jiným a získávají záporný náboj • kladně a záporně nabité atomy a molekuly = ionty • vysoká koncentrace iontů způsobuje elektrickou vodivost plynů - vliv na šíření rádiových vln • ionosféra 13 Vertikální členění atmosféry exosféra — vnější část atmosféry nad 800 km — velmi vysoké rychlosti částic vzduchu, které překonávají gravitační sílu Země a dostávají se do meziplanetárního prostoru — vnější mez zemské atmosféry bývá kladena do vzdálenosti 20-40 000 km (zemská koróna) 14 7 8 Vertikální členění atmosféry v závislosti na interakci AP a zemské atmosféry se atmosféra dělí na: - planetární mezní vrstvu • vliv AP a síly tření na pohyb vzduchu • vliv tření zaniká cca ve výšce 1,5 km nad zemských povrchem • nejnižší část mezní vrstvy o mocnosti desítek metrů (50-100m): př vrstva atmosféry (Prandtlova vrstva) • laminární proudění vzduchu nad aerodynamicky hladkými povrchy (vodní hladina, sněhová pokrývka, apod.) - volnou atmosféru • fyzikální děje téměř bez vlivu AP 18 9 Vertikální členění atmosféry • členění podle fyzikálně-chemických procesů: - neutrosféra • od zemského povrchu do výšky cca 70 km (troposféra, stratosféra, část mezosféry) • malá koncentrace iontů -> radiové vlny se zde neodrážejí - chemosféra • cca 40 až 70-100 km (část stratosféry, mezosféra a část termosféry) • fotochemické reakce (molekuly 02, 03 a N2) vlivem slunečního záření (zejm. UV) - ionosféra • od cca 70-80 km výše (horní část mezosféry a termosféra) • vrstvy s velmi vysokou koncentrací iontů (70-80 km, 100-120km, 180-200 km a 300-400 km) • [viz předchozí informace] 19 Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra sluneční záření = základní a prakticky jediný zdroj energie v planetárním systému ostatní energetické zdroje (geotermální energie, energie elektrických výbojů a magnetických bouří v atmv energie kosmického záření či záření hvězd) = 0,024% energie slunečního záření je transformována na jiné druhy energie -tepelnou, elektrickou, pohybovou a energii dlouhovlnného záření Slunce je zdrojem elektromagnetického a korpuskulárního (časticového) záření intenzita elektromagnetického záření Slunce [W.nr2] úhrnná intenzita za časový interval [Wh, kWh] většina záření Slunce (99 %) v intervalu vlnových délek (A) 0,1-4,0 u.m -> krátkovlnné záření 20 Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra spektrum elektromagnetického záření Slunce dle vlnových délek: > X < 0,40 um - ultrafialové záření (6,7 %) > 0,40 um < X < 0,76 um - viditelné záření (46,8 %) > X > 0,76 \im - infračervené a tepelné záření (46,5 %) solární konstanta (ls) - celková intenzita elektromagnetického záření Slunce, dopadajícího na horní hranici atmosféry, na jednotkovou plochu kolmou k paprskům při střední vzdálenosti Země od Slunce ls= 1366 W.nv2(± 3,3 % - perihélium / afélium) kolísání hodnoty ls v souvislosti s proměnami sluneční aktivity v čase (llletý cyklus) intenzita časticového záření Slunce (elektrony, protony) je podstatně nižší než elektromag. záření a proniká jen do vysoké atmosféry (způsobuje ionizaci vzduchu, vznik magnetických bouří a polární záře) insolace = intenzita přímého slunečního záření dopadajícího na horizontální plochu, závislá na zenitové vzdálenosti Slunce -> proměnlivá v rámci dne, roku i místa na zemském povrchu 21 22 Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra • extraterestrální insolace - insolace na horní hranici atmosféry, jejíž roční režim nazýváme jako solární klima - intenzita insolace je dána sklonem zemské osy k ekliptice, tvarem a evolucí Země a závisí na zeměpisné šířce "V E 1367 m 1366 Irradiance ( /annual) Solar Flare Index Sunspot Observations 10.7 Radio Flux 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 23 24 Sluneční a dlouhovlnné záření v systém zemský povrch - atmosféra změna kvantitativních a kvalitativních vlastností slunečního záření během průchodu atmosférou (atmosférická extinkce): - pohlcování záření - rozptyl záření souvisí s délkou dráhy paprsků v atmosféře, hustotou vzduchu a obsahem příměsí v atmosféře refrakce paprsků vlivem změny optické hustoty vzduchu - Snellův zákon (při šíření záření z prostředí opticky řidšího do opticky hustšího prostředí se paprsky lámou směrem ke kolmici - tzv. lom ke kolmici) pohlcování slunečního záření v atmosféře - selektivní charakter (zejm. v UV a IR části spektra) - v čisté a vlhké atmosféře při poloze Slunce v zenitu činí zmenšení intenzity přímého záření pohlcováním zhruba 6-8 % - pohlcování probíhá zejména vlivem H20, N2, 02, 03 a C02 - zářivá energie je přeměněna na energii tepelnou, částečně také elektrickou -> zahřívání atmosféry a zesilování skleníkového efektu atmosféry - pohlcováno je i dlouhovlnné záření zemského povrchu (snižování tepelných ztrát v uneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra rozptyl (difúze) slunečního záření v atmosféře - na molekulách a atomech plynů ve vzduchu (rozptyl molekulární / Rayleighův) - na kapalných a pevných částicích (rozptyl aerosolový) - rozdílná rozptylová indikatrix - rozptýlené záření se šíří všemi směry - pro intenzitu molekulárního rozptylu platí Rayleighův zákon (čím kratší vlnová délka, tím výraznější rozptyl záření) • maximum rozptýleného záření v modré části spektra (-> zbarvení oblohy) • maximum intenzity přímého slunečního záření na zemském povrchu ve žlutozelené části spektra • změna zbarvení vycházejícího a zapadajícího Slunce a Měsíce (oranžová až červená barva) - během dlouhé dráhy paprsků atmosférou dochází k rozptylu záření zelené a modré barvy - aerosolový rozptyl není tak závislý na X jako rozptyl molekulární - nedochází ke změně spektrálního složení (oblaka a mlha mají bílé až šedé zbarvení) - intenzita rozptylu obecně klesá se vzrůstající výškou (nízký obsah příměsí) -tmavě modré zbarvení oblohy Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra druhy záření na zemském povrchu - přímé sluneční záření (krátkovlnné) - rozptýlené záření (krátkovlnné) - odražené záření (dlouhovlnné - IR a tepelné) • ve vzduchu pohlcováno až 70% záření přítomností C02 a H20 (vyjma X = 8-12 u.m -> „atmosférické okno") • dlouhovlnné záření lze dělit na tepelné vyzařování Země a zpětné záření atmosféry (rozdíl obou záření představuje efektivní vyzařování Země) • zachycování dlouhovlnného záření AP atmosférou způsobuje oteplování Země (-> skleníkový efekt) • albedo - poměr mezi intenzitou celkového záření odraženého a dopadajícího, vyjádřené obvykle v procentech • albedo nejvíce závisí na zbarvení povrchu (struktura, vlhkost), vlnové délce záření a úhlu dopadu přímého záření (s rostoucí zenitovou vzdáleností Slunce roste albedo -> největší při východu a západu Slunce) • albedo oblaků (55-75 %), čerstvého sněhu (70-90 %), suchého písku (37 %), vlhké ornice (14 %), povrchu oceánu (2-7 %) • průměrná hodnota albeda Země = 30 % 28 Sluneční a dlouhovlnné záření v systém zemský povrch - atmosféra Greenland Albedo Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra intenzita záření na zemském povrhu (insolace) - roste s intenzitou extraterestrálního slunečního záření na horní hranici atmosféry - klesá s rostoucí zenitovou vzdáleností Slunce - roste s propustností atmosféry radiační (energetická) bilance Země - toky energie v rámci úplného klimatického systému Země - dlouhodobě vyvážené množství energie v klimatickém systému - viz schéma 30 Sluneční a dlouhovlnné záření v systému zemský povrch - atmosféra 31% odražené záření 107 Wm' 22% odražené zářen i od oblaků a atmosféry 77 Wm' 9% zářeni odražené od zemského povrchu 30 W.mJ 49% dopadající záření 342 W.mJ zářeni absorbované zemským povrchem 168 Wm* 20% záření absorbované atmosférou 67 W.mJ zemský povrch 32 Sluneční a dlouhovlnné záření v systém zemský povrch - atmosféra způsoby transportu tepelné energie v rámci soustavy AP - atmosféra: > turbulentní tok tepla (H) • neuspořádaný vírový pohyb v atmosféře, probíhající v době insola' směru do atmosféry a mimo insolaci ve směru z atmosféry k AP > latentní tok tepla [LE) • výpar a kondenzace vodní páry na AP, max. v poledne, min. v noci • charakter turbulentního pohybu > tok tepla do/z podloží AP (G) • přímo úměrné tepelné vodivosti povrchu a změně teploty s hloubkou, v době insolace směřuje do AP a v noci do atmosféry > molekulární vedení [M) • transport tepla dotykem jednotlivých molekul vzduchu • z důvodu malé intenzity se zanedbává • rovnice energetické bilance aktivního povrchu: Rz = H + LE + G 33 Sluneční a dlouhovlnné záření v systém zemský povrch - atmosféra denní chod energetické bilance v našich podmínkách - den (insolace) = pozitivní bilance / noc = negativní bilance - změna znaménka bilance typicky v čase výšky Slunce 15° roční chod energetické bilance - nejvyšší hodnoty v letních měsících / minima v zimě (záporné hodnoty) - roční chod LE je vázán také na srážkové úhrny (na rozdíl od H) -> tzn. max. v červenci - v rovníkových a vlhkých tropických a subtropických oblastech - RZ kladná po celý rok - v suchých tropických a subtropických oblastech - RZ poněkud nižší (nízká vlhkost způsobuje malou tepelnou vodivost), vysoký podíl H vlivem zahřívání povrhu - v polárních oblastech - RZ záporná po celý rok, vyjma 2-3 letních měsíců 35 Teplotní režim atmosféry denní i roční chod teploty vzduchu a její změny s výškou jsou podmíněny denním chodem insolace, albeda a efektivního vyzařování AP ohřev i ochlazování vzduchu probíhá prostřednictvím výměny energie dlouhovlnného záření, výměny latentního tepla a transportu tepla turbulentním prouděním v systému AP - atmosféra -> prohřívání i ochlazování probíhá zdola nahoru denní chod teploty vzduchu ~ denní chod teploty AP, amplituda však s výškou klesá a čas teplotního max. a min. se zpožďuje TCC) denní chod teploty T přízemní atmosféry ve výškách 10, 20, 40, 80, 160, 320 a 640 cm 8 20 22 24 t(h) 18 Teplotní režim atmosféry denníamplituda teploty vzduchu je tvořena: - charakterem počasí (radiační vs. advekční typ počasí) - ročním obdobím (max. v našich podmínkách na jaře - malá zásoba tepelné en. ze zimy vede k intenzivnímu ochlazení v noci vlivem dlouhovlnného vyzařování, max. na podzim) - zeměpisnou šířkou (nárůst od rovníku do subtropů, dále k pólům pokles) - vzdáleností od pobřeží (min. na pobřeží, max. v nitru kontinentů - kontinentalita) - tvary reliéfu (konvexní [tj. vypouklé] tvary mají menší amplitudu než tvary konkávni) - charakterem pokryvu AP (zejm. rozdíly zastavěný, nepropustný povrch vs. povrch s přírodním pokryvem) 37 Teplotní režim atmosféry roční chod teploty vzduchu závisí na: - režimu výměny vzduchových hmot (všeobecná cirkulace atmosféry) - zeměpisné šířce (s vyšší z. š. roste amplituda teploty) - stupni kontinentality (amplituda nižší nad oceány) obvykle jedno maximum a jedno minimum teploty typy ročního chodu teploty vzduchu: - rovníkový • malá amplituda (1-5 °C) • dvě nevýrazná maxima v období rovnodenností - tropický • vyšší amplituda (nad oceány menší než 5 °C, nad kontinenty 10-15 °C) • jedno maximum a minimum - v čase nejvyšší, resp. nejnižší polohy Slunce - mírného pásu • jedno maximum a minimum - po letním, resp. zimním slunovratu • nad pevninami severní polokoule výskyt maxim v červenci a minim v lednu • nad oceány a v horských oblastech zhruba o měsíc později • amplituda nad oceány zhruba 10-15 °C, výrazný nárůst na kontinentech (až 60 °C) ■c) 40 30 20- ioH o -10 -20 -30 -40 50 Teplotní režim atmosféry - polárni • velmi vysoká teplotní amplituda 25 °C • jedno minimum na konci polární noci (S polokoule: II • maximum v době vrcholení polárního léta nad kontinenty 30-40 °C a nad oceány 20-J polokoule: VIII, IX) 1-Jakarta (cp = 6°lľj.š.) 2 - Asuán (cp = 25°02's.š.) 3- Jakutsk (cp = 62°0ľs.š.) 4- Londýn (cp = 51°28's.š.) 5 - Dikson (cp = 73°30's.š.) 6- Brno (cp = 49°12's.š.) 7 - Lomnický štít (cp = 49°12's.š.; zdroj: Netopil,1984 VI Vil vili ix Teplotní režim atmosféry povětrnostní singularity - ledoví muži • chladné severní proudění v polovině května, jasné noci - medard • chladno a srážky ve druhé polovině června • advekce polárního vzduchu z Atlantiku (Wc) - babí léto • suché, slunné a teplé počasí v září a říjnu, výrazná denní teplotní amplituda • oblast vysokého tlaku vzduchu nad střední Evropou - vánoční obleva • teplo a vlhko v druhé polovině prosince, mořský vzduchu od JZ až Z • obleva v nížinách, na horách vydatné sněžení 40