Klimageografia a hydrogeografia 3 OBSAH Predhovor ............................................................. 5 1. Úvod do štúdia meteorologie a klimatologie ....................................... 7 1.1. Vymedzenie pojmu meteorológia .......................................... 7 1.2. Vymedzenie pojmu klimatológia ........................................... 7 1.3. Klimatický systém a jeho vlastnosti ......................................... 7 1.4. Spôsoby získavania a spracovania dát a informácií ................................ 9 2. Atmosféra ............................................................ 10 2.1. Vlastnosti atmosféry .................................................. 10 2.2. Vertikálne členenie atmosféry ............................................ 11 3. Základné meteorologické prvky a ich klimatologické charakteristiky ....................... 12 3.1. Slnečné žiarenie ..................................................... 12 3.2. Teplota vzduchu ..................................................... 15 3.3. Teplota pôdy ....................................................... 20 3.4. Vlhkosť vzduchu, vyparovanie a kondenzácia ................................... 20 3.5 Atmosferické zrážky ................................................... 25 3.6. Tlak vzduchu ....................................................... 28 3.7. Pnídenie vzduchu-vietor ............................................... 30 4. Všeobecná cirkulácia atmosféry .............................................. 33 4.1 Vzduchové hmoty .................................................... 33 4.2. Atmosferické fronty ................................................... 33 4.3. Vznik a vývoj cyklóny (tlakovej niže) ........................................ 35 4.4. Všeobecná cirkulácia atmosféry ........................................... 35 5. Úvod do štúdia hydrológie a hydrogeografie....................................... 47 5.1. Predmet výskumu hydrológie a hydrogeografie ................................. 47 5.2. Stručné dejiny hydrológie ............................................... 48 5.3. Členenie hydrológie ................................................... 49 5.4. Metódy hydrologického výskumu .......................................... 50 6. Hydrologická bilancia .................................................... 51 6.1. Hydrologický cyklus na Zemi ............................................. 52 6.2. Hydrologický cyklus v povodí ............................................. 54 6.3. Vplyv fyzickogeografických činiteĽov na hydrologický cyklus v povodí ................... 57 7. Hydrografia ........................................................... 60 7.1. Morfometrické charakteristiky hydrografickej siete ............................... 61 7.2. Analýza morfometrických a morfologických charakteristík vodných útvarov ................ 62 7.3. Geomorfologické vlastnosti údolí a korýt riek................................... 66 8. Hydrometeorológia ...................................................... 68 8.1. Atmosférické zrážky................................................... 69 9. Hydrometria .......................................................... 74 9.1. Meranie hodnôt hydrologických prvkov ...................................... 75 10. Metódy spracovania a hodnotenia hydrologických dát ............................... 82 10.1. Metódy hodnotenia vodných stavov ........................................ 83 10.2. Metódy hodnotenia prietokov ........................................... 83 4 11. Povrchový odtok ....................................................... 91 11.1. Hodnotenie hydrologického režimu toku .................................... 91 11.2. Hodnotenie tokov podľa režimu odtoku ..................................... 102 12. Podpovrchový odtok ..................................................... 107 12.1. Zdroje vzniku a členenie podpovrchových vôd ................................. 108 12.2. Metódy stanovenia podzemného odtoku ..................................... 115 13. Hydrológia stojatých vôd .................................................. 117 13.1. Prirodzené vodné nádrže ............................................... 117 13.2. Mokrade ......................................................... 120 13.3. Umelé vodné nádrže ................................................. 122 14. Oceánografia ......................................................... 126 14.1. Svetový oceán, jeho význam a rozdelenie ..................................... 126 14.2. ZnečisŤovanie svetového oceánu ......................................... 133 14.3. Ochrana svetového oceánu .................. ........................... 135 14.4. Niektoré terminologické a legislatívne otázky súvisiace s morským právom ............... 135 14.5. Vodné hmoty svetového oceánu .......................................... 137 14.6. Pohyby vody svetového oceánu ........................................... 138 14.7. Hydrologické rajóny svetového oceánu ...................................... 142 15. Cvičenia, úlohy a ich riešenie ............................................... 149 Literatúra .............................................................. 154 Klimageografia a hydrogeografia 5 PREDHOVOR Učebné texty - skripta Klimageografia a hydrogeografia vychádzajú v edícii Extern a sú určené najmä študentom externej formy štúdia v študijnom programe Geografia vo verejnej správe. Zároveň však predpokladám, že v dôsledku nedostatku kvalitnej študijnej literatúry, najmä v oblasti hydrológie a hydrogeogra-fie budú tieto sktiptá využívať aj študenti dennej formy štúdia v študijných programoch Geografia a kartografia, Geografia vo verejnej správe, Geografia, rozvoj regiónov a európska integrácia ako aj študenti učiteľských kombinácií s geografiou. Skriptá sú členené na 14 hlavných kapitol tak, aby pokrývali celú šírku problematiky v oblasti meteorológie, klimatológie, hydrológie a hydrogeografie. Zároveň sú vzhľadom na potreby študentov externého štúdia v 15. kapitole uvedené a rozpracované viaceré úlohy a príklady z hydrometeorologickej problemati-ky. Pri spracovaní učebných textov boli využité najnovšie informačné zdroje dostupné v predmetnej oblasti. Chcel by som vyjadriť presvedčenie, že najmä grafické prílohy (obrázky, grafy a schémy) umožnia študentom lepšie pochopiť študovanú problematiku. Uvádzam to napriek tomu, že si uvedomujem možné problémy pri prevedení pôvodne farebných obrázkov do čiernobielej podoby. Pri definovaní základných odborných pojmov som vychádzal najmä z aktuálneho hydrologického a meteorologického slovníka a v súčasnosti využívaných noriem v študovanej problematike. Z tohto dôvodu sú v prehľadoch uvádzané aj anglické ekvivalenty odborných názvov, pretože viaceré sú prebrané práve z anglicky písanej literatúry. Nedomysliteľným nástrojom pri spracovaní meteorologických, klimatických a hydrologických dát sú rôzne matematické, štatistické a pravděpodobnostně metódy, ktoré v kombinácii s výpočtovou technikou výrazne urýchľujú proces spracovania a vyhodnotenia. Uvedeným metódam je síce venovaná aj samostatná kapitola ale vzhľadom na ich charakter sú využívané prierezovo v celom učebnom texte. Chcel by som poďakovať recenzentovi, prof. RNDr. Michalovi Zaťkovi, CSc. za cenné pripomienky a rady, ktoré obohatili predložený text. Zároveň by som chcel poďakovať mladým kolegom, Mgr. Michalovi Hazlingerovi a Mgr. Dušanovi Senkovi za pomoc pri korekcii rukopisu a spracovaní grafických príloh. Verím, že predložený učebný text bude poskytovať kvalitný základ pre výučbu hydrológie a hydrogeografie, prípadne klimageografie na geografických študijných programoch na PRIF UK. Autor Klimageografia a hydrogeografia 7 a klimatologie uvod do štúdia meteorologie 1.1. VYMEDZENIE POJMU METEOROLÓGIA Meteorológia (meteoros - vznášajúci sa vo výške a logic veda, náuka) je veda, ktorá sa zaoberá štúdiom javov prebiehajúcich v zemskej atmosfére. Je založená predovšetkým na využívaní fyzikálnych poznatkov o atmosfére. Je to veda so širokým praktickým uplatnením, ktorá úzko spolupracuje s inými vedami ako fyzika, hydrológia, biológia, chémia atď. Meteorológia sa delí na rad disciplín: 1. dynamická meteorológia - študuje dynamiku atmosféry spojené premeny energie 2. synoptická meteorológia - študuje a analyzuje zákonitosti rozvoja atmosferických dejov za účelom predpovedania počasia (z gréc. synoptikos = pozorujúci) 3. aplikovaná meteorológia - zaoberá sa využitím meteorológie v praxi (poľnohospodárstvo, doprava, lesníctvo) 4. fyzikálna meteorológia - študuje fyziku oblakov, zrážok, žiarenia 5. družicová meteorológia - študuje procesy v atmosfére pomocou umelých družíc 6. technická meteorológia - zaoberajúca sa technikou prenosu a spracovania dát Klimatológia je veda o podnebí. Objasňuje vznik a vývoj podnebia pomocou klimatotvorných procesov, ovplyvňovaných geografickými činiteľmi, študuje zmeny a kolísanie podnebia, popisuje a klasifikuje podnebie. Fyzikálne metódy prenikajúce do klimatológie majú za následok postupné splývanie klimatológie a meteorológie. Klimatológia sa delí na: 1. všeobecnú klimatológiu - študuje dlhodobé rozmiestnenie klimatických prvkov, 2. regionálnu klimatológiu - študuje klimatické prvky na vymedzenom území, 3. aplikovanú klimatológiu - je využiteľná v praxi (stavebná, letecká klimatológia, klimatológia miest), 4. teoretická klimatológia - zahrňujeme sem celú meteorológiu a ostatné vedy, ktoré prinášajú nové Úplný klimatický systém sa skladá z 5 subsystémov: atmosféry, hydrosféry, kryosféry, povrchu pevniny a biosféry. Posledné 4 subsystémy sa dajú zhrnúť pod pojem aktívny povrch. Aktívny povrch je teda plocha na zemskom povrchu, na ktorej, alebo v nej prebieha transformácia žiarivej energie na tepelnú a opačne a v nej sa uskutočňuje transport tepelnej energie do atmosféry a podložia cestou turbulentnej výmeny a molekulárneho vedenia. Jednotlivé subsystémy a ich elementy sú prepojené sústavou bezprostredných a spätných väzieb. Podľa hore uvedeného sa dá teda počasie definovať ako okamžitý stav úplného klimatického systému a podnebie (klíma) ako dlhodobý stav úplného kľima- 1.2. VYMEDZENIE POJMU KLIMATOLÓGIA poznatky. 1.3. KLIMATICKÝ SYSTÉM A JEHO VLASTNOSTI 8 tického systému. Počasie je charakterizované súborom meteorologických prvkov a meteorologických javov na danom mieste. Základné meteorologické prvky sú: slnečné žiarenie, slnečný svit, teplota pôdy, teplota vzduchu, tlak vzduchu, výpar, vlhkost vzduchu, oblačnosť a atmosferické zrážky. Medzi meteorologické javy, tzv. meteory patria: hydrometeory, litometeory, fotometeory a elektro- meteory. Pre vyjadrenie počasia v priebehu niekoľkých dní sa používa pojem poveternosť. Klimatický systém je priestorovo a časovo premenlivý. Priestorová premenlivosť môže byť: 1. topická až chorická - sú známe príčiny (zástavba, výrub lesa) 2. regionálna - príčiny sú cirkulačnými zmenami (napr. posun azorskej tlakovej výše na sever) 3. globálna - je viazaná na celú Zem Časová premenlivosť klimatického systému môže byť: 1. sezónna - zmeny periodického charakteru (napr. ročné obdobia) 2. medziročná - má neperiodický ráz (striedanie teplých a studených zím) 3. sekulárna - zmeny dlhodobého rázu v podnebí Vzhľadom k priestorovej premenlivosti klimatického systému (pozri vyššie) možno pojem podnebia (klímy) bližšie charakterizovať na kategórie klímy: Mikroklíma - je režim meteorologických dejov vytvárajúcich sa vplyvom klimageneticky rovnorodého aktívneho povrchu. Vertikálny rozmer mikroklímy môže dosiahnuť 10 m (pri radiačnom type počasia) a horizontálny rozmer 102m. Pri turbulentnom prúdení v mikroklíme sú charakteristické víry s časovým trvaním 1 až ÍO^. Pre mikroklímu uzavretých priestorov sa používa pojem kryptoklíma. Patrí sem napr. časť lesa, časť poľa, skupina kriačin. Miestna klíma - je režim meteorologických dejov vytvárajúcich sa vplyvom morfológie a prevládajúceho zloženia a štruktúry biotickej a abiotickej zložky aktívneho povrchu. Vertikálny rozsah je 80 až 100 m, víry trvajú 102 s a prebieha tu lokálna cirkulácia podmienená reliéfom alebo miestnym faktorom (napr. pole - les). Mezoklíma - je režim meteorologických dejov, ktoré ovplyvňujú makroklímu spolu s vplyvom miestnych klím nachádzajúcich sa v rozsah mezoklímy. Vertikálne zasahujú do výšky 1,5 km. Víry trvajú 103 až 104 s (napr. dolina, kotlina). Makroklíma - je režim meteorologických dejov, ktorý sa formuje vplyvom interakcie medzi atmosférou a aktívnym povrchom. Víry trvajú 105 a viac sekúnd. Patria sem veľké územné celky (kontinenty, oceány). Vertikálne je vymedzená po tropopauzu. Patria sem podnebné pásma a podnebné oblasti. Obrázok 1.1 Meteorologická stanica - rozmiestnenie základných prístrojov (detail búdky je na obr. 1.2) Klimageografia a hydrogeografia 9 1.4. SPÔSOBY ZÍSKAVANIA A SPRACOVANIA DAT A INFORMACI! Meterorologické dáta sa získavajú meraním a pozorovaním na meteorologických a aerologických staniciach, pomocou rádiolokátorov a umelých družíc Zeme. Sieť meteorologických staníc na území Slovenska sa organizuje podľa Svetovej meteorologickej organizácie (WMO), riadi ju Slovenský hydrometeorologický ústav (SHMÚ) v Bratislave s pobočkami v Košiciach, Banskej Bystrici, Žiline a na Malom Javorníku. Podľa charakteru a spôsobu získaných informácií ich delíme do 4 skupín: 1. prízemné meteorologické merania a pozorovania - údaje sa získavajú na meteorologických staniciach, ktoré delíme na: • synoptické a letecké meteorologické stanice • klimatologické stanice • agrometeorologické a fenologické stanice • špeciálne stanice Meteorologické merania a pozorovania sa robia v určených termínoch. Pre synoptické účely sa pozorovania vykonávajú v týchto termínoch: 00, 06,12,18 h GMT, vedľajšie 03, 09,15, 21 h GMT. Väčšina meteorologických prvkov sa mení v závislosti na výške Slnka nad obzorom. Klimatické a meteorologické pozorovania sa robia o 7.00,14.00 a 21.00 h miestneho času. Klimatologické stanice sa delia na: • stanice základné - merajú a pozorujú 3 x denne základné meteorol. prvky a javy, sú vybavené registračnými prístrojmi • stanice doplnkové - podobný význam ako základné stanice, doplňujú ich svojim rozmiestnením • stanice zrážkomerné - merajú množstvo zrážok, charakteristiku snehovej pokrývky • stanice so špeciálnym zameraním - merajú a pozorujú špeciálne prvky (žiarenie, dlhodobý úhrn zrážok, počet bleskov). 2. aerologické merania - prevádzajú vertikálny výskum atmosféry pomocou nesených balónov - rádio-sond (obr. 1.3). Zisťuje sa tlak, teplota a vlhkosť vzduchu, rýchlosť a smer vetra v rôznej výške (do 30 km). Na Slovensku sa takáto stanica nachádza v Poprade - Gánovciach. 3. rádiolokačné meteorologické informácie - umožňujú nepretržité pozorovanie meteorologických objektov a javov (búrkové mraky, lejaky) Vzdialenosť a smer sa určuje z radiolokačného odrazu na indikátory. Na Slovensku sa takáto stanica nachádza na Malom Javorníku pri Bratislave. 4. družicové meteorologické informácie - získavanie informácií z umelých družíc Zeme Obrázok 1.2 Meteorologická búdka Obrázok 1.3 Rádiosonda - balón na aerologické meranie 10 Atmosféra 2.1. VLASTNOSTI ATMOSFÉRY Atmosféra je plynný obal Zeme, ktorý je k nej pripútaný gravitačnou silou a zúčastňuje sa v prevažnej miere zemskej rotácie. Je zmesou rôznych plynov a iných prímesí - pevných a kvapalných čiastočiek. Základnými plynnými zložkami atmosféry sú dusík (N), kyslík (02) a argón (Ar). Percentuálny podiel plynov vo vzduchu je uvedený v tabuľke 2.1. Tabulka 2.1 Zloženie atmosféry (v % objemu) Stále zložky Premenlivé zložky N2 78,08 H20 0-4 o2 20,95 co2 0,0340 Ar 0,93 CO 0,01 Ne 0,018 o3 0,001 He 0,00052 so2 0,0001 CH4 0,0015 N02 0,00002 Kr 0,00011 H2 0,00005 Spodnú hranicu atmosféry tvorí zemský povrch, hoci vzduch preniká do zemskej kôry a nasycuje tiež vody oceánov do veľkých hĺbok. S výškou ubúda tlak a hustota atmosféry. Asi 50 % všetkej vzduchovej hmoty je vo vrstve do 5 km, do 20 km je jej 90 % a do 80 km asi 99,5 %. Atmosféra nemá výraznú hornú hranicu. Hustota jej plynov sa postupne približuje hustote plynov v medziplanetárnom priestore. Výška atmosféry sa udáva max. do 30 - 40 tis. km. Za touto hranicou prevládajú odstredivé sily nad silou zemskej gravitácie, kde častice atmosféry unikajú do medziplanetárneho priestoru. Vývoj atmosféry úzko súvisí s geologickými a geochemickými procesmi aj s činnosťou živých organizmov. Vzdušný kyslík a voda spolu pôsobili pri vzniku hornín. Zrážky, vietor a kolísanie teplôt sú dôležité v procesoch zvetrávania. Atmosféra zadržuje značnú časť krátkovlnného slnečného žiarenia, ktoré má škodlivé účinky na živé organizmy. Mimoriadnu úlohu v pohlcovaní ultrafialového žiarenia má ozón 03. Jeho zastúpenie je veľmi malé (0,001 % objemu v atmosfére) a je jednou z limitujúcich podmienok života na Zemi. Najvyššie koncentrácie ozónu pripadajú na výšku 25 - 30 km (tzv. ozónosféra). Okrem plynov obsahuje atmosféra aj pevné a tekuté zložky, tzv. atmosferické aerosoly. Delia sa na prirodzené a antropogénne. 1. prirodzené aerosoly • kozmický prach • vulkanický prach • dymové častice (z lesných požiarov) • častice z povrchu pôdy a mora • aeroplanktón - patrí sem peľ, baktérie atď. 2. antropogénne aerosoly • pevné častice - napr. sadze • plynné prímesy - S02, S03, H2S04, CO, N02 Množstvo antropogénnych aerosólov stále pribúda, čo zapríčiňuje vážne klimatické zmeny, ktoré potom priamo ohrozujú živé organizmy. Klimageografia a hydrogeografia 11 2.2. VERTIKÁLNE ČLENENIE ATMOSFÉRY Podľa teploty od zemského povrchu zmerané nahor a hlavne podľa výrazných teplotných zlomov sa atmosféra delí na tieto vrstvy: Troposféra - je najspodnejšia vrstva zemskej atmosféry. Obsahuje 80 % z celkovej hmotnosti vzduchu a takmer všetky vodné pary. Prebiehajú tu zmeny počasia spojené s frontálnymi poruchami. Teplota vzduchu v troposféře s výškou klesá o 0,6 °C na 100 m, okrem inverzií. Siaha do výšky 16 - 18 km nad rovníkom, 10 - 12 km v miernych šírkach, 7-9 km nad pólmi. Horná hraničná vrstva troposféry sa nazýva tro-popauza. V troposféře sa nachádza 99 % vodnej pary. Stratosféra - siaha od tropopauzy do výšky 50 km. Do výšky asi 20 km zostáva teplota stála. V rovníkových oblastiach bolo namerané až od -76 °C do -80 °C, v miernom pásme -51 °C až do -61 °C, v polárnych oblastiach -64 až -68 °C. V tejto spodnej vrstve sa dajú pozorovať oblaky, ale pre malý obsah vodnej pary ich je tam málo. Vrstva od 20 do 50 km obsahuje ozón, ktorý pohlcuje slnečné žiarenie a preto teplota, v tejto vrstve s výškou stúpa. Mezosféra - vo výške 50 km je deliaca vrstva, oblasť medzi stratosférou a mezosférou sa nazýva strato-pauza. Tu sa teplotná krivka láme. V mezosfére do výšky 80 km prudko klesá teplota. Pod hornou hranicou mezosféry dosahujú teploty až -95 °C. Aj v mezosfére pri veľmi malom obsahu vodnej pary sa dajú pozorovať striebristé oblaky tvorené drobnými čiastočkami prachu obalených ľadovým povlakom. Hornú hranicu mezosféry tvorí mezopauza. Až do tejto hladiny je vzduch zmes plynov s výnimkou vodnej pary a ozónu. Preto sa troposféra, stratosféra a mezosféra niekedy nazývajú homosférou. Termosféra - začína nad mezopauzou. V tejto vrstve teplota stúpa. Vo výške 150 km dosahuje 600 °C. Termosféra siaha do výšky 800 km.Vo výške 600 km dosahuje teplota až 1500 °C. Exosféra - je vonkajšia, navyššie vrstva atmosféry začínajúca od výšky 800 km. Vyskytujú sa v nej ešte voľné molekuly plynu, ktoré čiastočne zostávajú v zemskej atmosfére, alebo unikajú do medziplanetárneho priestoru. Obrázok 2.1 Vertikálne členenie atmosféry V mezosfére bola objavená vo výške 60 km ešte vrstva ionosféry, ktorá sa vyznačuje elektrickými radiotónmy a je dôležitá pri prenose rádiových signálov. Zvislý prierez atmosférou je v uvedený na obrázku 2.1. 12 Základné meteorologické charakteristiky prvky a ich klimatologické r 3.1. SLNEČNÉ ŽIARENIE 3.1.1. Slnko ako hlavný zdroj tepelnej energie Slnečné žiarenie je jediným zdrojom energie pre planetárny geosystém. Ostatné energetické zdroje sú v porovnaní so žiarivou energiou Slnka dopadajúcou na zemský povrch zanedbateľné (napr. vnútorná energia Zeme, energia kozmického žiarenia atď.) Slnečné lúče sa šíria v kozmickom priestore rýchlosťou 300 000 km.s1 a prekonávajú vzdialenosť 150 000 000 km (vzdialenosť Zem - Slnko) za 8,3 min. Slnko svojou energiou ohrieva Zem, ktorej priemerná ročná teplota sa pohybuje okolo +16 °C, na rozdiel od kozmického priestoru, kde je teplota -273 °C. 3.1.2. Slnečné žiarenie na hornej hranici atmosféry Slnečné žiarenie preniká na Zem v podobe rozličných vlnových dĺžkok. Je to od tisícin mikrometra (1 |J,m = 0,001 mm) do niekolkosto nanometroch (nm) 1 nm = 0,001 |j,m. Napr. dĺžku vlny 0,5642 |j,m môžeme vyjadriť ako 564,2 nm. Slnečné žiarenie s dížkou vín 0,002 až 0,4 |j,m sa nazýva ultrafialové, s dĺžkou vín 0,4 až 0,78 |j,m je to viditeľné žiarenie a s dĺžkou vín 0,78 |j,m je to infračervené žiarenie. Pre praktickú potrebu sa v meteorológii a klimatológii rozlišujú len dva druhy žiarenia, krátkovlnné a dlhovlnné. Krátkovlnné žiarenie má dĺžku vín od 0,1 do 4 |j,m a dlhovlnné žiarenie má dĺžku vín od 4 do 120 \xm. Slnečné žiarenie sa skladá z 99 % z krátkovlnného žiarenia, dlhovlnné žiarenie je typické pre ten druh žiarenia, aké vysiela Zem a jej atmosféra. Viditeľné žiarenie zaberá v slnečnom spektre veľmi úzke rozpätie od 0,4 do 0,75 |j,m. Obsahuje 46 % celkovej energie. 47 % má infračervené žiarenie, 7 % energie má ultrafialové žiarenie. Intenzita slnečného žiarenia, ktoré prichádza na hornú hranicu atmosféry sa nazýva solárna konštanta. Pri priemernej vzdialenosti Slnka od Zeme je to 8,29 J.cm 2.min. 3.1.3. Slnečné žiarenie pri povrchu Zeme Množstvo tepla, ktoré dostáva zemský povrch od Slnka, závisí od uhla dopadu slnečných lúčov. Čím je väčší uhol dopadu slnečných lúčov, teda čím vyššie nad horizontom sa nachádza Slnko, tým kratšiu cestu musia prekonať lúče v atmosfére a naopak - čím bližšie k horizontu sa nachádza Slnko, tým dlhšiu cestu musia prekonať. Od toho zasa závisí množstvo energie, ktorá pripadá na jednotku povrchu. Pri kolmom dopade lúčov pripadá na jednotku povrchu viac tepelnej energie ako vtedy, keď dopadajú lúče pod menším uhlom ako 90°. S uhlom dopadu slnečných lúčov na zemský povrch (t.j. množstvom tepla) súvisí rozloženie klimatických pásiem, striedanie ročných období a pod. V závislosti od výšky Slnka nad horizontom prebiehajú v žiarení nielen kvantitatívne zmeny, ale aj kvalitatívne, lebo pri prechode cez atmosféru nepodliehajú všetky lúče rovnakému stupňu oslabenia. Najviac sú oslabené ultrafialové a fialové lúče, menej belasé, zelené a žlté, najmenej červené a infračervené. Klimageografia a hydrogeografia 13 Situácia d Jeseň na južnej pologuli Jar na severnej pologuli --4 Situácia a Zima na južnej pologuli Leto na severnej pologuli 0 Sun Situácia c Leto na južnej pologuli Zima na severnej pologuli Situácia b Jar na južnej pologuli Jeseň na severnej pologuli Obrázok 3.1 Vzájomná poloha Zeme a Slnka pri letnom slnovrate (a), jesennej rovnodennosti (b), zimnom slnovrate (c) a jarnej rovnodennosti (d) 3.1.4. Procesy, ktoré vplývajú na oslabenie slnečného žiarenia, globálne žiarenie. Albedo. Slnečné žiarenie podlieha pri prechode zemskou atmosférou čiastočnému pohlcovaniu, rozptylu a odrážaniu. Pohlcovanie - jednotlivé plyny, ktoré tvoria atmosféru, pohlcujú žiarenie rozličných častí slnečného spektra v rozličnom stupni. Dusík pohlcuje žiarenie z úzkeho pásma ultrafialového žiarenia, kyslík viditeľnú časť spektra a ultrafialové žiarenie. Najsilnejšie pohlcuje slnečné žiarenie ozón. V nižších vrstvách atmosféry pohlcuje slnečné žiarenie, hlavne infračervené žiarenie, najviac oxid uhličitý (C02), vodné pary (oblaky) a drobné tuhé čiastočky, nachádzajúce sa v atmosfére. Celkove podlieha pohlteniu v atmosfére asi 15 % priameho slnečného žiarenia. Rozptyl - rozptyl žiarenia je výsledkom odchyľovania sa lúčov od pôvodného smeru, lebo sa lámu a odrážajú na molekulách ovzdušia. Najintenzívnejšie podliehajú rozptylu fialové lúče a najmenej červené lúče. Preto západy Slnka majú prevažne červenú farbu, lebo belasá podlieha silnému rozptylu. Ak by určitá časť žiarenia nepodliehala rozptylu, počas zamračených dní by bola úplná tma, lebo na Zem by nepreniklo priame žiarenie Slnka. Podobne aj pri západe Slnka za horizont by hneď nastala tma, keby nebolo rozptylu. Rozptylu podlieha asi 25 % slnečného žiarenia, ktoré preniká do zemskej atmosféry. Globálne žiarenie - je to súčet priameho a rozptýleného žiarenia. Počas bezoblačných dní sa globálne žiarenie skladá prevažne z priameho žiarenia a počas oblačných dní tvorí globálne žiarenie výlučne rozptýlené žiarenie. Zloženie globálneho žiarenia sa môže meniť v závislosti od polohy Slnka, oblačnosti, atď. napr, pred východom Slnka sa skladá globálne žiarenie len z rozptýleného žiarenia, od momentu východu Slnka sa objavuje aj priame žiarenie, ktoré je v rovnováhe s rozptýleným vtedy, kdeď je Slnko 80 ° nad horizontom. V predpoludňajších hodinách vzrastá priame žiarenie, v popoludňajších klesá, ale vzrastá podiel rozptýleného žiarenia. Odrazené žiarenie (albedo) - pomer množstva odrazeného žiarenia k žiareniu, ktoré dopadá na povrch, sa nazýva albedo. Percento odrazeného žiarenia, ktoré dopadá na povrch Zeme, označuje schopnosť pohlcovania slnečného žiarenia. V tab. 3.1 sú uvedené hodnoty albeda vybraných povrchov. Tabulka 3.1 Odrazené žiarenie (albedo) pri vybraných typoch povrchu Povrch Albedo (%) Povrch Albedo (%) čerstvý sneh 70-80 pôda bez porastu - čerstvo zoraná 5 starý sneh 30-50 lúky 20- 25 piesok 30-35 porast obilia (pšenica, raž, ovos) 15- 25 pôda bez porastu - svetlá 35 vodná hladina pri výške Slnka 45 ° 5 pôda bez porastu - tmavá, suchá 15 vodná hladina pri výške Slnka 15 ° 25 pôda bez porastu - tmavá, vlhká 8-10 vodná hladina pri výške Slnka 5 ° 55 14 Obrázok 3.2 Skleníkový efekt atmosféry Žiarenie Zeme - slnečné žiarenie, ktoré zohrieva povrch Zeme a tým aj spodné vrstvy atmosféry, robí Zem zdrojom žiarenia. Intenzita žiarenia je tým väčšia, čím je vyššia teplota vyžarujúceho telesa. Z toho vyplýva, že Zem dodáva atmosfére najviac tepla cez deň. Časť zemského žiarenia uniká do kozmického priestoru a časť pohlcujú vodné pary a C02, ktoré sa nachádzajú v atmosfére. Takto zohriatá atmosféra začína sama vysielať teplo, ktorého časť uniká do medziplanetárneho priestoru a časť sa vracia naspäť k Zemi. Teplo, ktoré sa vracia na Zem sa nazýva spätným žiarením atmosféry, ostatné teplo efektívnym vyžarovaním. Keby nebolo spätného žiarenia, priemerná teplota by nebola +16 °C, ale -23 °C. V noci prebiaha strata tepla, ktorá zapríčiňuje pokles teploty. Efektívne vyžarovanie, ktoré spôsobuje stratu tepla Zeme je tým väčšie, čím menej je obloha pokrytá oblakmi a čím je prúdenie vzduchu slabšie. Teplota v noci má najnižšiu hodnotu za jasných dní tesne pred východom Slnka. S efektívnym vyžarovaním súvisí aj tzv. skleníkový efekt atmosféry (obr. 3.2). Na hornej hranici atmosféry sa sústreďujú tzv skleníkové plyny, ktoré zabraňujú prenikaniu vyžiarenej energie do voľnej atmosféry. Tento prirodzený jav je však zosilňovaný produkciou znečisťujúcich látok, najmä prachových častíc, oxidu uhličitého (C02), vodnej pary, freónov a pod. Len malá časť pochádza z prirodzených zdrojov (obr. 3.3), väčšina je produktom antropogénnej činnosti. Medzi hlavné zdroje znečisťujúcich látok v ovzduší patrí rozsiahle vyrubovanie a následné vypaľovanie tropického pralesa (obr. 3.4), ako aj exhaláty z priemyselnej výroby, napr. z petrochemického priemyslu (obr. 3.5). Obrázok 3.3 Prirodzený zdroj znečisťujúcich látok v ovzduší - erupcia sopky (Hora sv. Heleny, USA, máj 1980) Klimageografia a hydrogeografia 15 Obrázok 3.4 Antropogénny zdroj zvyšovania skleníkového efektu - vyrubovanie a následné vypaľovanie tropického dažďového pralesa Obrázok 3.5 Ďalší antropogénny zdroj - priemyselné exhaláty (rafinéria v blízkosti hlavného mesta Azerbajdžanu - Baku) Problematika zvyšujúceho sa skleníkového efektu atmosféry je v súčasnosti vážnym globálnym problémom. V dôsledku zníženej priepustnosti atmosféry zostáva väčšie množstvo tepelnej energie „vo vnútri", čo spôsobuje neustále zvyšovanie priemernej ročnej teploty vzduchu. Klimatické scenáre, ktoré sa uvedenou problematikou zaoberajú predpokladajú, že do roku 2030 sa priemerná teplota vzduchu vo vybraných regiónoch môže zvýšiť až o 2 °C, naopak v iných regiónoch môže dôjsť k poklesu priemernej teploty. Uvedené zvýšenie priemernej teploty môže mať vážne dôsledky nielen ekologického, ale aj ekonomického charakteru. Zároveň sledujeme nárast výskytu extrémnych meteorologických javov ako sú tropické búrky, uragány či cyklony, v iných častiach sveta sa vyskytujú dlhodobé suchá, ktoré sú príčinou ďalších živelných pohrôm, napr. lesných požiarov a pod. 16 3.2. TEPLOTA VZDUCHU 3.2.1. Charakteristika teploty vzduchu Teplota vzduchu je meteorologický prvok udávajúci tepelný stav ovzdušia. Meria sa teplomerom. Rozumieme ňou teplotu meranú v meteorologickej búdke 2 m nad povrchom a to s presnosťou na desatiny stupňa. Udáva sa najčastejšie v stupňoch Celsia (°C) alebo v stupňoch Fahrenheita (°F) - najmä v anglosaských krajinách. Základné meranie teploty vzduchu sa prevádza o 7,00, 14,00 a 21,00 hod. Priemerná denná teplota (td) sa vypočíta zo vzťahu: td - 3 . (í) Na meteorologických staniciach sa okrem teploty v termínoch pozorovania zisťuje najvyššie denná teplota (maximum) a najnižšia denná teplota (minimum), alebo tiež prízemné minimum. 3.2.2. Denný chod teploty vzduchu Denný chod teploty vzduchu sa vyhodnocuje podľa hodinových teplôt a vystihuje všetky zvláštnosti teplotných zmien v priebehu dňa počas celého roka. Denný chod teploty vzduchu má podobný priebeh ako denný chod teploty aktívneho povrchu, jeho amplitúda však s výškou klesá a čas teplotného maxima a minima sa s výškou oneskoruje. Od času teplotného minima do maxima sa intenzita vzostupu teploty s časom najprv zvyšuje, pred nástupom maxima klesá. Oneskorenie času teplotného maxima je v úrovni meteorologickej búdky v porovnaní s aktívnym povrchom 2 h. Pokles teploty býva voľnejší než vzostup. Hodnoty dennej amplitúdy teploty závisia od týchto faktorov: • od charakteru počasia - pri radiačnom type počasia sú amplitúdy väčšie ako pri silnej advekcii a oblačnosti • od ročného obdobia - najvyššie hodnoty dosahujú v našich klimatických podmienkach na jar, najmenšie vžime • od zemepisnej šírky - s rastom zemepisnej šírky od rovníkových oblastí do oblastí subtrópov denné amplitúdy teploty stúpajú, smerom k pólom klesajú • od vzdialenosti od pobrežia - v pobrežných oblastiach sú nižšie než vnútri kontinentu • od reliéfu - nad konvexnými tvarmi reliéfu sú menšie než nad konkávnymi Denné zmeny teploty sú porovnateľné v atmosfére do väčšej výšky, než je hĺbka, v ktorej sa vyskytujú v pôde a v oceánoch. Vo výškach okolo 300 m sú denné amplitúdy teploty 25 až 30 % hodnôt pri zemskom povrchu a čas teplotného maxima je oneskorený o 3 až 4 hodiny. Vo výške 1000 m klesá denná amplitúda na 1 až 2 °C, vo výškach 2 000 až 5 000 m na 0,5 až 1 °C. Teplotné maximá sa v týchto úrovniach vyskytujú až vo večerných hodinách. V atmosfére nad oceánmi sú amplitúdy teploty v porovnaní s atmosférou nad pevninami podstatne menšie. 3.2.3. Ročný chod teploty vzduchu Ročný chod teploty vzduchu je charakterizovaný ako priebeh teploty vzduchu počas roka. Krivky ročného chodu sú zostavené pomocou priemerných teplôt jednotlivých mesiacov a vyznačujú sa jedným maximom a jedným minimom. Rozdiel medzi priemernou teplotou najteplejšieho a najchladnejšieho mesiaca, teda ročná amplitúda: • rastie so zemepisnou šírkou • je menšia nad oceánmi než nad pevninami • závisí od všeobecnej cirkulácie atmosféry Vo voľnej atmosfére ročná amplitúda teploty vzduchu s výškou klesá, ročný chod teploty však pozorujeme aj v hornej troposféře a dolnej stratosfére. V planetárnom merítku rozlišujeme niekolko typov ročného chodu teploty vzduchu: • rovníkový typ - je charakteristický malou amplitúdou, v priemere 5 °C, niekedy aj menej ako 1 °C, s dvoma nevýraznými maximami pri letnom a zimnom slnovrate, • tropický typ - je tu väčšia amplitúda než v rozvnŕkovom type. Nad kontinentami je to 10 až 15 °C, nad oceánmi menej než 5 °C. Tento typ má jedno maximum a jedno minimum v čase najvyššej a najnižšej polohy Slnka. • typ mierneho pásma - s jedným maximom a jedným minimom po letnom a zimnom slnovrate. Nad pevninami sa maximá a minimá teplôt vyskytujú na severnej pologuli v júli a v januári, nad oceánmi a Klimageografia a hydrogeografia 17 v horských oblastiach pevnín v auguste a vo februári. Je to dôsledkom pomalšieho prehrievania a ochladzovania oceánov a postupného prehrievania a ochladzovania atmosféry do výšky. Ročné amplitúdy sú nad oceánmi a v pobrežných oblastiach pevnín od 10 do 15 °C , smerom do kontinentov sa výrazne zvyšujú dosahujú až 60 °C, • polárny typ - má jedno minimum na konci polárnej noci. Maximum pripadá na vrcholenie polárneho leta. Ročné amplitúdy teploty sú veľmi vysoké, nad kontinentmi 30 až 40 °C, nad oceánmi 20 až 25 °C, V ročnom chode teploty sa môžu vyskytnúť aj pravidelné odchýlky od celkového rázu počasia, ktoré sú podmienené zvýšeným výskytom určitých poveternostných situácií. Tieto odchýlky sa nazývajú singularity. Na Slovensku sa vyskytujú tieto singularity: • oteplenie začiatkom februára s nasledujúcim novým ochladením, • ochladenie v polovici marca, • ochladenie koncom prvej dekády mája, • ochladenie okolo 8. júna, • vrcholenie leta v polovici júla, • oteplenie koncom septembra, • oteplenie koncom novembra, • oteplenie v polovici 3. dekády decembra. 3.2.4. Zmena teploty vzduchu s výškou Zmenu teploty s výškou charakterizujeme v meteorológii pomocou vertikálneho teplotného gradientu, ktorý sa určuje pre interval výšky 100 m. Kladné hodnoty gradientu vyjadrujú pokles teploty a záporné hodnoty rast teploty s výškou. V troposféře je priemerná hodnota vertikálneho teplotného gradientu 0,6 °C na 100 m nadmorskej výšky. V spodnej časti troposféry má vertikálny gradient svoj denný a ročný chod. Cez deň a v lete dosahuje najvyšších hodnôt, v noci a v zime minimálnych, často až záporných hodnôt. Závislosť na poklese teploty s výškou však nie je jednoduchá. Podľa priemerných mesačných teplôt závisí pokles teploty vzduchu s výškou na miestnych pomeroch a to tak, či ide o pokles z doliny na svah, alebo zo svahu na vrcholy, od veterných pomerov, od expozície terénu atď. Vertikálna zmena teploty vzduchu má výrazný ročný chod aj na Slovensku. Najmenší gradient pripadá na január, najmä pri prechode z kotlín na svah a je pod 0,3 °C/100 m. Najväčší gradient je v máji až 0,8 °C, v lete je nad 0,6 °C, na jeseň pod 0,5 °C. Pri dennom chode sa výraznejšie uplatňuje rozdiel medzi nočnými a dennými hodinami. Cez deň je väčší ako v noci. V strednej a vysokej troposféře (zhruba od výšky 2000 m po tropopauzu) sa hodnota vertikálneho teplotného gradientu približuje k vlhkoadiabatickému gradientu (0,5 °C/100 m), lebo tu dochádza ku kondenzácii vodnej pary a tvorbe oblakov. V úrovni tropopauzy hodnoty vertikálneho teplotného gradientu klesajú a v stratosfére existuje prakticky izotermia. Pri vertikálnom teplotnom gradiente rozlišujeme suchoadiabatický a vlhkoadiabatický gradient. Su-chodiabatický teplotný gradient je zmena teploty pri vertikálnom, adiabaticky prebiehajúcom premiestňovaní suchého, vodnou parou nenasýteného vzduchu. Jeho hodnota je 1 °C/100 m výšky. Ochladzovaním vlhkého nenasýteného vzduchu môže dôjsť ku kondenzácii vodnej pary, pri ktorej sa uvoľňuje latentné teplo, ktoré zmenšuje ďalšie ochladenie. Toto ochladenie je menšie ako suchoadiabatické a vyjadruje sa pomocou vlhkoadiabatického teplotného gradientu, ktorý je 0,5 °C/100 m výšky. Priemerné mesačné a ročné teploty vybraných miest na Slovensku sú uvedené v tab. 3.2. Následne je na obr. 3.6 znázornená závislosť poklesu teploty s nadmorskou výškou. Výnimkou sú kotliny, ktoré sú v zime ovplyvnené silným vyžarovaním a inverziou. 3.2.5. Teplotná inverzia Gradienty teploty vzduchu vyjadrovali zmenu s výškou a to tak, že teplota vzduchu s výškou klesá, Keď sa teplota vzduchu s výškou zvyšuje, hovoríme o teplotnej inverzii. Podľa výšky vrstvy inverzie nad zemou sa rozlišujú: • prízemná inverzia - začína sa od zemského povrchu a končí sa vo výške, kde už teplota nestúpa, • výšková inverzia - má dolnú hranicu v určitej výške nad zemským povrchom. Inverzie teploty sú sprievodným javom stabilného rozvrstvenia zduchu, keď niet výstupných vzdušných prúdov a keď pôsobí silné vyžarovanie zemského povrchu. Inverzia teploty bráni premiešavaniu vzduchu, čím dochádza v nižších polohách k vytváraniu hmiel, v mestách dochádza k zvýšenej koncentrácii škodlivín v ovzduší a vzniká smog. V horských polohách je vznik nad hornou hranicou inverzie jasné a teplé počasie. 18 Tabulka 3.2 Priemerné mesačné a ročné teploty vzduchu (v °C) v období 1961 - 1990 Stanica I II III IV V VI VII VIII K X XI XII Rok Bardejov -4,3 -2,1 2,2 8,1 13,1 16,2 17,7 16,8 13,0 8,0 2,7 -2,2 7,4 Bratislava, letisko -1,5 0,9 5,0 10,2 15,1 18,3 20,1 19,3 15,4 9,9 4,4 0,5 9,8 Čadca -3,7 -1,9 1,7 6,7 12,0 14,8 16,2 15,6 12,2 7,7 2,7 -1,8 6,8 Červený Kláštor -5,3 -2,8 1,2 6,6 11,5 14,5 15,8 15,1 11,9 7,3 1,9 -3,1 6,2 Hurbanovo -1,5 0,9 5,3 10,7 15,6 18,6 20,2 19,5 15,5 10,2 4,7 0,4 10,0 Košice, letisko -3,5 -0,9 3,6 9,5 14,4 17,4 19,0 18,3 14,4 8,9 3,2 -1,4 8,6 Liptovský Hrádok -4,8 -2,7 1,2 6,6 11,6 14,6 15,9 15,1 11,6 6,8 1,6 -3,1 6,2 Moldava nad Bodvou -3,8 -0,9 3,7 9,6 14,5 17,5 19,0 18,1 14,3 8,8 3,1 -1,6 8,5 Myjava -2,8 -0,7 3,4 8,5 13,3 16,3 17,8 17,4 13,8 8,9 3,2 -1,0 8,2 Nitra -1,7 0,7 5,0 10,4 15,1 18,0 19,8 19,3 15,6 10,4 4,5 0,1 9,8 Oravská Lesná -5,7 -4,3 -0,9 4,1 9,6 12,8 14,1 13,4 9,9 5,6 0,7 -3,8 4,6 Piešťany -2,0 0,4 4,5 9,6 14,5 17,4 18,9 18,4 14,7 9,7 4,2 -0,2 9,2 Poprad -5,0 -3,2 0,7 6,0 1,0 14,1 15,5 14,8 11,5 6,7 1,3 -3,3 5,8 Prievidza -2,5 0,1 3,9 9,1 14,1 17,0 18,5 17,9 14,1 9,3 4,0 -0,6 8,7 Rimavská Sobota -3,7 -0,7 4,0 9,8 14,7 17,7 19,4 18,6 14,6 9,0 3,3 -1,5 8,8 Rožňava -3,8 -0,8 3,5 9,3 14,1 17,1 18,7 17,8 14,0 8,8 3,0 -1,9 8,3 Sliač -3,9 -1,2 3,1 8,6 13,6 16,6 18,1 17,3 13,5 8,4 3,1 -1,9 7,9 Štrbské pleso -5,1 -4,4 -1,8 2,8 7,8 10,8 12,4 12,1 9,0 5,2 -0,3 -3,8 3,7 Telgárt -5,4 -3,9 -0,6 4,6 9,7 12,6 14,2 13,6 10,2 5,7 0,3 -3,9 4,8 Trstená -4,5 -3,2 0,6 5,7 10,8 13,9 15,3 14,8 11,8 7,4 2,3 -2,4 6,0 Zdiar - Javorina -5,5 -4,3 -1,3 3,2 8,3 11,4 12,8 12,3 9,2 5,2 0,2 -3,9 4,0 12 7 0 -I-1-1-1-1-1-1-1 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 Nadmorská výška (m n.m) Obrázok 3.6 Závislosť poklesu priemernej ročnej teploty vzduchu (v °C) na nadmorskej výške (m n.m.) na území Slovenska Prízemné inverzie sa ďalej delia na: • radiačné inverzie - vznikajú ochladzovaním prízemnej atmosféry od aktívneho povrchu dlhovlnným vyžarovaním. Tvoria sa za jasných nocí pri malých rýchlostiach vetra. V ranných hodinách zanikajú okrem zimy, kedy sa môžu udržať aj niekoľko dní. Výška možných inverzií počas noci rastie a dosahuje desiatky metrov, výška zimných inverzií je 102 až 103 metrov. • advekčné inverzie - vznikajú pôsobením vertikálne nerovnomernej teplej advekcie, pri ktorej sa premiestňuje relatívne teplý vzduch na studený povrch. Výskyt týchto inverzií je typický nad snehovou pokrývkou v jarnom období. Výškové inverzie môžu byť: • radiačné - vznikajú ochladzovaním vzduchu od intenzívne vyžarujúcej hornej hranice oblakov • subsidenčné - vznikajú v oblastiach vysokého tlaku. Pri zostupe vzduchu stúpa tlak, vzduch sa roztěká do strán a zmenšuje vertikálny rozmer klesajúcej vrstvy a jej teplota suchoadiabaticky stúpa. Výsledkom týchto procesov je výskyt relatívne teplej pokleslej vrstvy nad studeným vzduchom. Klimageografia a hydrogeografia 19 Veľkosť prízemných teplotných inverzií môže na Slovensku dosiahnuť od niekoľkých stupňov po 20 °C aj viac. Najviac dní s inverziou na Slovensku (inverzie nočné a ranné) je koncom leta. Počet dní s inverziou v horských oblastiach Slovenska dosahuje až 40 % (podľa minimálnej teploty) a väčšie sú na severných svahoch. 3.2.6. Interdiurné zmeny teploty vzduchu V priemerných denných teplotách vzduchu býva medzi dvoma za sebou nasledujúcimi dňami určitý rozdiel. Tento rozdiel sa vyjadruje pomocou interdiurnej premenlivosti medzi priemernou dennou teplotou predchádzajúceho a daného dňa. Ak teplota stúpne, interdiurná zmena má kladnú hodnotu, ak teplota klesne, tak je hodnota záporná. Maximálne kladné a záporné interdiurné zmeny ukazujú, aký extrémny skok v teplote vzduchu môže nastať zo dňa na deň. Najväčšie interdiurné zmeny teploty sú v miernych šírkach, kde podnebie ovplyvňujú striedajúce sa teplé a studené vzduchové hmoty, hlavne tam, kde oceanita prevyšuje kontinentálnu. Na póloch sú interdiurné zmeny malé, počas polárneho leta ide o kladné hodnoty a počas polárnej zimy o záporné hodnoty. Interdiurné zmeny teploty vzduchu na rovníku sú veľmi nepatrné. Počet dní s kladnými interdiurnými zmenami teploty vzduchu je u nás na Slovensku väčší ako so zápornými interiurnými zmenami. Z toho vyplýva, že atmosferické procesy sprevádzané otepľovaním prebiehajú pomalšie, kým ochladenie prebieha v kratšom časovom intervale. 3.2.7. Charakteristické denné teploty vzduchu Teplotné pomery územia sa okrem priemerných teplôt za jednotlivé obdobia charakterizujú aj pomocou tzv. charakteristických denných teplôt, ktoré teplotné charakterizujú určité obdobia. V klimatológii sa rozoznávajú 4 takéto obdobia: • obdobie s priemernou dennou teplotou 0 °C a viac, • obdobie s 5 °C a viac, • obdobie s 10 °C a viac, • obdobie s priemernou dennou teplotou 15 °C a viac. Pre každé takéto obdobie sa určuje priemerný dátum nástupu aj ukončenia a trvania tohto obdobia. K podrobnejšiemu popisu teplotných pomerov daného miesta patria údaje o počte letných dní, tropických dní, tropických nocí, mrazových, ľadových a arktických dní: • arktický deň - deň, kedy maximum teploty vzduchu je - 10 °C a menej, • ľadový deň - deň s maximom teploty vzduchu - 0,1 °C a menej, • mrazový deň - deň s minimom teploty vzduchu - 0,1 °C a menej, • letný deň - deň s maximom teploty vzduchu 25 °C a viac, • tropický deň - deň s maximom teploty vzduchu 30 °C a viac, • tropická noc - deň s nočným minimom teploty vzduchu 20 °C a viac. 3.2.8. Rozloženie teploty v planetárnej mierke a jej sezónne zmeny Rozloženie teploty vzduchu v planetárnom merítku je ovplyvnené regionálnymi rozdielmi v energetickej bilancii systému aktívny povrch - atmosféra, veľkopriestorovým prúdením v atmosfére a morskými prúdmi. Pre teploty na Zemi platí: • teplota vzduchu klesá od rovníka k pólom, pokles je výraznejší na tej pologuli, kde je práve zimné obdobie. • najnižšie teploty (tzv. póly zimy) sa na severnej pologuli vyskytujú v Jakutskej oblasti a v Grónsku, kde klesajú teploty až na -70 °C. Na južnej pologuli je to v Antarktíde, až - 80 °C. Absolútne minimum bolo namerané na stanici Vostok 21. 7. 1983 a to -89 °C. Na tejto stanici je aj najnižšia priemerná ročná teplota vzduchu a to -55,6 °C. Najnižšia teplota na Slovensku bola nameraná vo Vígľaši - Pstruši a to -41 °C. Najnižšia priemerná ročná teplota vzduchu je na Lomnickom štíte, -3,7 °C. • najvyššie teploty sa v letnom období severnej pologule vyskytujú na Sahaře, v oblasti Perzkého zálivu a v strednom povodí Indu, na juhu USA a v Mexiku. Na južnej pologuli sú v lete najvyššie teploty v centre Austrálie a v Južnej Amerike v severnej časti púšte Atacama. Absolútne maximum 57,8 °C bolo namerané v San Luis (Mexiko) a v El Azizia (Líbya). Najvyššia teplota nameraná na Slovensku bola 39,8 °C a najvyššia priemerná ročná teplota je v Bratislave na Trnavskej ceste a to 10,1 °C. 20 • v zimnom období sú v rovnakej zemepisnej šírke oceány teplejšie ako kontinenty. Príčinou je nerovnomerné ohrievanie vody a pevniny. • teplé morské prúdy podmieňujú kladné odchýlky teploty v porovnaní so susednými oblasťami rovnakých zemepisných šírok. Vplyv studených prúdov je opačný • vplyvy atmosferickej cirkulácie sa výrazne prejavujú v januári nad Áziou a Severnou Amerikou. Nad západné časti preniká relatívne teplejší vzduch z oceánov, nad východnými časťami sú v zime sezónne tlakové výše, v ktorých sa suchá atmosféra ochladzuje dlhovlnným vyžarovaním. Preto sa tam vyskytujú oba póly zimy na severnej pologuli: severovýchodná Sibír (Verchojanská a Ojmiakonská kotlina) a centrálne Grónsko. Z podobných príčin je pól zimy južnej pologule nad Antarktídou. 3.3. TEPLOTA PÔDY Teplota aktívneho povrchu pôdy má pri radiačnom režime počasia denný chod. Maximum dosahuje na poludnie, minimum pred východom Slnka. Pri ročnom chode teploty pôdy je tiež jedno maximum a jedno minimum, Počas zamračených dní je denná amplitúda teploty povrchu pôdy menšia a pri výmene vzdušných hmôt periodicita denného chodu nemusí ani existovať. Na dennú amplitúdu teploty pôdneho povrchu má veľký vplyv aj vegetačný kryt a snehová pokrývka. Tak, ako preniká tepelná energia z aktívneho povrchu do hĺbky menia sa aj teplotné pomery pôdy. Tieto zmeny sú charaktizované Fourierovými zákonmi: • perióda výkyvov teploty pôdy (dennej, ročnej) sa s hĺbkou nemení, • teplotná amplitúda sa s aritmetickým rastom hĺbky zmenšuje to znamená, že v určitej hĺbke klesá denná a ročná amplitúda teploty na 0 °C. Stála ročná teplota sa vyskytuje v hĺbke 10 - 30 m, • čas maxima a minima teploty sa v dennom a ročnom chode oneskoruje s hĺbkou, • hĺbky stálej dennej a ročnej teploty sú v rovnakom pomere ako odmocniny periód výkyvov. 3.4. VLHKOST VZDUCHU, VYPAROVANIE A KONDENZÁCIA 3.4.1. Charakteristika vlhkosti vzduchu Aj keď je vodná para v atmosfére v malom množstve, je veľmi dôležitou súčasťou ovzdušia a má velký význam pre počasie. Jej obsah vo vzduchu je veľmi premenlivý. Vzduch môže byť úplne suchý, alebo môže obsahovať až 4% vody v podobe vodnej pary, ktorá sa kondenzuje na vodu alebo sublimuje na ľad. Čím vyššia je teplota vzduchu, tým viac vodnej pary je treba k jeho nasýteniu. Pre vyjadrenie obsahu vodnej pary vo vzduchu rozoznávame: Absolútnu vlhkosť - vyjadruje skutočné množstvo, teda hmotnosť vodnej pary v jednotke objemu vzduchu. Udáva sa v g, alebo kg.m3 vzduchu. Maximálna absolútna vlhkosť udáva najväčší možný obsah vodných pár v g.m3 alebo kg.m3. V našich zemepisných šírkach je to v priemere 5 g.m3, v lete môže byť až 15 g.m3. V suchých oblastiach Antarktídy to je len 0,02 g.m3. Tlak vodných pár - (napätie vodných pár) je to tlak vyvolaný vodnými parami, ktorý prispieva svojou hmotnosťou k celkovému tlaku vzduchu. Vyjadruje sa v rovnakých jednotkách ako tlak vzduchu (napr. v hektopascaloch hPa). Čím je vo vzduchu viac vodných pár, tým je vyšší ich tlak. Hornú hranicu napätia pre danú teplotu nazývame maximálnym napätím (alebo napätím nasýtenia), označuje sa písmenom E. Momentálne napätie (e) je skutočné napätie vodnej pary v ovzduší pri danej teplote. Relatívna vlhkosť (r) - je percentuálny pomer momentálneho napätia k maximálnemu napätiu pri tej istej teplote r = e/E . 100 % Sýtostný doplnok (d) - určuje rozdiel medzi maximálnym a momentálnym napätím, d = E - e. Rosný bod - teplota rosného bodu je teplota, pri ktorej obsahuje vzduch stav nasýtenia vodnou parou. Čím je väčší rozdiel medzi teplotou vzduchu a teplotou rosného bodu, tým je vzduch suchší. Špecifická (merná) vlhkosť vzduchu (s) - Vyjadruje hmotnosť vodnej pary v jednotke hmotnosti vlhkého vzduchu. Meria sa v g.kg1 alebo v g.g_1. Napätie pary má jednoduchý alebo dvojitý denný chod. Jednoduchý chod je viazaný na malú intenzitu turbulencie a vyskytuje sa nad povrchom vody. Súvisí s denným chodom teploty aktívneho povrchu a výparu a nazýva sa typom zimným, alebo morským. Maximum napätia pary sa vyskytuje o 13.00 h, minimum v čase minima teploty. Vo väčších výškach nad aktívnym Klimageografia a hydrogeografia 21 povrchom (od 104m) sa vyskytuje letný typ (pevninský). Je charakterizovaný dvojitým maximom a dvojitým minimom. Denný chod relatívnej vlhkosti má opačný priebeh ako denný chod teploty. Pre ročný chod napätia pary v našich klimatických podmienkach platí to isté, čo pre ročný chod teploty vzduchu. Ročný chod relatívnej vlhkosti je opačný. 3.4.2 Charakteristika výparu Vlhkosť v podobe vodnej pary sa dostáva do atmosféry vyparovaním z aktívneho povrchu. Voda sa vyskytuje na Zemi v troch skupenstvách: tuhom, kvapalnom a plynnom. Do atmosféry sa dostáva pri pro- ce-soch vyparovania. Proces vyparovania si vysvetlíme tak, že počet molekúl, ktoré unikajú z vody do vzduchu, je väčší ako počet molekúl, ktoré sa do vody vracajú. V čistom ovzduší sa nemusí kondenzácia vyskytnúť ani pri velkom prekročení stavu nasýtenia. Pre proces kondenzácie je potrebné, aby vzduch obsahoval drobné čiastočky, na ktorých sa usadzuje kondenzovaná vodná para. Tieto čiastočky sa nazývajú kondenzačně jadrá. Z uvedeného vyplýva, že nevyhnutnými podmienkami pre začiatok kondenzácie sú: • pokles teploty na teplotu rosného bodu, • prítomnosť kondenzačných jadier. Pokles teploty na rosný bod môže vyvolať: • ochladenie zemského povrchu a k nemu priliehajúcich vrstiev ovzdušia, • stretnutie sa teplých vzduchových hmôt so studeným podkladom, • premiešanie sa dvoch, vodnou parou nasýtených vzduchových hmôt, • adiabatické rozpínanie vzduchu. Vo vzduchu, ktorý má teplotu rosného bodu menšiu ako 0 °C, prechádza vodná para z plynného stavu do tuhého stavu. Tento proces sa nazýva sublimácia. Kondenzačně jadrá prítomné vo vzduchu rozdělujeme do 2 skupín: • nerozpustné - patria sem čiastočky pôdy, mikroorganizmy, popolček a iné, • rozpustné - patria sem roztoky rozličných solí. Tie sa dostávajú do atmosféry z povrchu morí a oceánov pri trieštení vín. Počet kondenzačných jadier nie je v celej atmosfére rovnaký. Najviac sa ich nachádza nad velkými priemyselnými strediskami, najmenej nad oceánmi. 3.4.3 Produkty kondenzácie vodnej pary na zemskom povrchu Produkty kondenzácie vodnej pary na relatívne studenom zemskom povrchu, na predmetoch a vegetácii nazývame horizontálne zrážky. Patria k nim: Rosa - vzniká skvapalnením vodnej pary vo vrstve vzduchu, ktorá prilieha k vychladnutému povrchu. Vytvára sa v teplom ročnom období pri slabom vetre za jasných nocí. Tvoria ju drobné kvapôčky vody. Zmrznutá rosa - vzniká ako rosa. Vplyvom nižšej teploty kvapôčky vody zamŕzajú. Šedivý mráz - vzniká v noci ako rosa, pri teplote predmetov nižšej ako 0 °C. Od zamrznutej rosy sa líši tým, že vzniká sublimáciou vodných pár (zmrznutá rosa vzniká kondenzáciou). Tvoria ho drobné kryštáliky ľadu. Vzniká na vodorovných povrchoch. Inoväť - vzniká pri hmlistom mrazivom počasí. Je to vrstva z kryštálikov ľadu, ktorá sa usadzuje na zvislých povrchoch, ktoré sú vystavené priamemu účinku vetra. Môže sa tvoriť aj cez deň a vytvára vrstvičku hrúbky 25 - 50 mm. Toto usadzovanie sa vyskytuje najčastejšie pri teplote -15 °C, ale nikdy pri teplote vyššej ako -3 °C. Ovlhnutie - je to povlak kvapiek, ktoré vznikajú na zvislých plochách na náveternej strane predmetov pri prúdení teplého a vlhkého vzduchu, ktorý sa od predmetov ochladzuje. Námraza - sú to vláknité biele ľadové kryštáliky, vznikajúce na náveternej strane predmetov za podmienok ako pri ovlhnutí, pri teplotách - 3 °C až - 8 °C. Svojou hmotnosťou spôsobuje škody na elektrickom vedení a pod. Jej hrúbka môže dosiahnuť až 1 m. S poklesom teploty a rýchlosti vetra sa môže zmeniť na inoväť. Ľadovica - sklovitá ľadová vrstva, ktorá vzniká zamrznutím prechladených vodných kvapiek na predmetoch, ktorých teplota je nižšia ako 0 °C. Môže dosiahnuť hrúbku až niekoľko 10 mm. Poľadovica - je to ľadová vrstva, ktorá pokrýva zemský povrch. Vzniká mrznutím neprechladených kvapiek dažďa na povrchu, ktorého teplota je nižšia ako 0 °C. 22 Obrázok 3.7 Námraza na vetvičke borovice 3.4.4. Produkty kondenzácie a sublimácie vodnej pary v spodných vrstvách atmosféry Procesmi kondenzácie a sublimácie vznikajú v atmosfére hmly, oblaky a zrážky (budeme sa s nimi zaoberať ako so samostatným meteorologickým prvkom). Hmly - je to produkt kondenzácie vodnej pary pri zemskom povrchu pri ktorom je dohľadnosť menšia ako 1000 m. Do 2000 m hovoríme o dymne a málo nad 2000 m o opare. Hmly sa môžu vyskytovať pri teplotách nad i pod 0 °C. Tvoria ju drobné kvapôčky vody a pri teplote nižšej ako 0 °C sa skladá z drobných podchladených kvapôčiek vody alebo z kryštálikov ľadu. Podľa podmienok vzniku sa hmla delí na: • hmlu z vyžarovania - tvorí sa za jasných bezveterných nocí, keď sa zemský povch vyžarovaním ochladzuje. Hmla sa tvorí najskôr pri zemskom povrchu a postupne sa vyvíja vo zvislom smere. Jej hrúbka je od niekoľko metrov po niekoľko desiatok metrov. Táto hmla sa vyskytuje lokálne. Od východu Slnka a začiatku ohrievania sa podkladu táto hmla zaniká. Hmla z vyžarovania môže vznikať aj nad vodnou hladinou. • advekčnú hmlu - vzniká prúdením teplého a vlhkého vzduchu nad chladnejší povrch. Tvorí sa najčastejšie v zime a môže dosahovať až 500 m. Môže sa vyskytovať v každom dennom čase a môže sa udržať aj niekoľko dní. • frontálnu hmlu - vzniká ako následok dažďa, následkom silného vyparovania. V oblasti frontu sa stretávajú dve vzduchové hmoty. Ak je vlhkosť obidvoch hmôt blízka stavu nasýtenia, môže sa vďaka turbu-lentnému premiešavaniu teplota teplejšieho vzduchu znížiť až na hodnotu rosného bodu a tvorí sa hmla. Rozprestiera sa pozdĺž frontu na velkých priestoroch. Oblaky - oblak, môžeme charakterizovať ako viditeľný zhluk drobných vodných kvapôčiek, alebo ľadových kryštálikov v ovzduší. Výška, v ktorej teplota vystupujúceho vzduchu klesne na teplotu rosného bodu a v ktorej sa začínajú tvoriť oblaky sa nazýva kondenzačná hladina. Do určitej výšky sú oblaky tvorené len kvapkami vody, ktoré sú pod bodom mrazu prechladené. Nad hladinou ľadových jadier (-12 °C) sú oblaky tvorené ľadovými kryštálikmi. Hranicu medzi kvapkami vody a kryštálmi tvorí prechodná vrstva, ktorá sa skladá z pevných a kvapalných produktov kondenzácie vodnej pary. Množstvo vody v oblakoch sa vyjadruje vodným obsahom oblakov, ktorý udáva hmotnosť skondenzovanej vody v objeme vzduchu. Je to 105 až 4.103kg.m3. Podľa zloženia delíme oblaky na: 1. vodné- sú tvorené vodnými kvapkami (môžu byť aj prechladené) 2. zmiešané- tvoria zmes vodných kvapiek a ľadových kryštálikov 3. ľadové- sú tvorené len ľadovými kryštálmi Podľa tvaru rozlišujeme 10 základných druhov oblakov, ktoré sa ďalej delia na tvary a odrody. V značnej miere sa pri ich označení používajú latinské označenia a skratky. Rozlišujeme tieto základné druhy: • riasa - Cirrus (Ci), • riasová kopa - Cirrocumulus (Cc), • riasová sloha - Cirrostratus (Cs), • vyvýšená kopa - Altocumulus (Ac), Klimageografia a hydrogeografia 23 Cirostratus 12 km Altostratus Altocumulus Stratocumulus Cumulus Stratus Nimbôstratus 11km 10 km 9km 8km 7km 6 km 5 km 4 km 3 km 2 km lkm • vyvýšená sloha - Altostratus (As), • dažďová sloha - Nimbôstratus (Ns), • slohová kopa - Stratocumulus (Sc), • sloha - stratus (St), • kopa - cumulus (Cu), • búrkový mrak - Cumulonimbus (Cb). Schéma základných druhov oblakov je na obrázku 3.8. Riasa - vzájomne oddelené oblaky v podobe jemných bielych vlákien. Slnko aj mesiac cez ne presvitajú. Ich hrúbka je 100 - 500 m. Prechádzajú do riasových sloh a vtedy predpovedajú zhoršenie počasia. Typickým oblakom pre zhoršenie počasia je oblak Cirrus uncinus (Ci unc), tzv. riasa háčikovitého tvaru, ktorá sa vyskytuje 900 km pre teplým frontom. Riasová kopa - tvorí vrstvy alebo lavice zložené z malých bielych lístkov alebo guliek (tzv. malé baránky). Sú uložené v skupinách alebo radoch a majú tvar vín. Vyskytujú sa pred studeným frontom. Ich hrúbka je 200- 400 m, Slnko aj Mesiac cez ne presvitajú. Prítomnosť týchto oblakov signalizuje vratkú rovnováhu v hornej vrstve troposféry. Patria sem aj tzv. kondenzačně pásy {Cirrocumulus tractus, Cc trac), ktoré sa tvoria za lietadlom. Riasová sloha - tvorí biele závoje, ktoré nezakrývajú obrysy Slnka alebo Mesiaca. Tieto oblaky sú späté s príchodom teplého frontu. Skladajú sa z drobných kryštálikov ľadu a majú hrúbku od niekoľko sto metrov do niekoľkých kilometrov. Vyvýšená kopa - tvoria vrstvy alebo lavice, ktoré sa skladajú z lístkov alebo zaokrúhlených sploštených balvanov (velké baránky). Sú tvorené prevažne z prechladených kvapiek vody. Ich hrúbka je 200 až 700 m. Zrážky z týchto oblakov sa vo vzduchu vyparujú a nedosiahnu na Zem. Vyvýšená sloha - tvoria vláknitú alebo prúžkovanú záclonu sivej alebo svetlobelasej farby. Slnko a Mesiac presvitajú ako cez matné sklo, Tiene, ktoré vrhajú na predmety sú výrazné, alebo chýbajú. Hrúbka vyvýšenej slohy je až 2 km. Zrážky padajú z týchto oblakov v zime v podobe snehu, v lete sa vyparujú vo vzduchu. Dažďová sloha - pokrýva celú oblohu, padajú z nej dlhotrvajúce zrážky. Základňa je vo výške od 100 do 1000 m a hrúbka až 3 km. Slohová kopa - tieto oblaky tvoria vrstvy, ktoré sa skladajú z velkých lalokov tmavej farby s jasnejšími medzerami. Časti oblakov sa ukladajú do skupín, pásiem alebo vín. Ich hrúbka je 200 - 800 m a tvoria ich väčšinou kvapôčky vody. Vznikajú často rozširovaním oblaku Cumulus. Sloha - tvoria rovnomernú vrstvu oblakov podobnú hmle, ktorá však nedosahuje zemský povrch. Tieto oblaky vznikajú pri nasúvaní sa teplých vzduchových hmôt nad chladný povrch. Ich hrúbka je 200 - 800 m. V lete ich tvoria drobné kvapôčky vody, v zime prechladené kvapôčky a kryštáliky ľadu. Kopa - sú to žiarivo biele husté oblaky s ostro ohraničenými obrysmi, ktoré sa vertikálne vyvíjajú v podobe kôp a veží. Majú obyčajne vodorovnú tmavú základňu. Môžu sa vyskytovať v rôznych štádiách vertikálneho vývoja. Oblaky sa skladajú z vodných kvapiek a môžu byť zdrojom slabých prehánok. Búrkový mrak - je to mohutný oblak vertikálneho rozsahu. Základňu má vo výške 1-2 km, vrchol môže dosiahnuť aj cez 10 km. Búrkový mrak tvoria v horných častiach kryštáliky ľadu a prechladené kvapky vody. V spodných častiach ho tvoria kvapky vody. Vypadávajú z neho prudké zrážky a býva sprevádzaný silným vetrom. Obrázok 3.8 Základné druhy oblakov Obrázok 3.9 Vývoj búrkového oblaku - narastanie mocnosti teplého vzduchu (a), vyvinutý búrkový oblak - intenzívne vypadávanie zrážok (b), rozpad búrkového oblaku (c) 24 Ďalej oblaky podľa výšky základne delíme na: • vysoké oblaky (Ci, Cc, Cs) - základňa je vo výške od 5 do 13 km, • stredné oblaky (Ac, As) - základňa je vo výške od 2 do 7 km, • nízke oblaky (Ns, Sc, St) - základňa je od povrchu zeme do 2 km, • oblaky s vetikálnym vývojom (Cu,Cb) - základňa je vo výške od 0,5 do 1,5 km, horná hranica môže siahať až nad tropopazu. Podľa príčin vzniku delíme oblaky na: • konvektívne oblaky (Cu, Cb) - konvekciou sa nazývajú vertikálne prúdy vystupujúceho vzduchu následkom nerovnomerného ohrievania od podložia. Konvekcia vzniká nad pevninou cez deň pri slnečnom počasí a pri zasunutí studenej vzduchovej hmoty nad teplé podložie. Pri konvektívnom prúdení vznikajú kopy (Cumulus), ktoré, keď sa ďalej vyvíjajú, prechádzajú do búrkového oblaku (Cumulonimbus), • frontálne oblaky - vznikajú pri výstupe vzduchu na atmosferických frontoch, • orografické oblaky - vznikajú vplyvom výstupných prúdov v dôsledku horskej prekážky. Tvoria sa na náveternej strane, kde reliéf núti vzdušné prúdy vystupovať, alebo vzniknú ako oblaky z tepla, kde reliéf napomáha výstupným vzdušným prúdom. Niekedy sa z nich môžu vyvinúť oblaky Cumulonimbus s prehánkami a búrkami. • oblaky z vyžarovania - vznikajú dôsledkom dlhovlnného vyžarovania a ochladzovania atmosféry blízkej stavu nasýtenia v nočných hodinách. Tvoria súvislú vrstvu a patria k druhu Stratus. 3.4.5. Denný a ročný chod oblačnosti, rozloženie oblačnosti v planetárnom merítku Oblačnosť - je to stupeň pokrytia oblohy. Vyjadruje sa v desatinách (0 - jasno, 10 - zamračené), v sy-noptickej meteorológii sa vyjadruje v osminách pokrytia oblohy (jasno - 0-1, skoro jasno 2, malá oblačnosť 3, polojasno, polooblačno 4, oblačno 5-6, takmer zamračené 7, zamračené 8). Priemerná oblačnosť Zeme je 5,4 (v desatinnom hodnotení). Denný chod oblačnosti - v noci a ráno sa najviac vyskytujú oblaky druhu Stratus, kopovité oblaky Cu-mulus sa vyskytujú zase cez deň, hlavne v horských oblastiach. V našich klimatických podmienkach je počas dňa dvojité maximum oblačnosti: ráno a v popoludňajších hodinách. V zime sa vyskytuje jedno maximum, ráno, v rovníkových oblastiach sa maximum vyskytuje popoludní. Ročný chod oblačnosti - najväčšia oblačnosť u nás je v zime a súvisí s cyklonálnou činnosťou. Minimum pripadá na jeseň alebo leto. V tropických oblastiach sa maximum vyskytuje v lete (pri letnom slnovrate) a minimum v zime. V monzunových oblastiach je maximum v období letného a minimum v období zimného monzunu. V sub trópoch je maximum oblačnosti viazané na cyklonálnu činnosť v zime a minimum pripadá na leto. .......V V VI VII VIII IX X XI XII .......V V VI VII VIII IX X XI XII Mesiace Mesiace I II III IV V VI VII VIII X X XI XII I II III IV V VI VII VIII X X XI XII Mesiace Mesiace Obrázok 3.10 Ročný chod oblačnosti vo vybraných lokalitách Slovenska Klimageografia a hydrogeografia 25 3.5 ATMOSFERICKÉ ZRAZKY 3.5.1. Charakteristika atmosferických zrážok Sú to produkty kondenzácie alebo sublimácie vodnej pary v ovzduší dopadajúce na zemský povrch alebo na ňom vznikajúce. Ide o všetku vodu v kvapalnom alebo tuhom skupenstve vypadávajúcu zo všetkých druhov oblakov, alebo sa usadzujúcu na zemskom povrchu (pozri kapitolu 3.4.4). V tejto kapitole bude reč o vypadávaní zrážok z oblakov. Atmosferické zrážky vznikajú tak, že vodné kvapky a ľadové kryštáliky sa spájajú, zväčšujú svoj objem a výstupné prúdy v atmosfére ich už nedokážu udržať a vypadávajú na zemský povrch. Hovoríme vtedy o tzv. vertikálnych zrážkach. Podľa skupenstva, tvaru a veľkosti rozlišujeme niekoľko typov vertikálnych zrážok: 1. dážď- tvoria ho vodné kvapky o priemere minimálne 0,5 mm, maximálne 2 mm 2. mrholenie - tvoria ho malé kvapky, menšie ako 0,5 mm, 3. sneh - je tvorený ľadovými kryštálikmi hviezdicového tvaru. Pri teplotách nad -5 °C sú kryštály väčšie a zhlukujú sa do vločiek, 4. snehové krúpky - biele nepriesvitné ľadové guľovité zrná s priemerom 2-5 mm, 5. snehové zrná - malé biele nepriesvitné ľadové guľovité zrná s menšie ako 1 mm, 6. mrznúci dážď - priehľadné ľadové zrná o priemere menšom ako 5 mm. Vzniká zmrznutím dažďových kvapiek, alebo roztopením snehových vločiek, 7. krúpy - guličky alebo kúsky ľadu, ktoré majú priemer 5-50 mm, 8. snehové ihličky - sú tvorené ihlicovými, stípikovými alebo doštičkovými kryštálikmi ľadu. Okrem týchto tvarov sa môžu vyskytnúť aj iné tvary (napr. dážď so snehom). Cumulonimbus Kvapky vody a kryštály ľadu Kvapky vody a kryštály ľadu . .' Obrázok 3.11 Jednotlivé druhy vertikálnych zrážok v závislosti na type oblakov, z ktorých vypadávajú 3.5.2. Denný a ročný chod zrážok Pri dennom chode rozlišujeme dva základné typy chodu zrážok: 1. pevninský typ - má dve maximá a dve minimá. Hlavné maximum sa vyskytuje po poludní, vedľajšie ráno a súvisí s denným chodom oblačnosti 2. morský typ (pobrežný) - má jedno maximum v ranných hodinách a minimum popoludní Denný chod zrážok v horách je rozdielny vo vrcholových polohách a úpätných polohách. Vo vrcholových oblastiach sa maximum vyskytuje popoludní (tvorba konvektívnych oblakov), na úpätí v noci (dôsledok kondenzácie v studenom vzduchu, ktorý steká zo svahov a radiačného ochladzovania oblakov). Pri ročnom chode môžeme vyčleniť niekoľko základných typov viazaných na všeobecnú cirkuláciu atmosféry: 1. rovníkový typ - je charakteristický dvoma obdobiami dažďov vyskytujúcich sa v časoch rovnodennosti 26 Obrázok 3.12 Klimageografia a hydrogeografia 27 2. tropický typ - dve rovníkové maximá sa približujú s rastúcou zemepisnou šírkou až k ich splynutiu, ktoré sa viaže na letné obdobie a trvá asi 4 mesiace 3. typ tropických monzúnov - je podobný ako predchádzajúci typ, ale je výraznejší. Obdobia dažďov a sucha sú ostro ohraničené. 4. typ subtropický, stredomorský - minimum zrážok pripadá na leto, (vplyv anticyklon) a maximum na jeseň a zimu 5. pevninský typ miernych šírok - maximum zrážok pripadá na leto, minimum na zimu. Vyskytuje sa v centrálnych častiach kontinentu pokiaľ nejde o suché (aridné) oblasti. 6. morský typ miernych šírok - maximum zrážok sa môže vyskytnúť v zime, alebo je charakteristický rovnomerným rozložením zrážok počas celého roka. Vyskytuje sa na západných okrajoch kontinentov 7. monzunový typ miernych šírok - maximum zrážok je v lete, minimum v zime. Tento typ je podobný pevninskému typu miernych šírok, amplitúda ročného chodu zrážok je vyššia. Tento typ je typický pre východnú Áziu. 8. polárny typ - maximum zrážok pripadá na obdobie najvyššej vlhkosti, t. j. na leto, minimum na zimu. V oblastiach oceánov sa môže maximum presúvať na zimu. Obrázok 3.13 Monzunový typ chodu zrážok. Situácia v decembri (a) - severovýchodný vietor je suchý, zrážky nevypadávajú. Situácia v máji (b) - nástup letného monzunu. Situácia v júli (c) - vrcholenie letného monzúnu, denné úhrny zrážok dosahujú aj 200 mm. Situácia v novembri (d) - doznievanie juhozápadnej cirkulácie, nástup zimného monzúnu 3.5.3. Rozloženie ročných úhrnov zrážok na Zemi Hlavnými faktormi rozloženia zrážok na Zemi sú: rozloženie oblačnosti, rozloženie oceánov, tvar a rozloženie pevnín a reliéf. Reliéf na zemskom povrchu predstavuje prekážku pri prúdení vzduchu. Na ná- 28 veterných svahoch hôr dochádza k výstupu vzduchu a s ním spojeným adiabatickým ochladzovaním a k tvorbe oblakov a zrážok. Na náveterných stranách s výškou zrážky stúpajú. Deje sa tak po určitú úroveň, od ktorej zase zrážky s výškou klesajú. Výška úrovne je tým väčšia, čím je vyššie hladina kondenzácie. V pohoriach vo vnútri kontinentov leží hladina vyššie ako na ich okrajoch (napr. Alpy 2 000 m, Kaukaz 2 500 m, Altaj 3 000 m, Pamír 4 500 - 5 000 m). Ročné úhrny medzi obratníkmi sú 1 000 - 2 000 mm v dôsledku vysokej vlhkosti vzduchu a silnej konvekcie. Medzi oblasti s najvyšším množstvom zrážok patrí povodie Amazonky, pobrežie Guinejského zálivu, Indonézia, ostrovy v Tichom oceáne. Zrážky tu môžu presiahnuť aj 6 000 mm. Mys Debunďža na úpätí Kamerunskej hory, alebo náveterné svahy Havajských ostrovov majú viac než 9 000 mm. V oblasti Indického oceánu sú v dôsledku monzúnovej cirkulácie oblasti vysokých zrážok posunuté do vyšších zemepisných šírok nad Prednú a Zadnú Indiu a Madagaskar. Na náveterných svahoch Himalájí leží miesto, kde padne najviac zrážok na Zemi. Je to Čerápundží a priemerný ročný úhrn dosahuje až 10 880 mm. V subtropických oblastiach vysokého tlaku množstvo zrážok neprevyšuje 250 mm. Podobné pomery sú v centrálnych častiach Ázie a v južných častiach miernych šírok. V miernych šírkach sú zrážkové úhrny vyššie a dosahujú od 300 do 1 000 mm. Zrážkové úhrny klesajú v dôsledku prevládajúceho západného prúdenia od západných okrajov pevnín (500 - 1 000 mm) smerom na východ (300 mm). Výrazne sa tu prejavuje vplyv náveterných a záveterných strán. V polárnych oblastiach sú zrážky malé a neprevyšujú 200 mm. Príčinou je malý vodný obsah oblakov a existencia oblastí vysokého tlaku vzduchu. Na Slovensku sa pohybuje ročný úhrn zrážok od 500 do 800 mm, v pohoriach cez 1 000 mm. Výrazne sa tu tiež prejavuje vplyv zrážkových tieňov (Spiš, Liptov). Najväčší priemerný ročný úhrn je vo Vysokých Tatrách na Zbojníckej chate (1958 m.n.m.) a to 2 130 mm. 3.6. TLAK VZDUCHU 3.6.1. Charakteristika tlaku vzduchu Tlak vzduchu je sila vyvolaná hmotnosťou vzduchového stĺpca, ktorý siaha od výšky merania až k hornej hranici atmosféry. Základnou jednotkou tlaku vzduchu je pascal. V meteorológii sa vyjadruje stoná-sobkom základnej jednotky, t.j. v hektopascaloch (hPa). Skôr sa vyjadroval v milibaroch, torroch alebo milimetroch ortuťového stĺpca. Medzi týmito jednotkami platí tento vzťah: 1 hPa = 100 Nm2 = 1 mbar = 0,75 torr (mm Hg) Priemerná hodnota tlaku vzduchu na hladine mora pri teplote 15 °C je 1013,27 hPa. Tento tlak zodpovedá hmotnosti ortuťového stĺpca vysokého 760 mm s priemerom 1 cm2. Na veľkosť tlaku má vplyv: teplota vzduchu, obsah vodných pár, nadmorská výška a zemepisná šírka. S pribúdajúcou nadmorskou výškou tlak vzduchu klesá, do výšky 700 m n. m. na každých 8 m o 1 hPa. Vo výške 5500 m dosahuje tlak vzduchu asi polovicu tlaku ako pri zemskom povrchu. Čím je vzduch chladnejší (ťažší), tým rýchlejšie klesá tlak smerom do výšky. Čím je vzduch teplejší (ľahší), tým je pokles tlaku vzduchu s výškou pomalší Aby bolo možné porovnávať údaje o tlaku vzduchu zo staníc, ktoré sú v rôznej nadmorskej výške, prepočítavajú sa hodnoty na hladinu mora. Rozdelenie tlaku vzduchu sa na synoptických mapách znázorňuje pomocou izobár. Izobary sú miesta s rovnakým tlakom vzduchu. 3.6.2. Barické pole Barickým poľom nazývame rozloženie tlaku v atmosfére. Pre barické pole je typická premenlivosť tlaku v priestore i čase a je charakterizované pomocou plôch s rovnakým tlakom vzduchu, tzv. izobarické plochy. V dôsledku nerovnomerného rozloženia tlaku vzduchu môžeme v barickom poli vyčleniť charakteristické tlakové útvary (obr. 3.14). 1. oblasť vysokého tlaku (tlaková výš, anticyklona) - je vymedzená koncentricky usporiadanými uzavretými izobarami, s najvyšším tlakom v strede. Smerom k okrajom anticyklony tlak klesá. V synoptických mapách sa označuje písmenom V (výš), v Nemecku a Anglicku písmenom H. Tlakové výše pokrývajú väčšie oblasti ako tlakové níže a pohybujú sa pomalšie. Pre tlakovú výš sú typické zostupné pohyby vzduchu vo voľnej atmosfére, pri ktorých sa vzduch adiabaticky otepľuje a vysušuje. Pri zemi prúdenie vzduchu smeruje od stredu k okrajom. Vplyvom zemskej rotácie sa toto prúdenie stáča na severnej pologuli v smere hodinových ručičiek od stredu k okrajom, na južnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek od stredu k okrajom. Zostupné prúdy spôsobujú v tlakových výšach jasné počasie, so slabým Klimageografia a hydrogeografia 29 vetrom s velkými amplitudami teploty vzduchu počas dňa. V lete je počasie v tlakových výšach teplé, slnečné a suché, v zime zase chladné, mrazivé, bez zrážok. 2. Oblasť nízkeho tlaku (tlaková níž, alebo cyklona). Je vymedzená uzavretými koncentricky usporiadanými izobarami s najnižším tlakom v strede. Smerom k okrajom tlak vzduchu stúpa. Stred tlakovej niže sa označuje písmenom N (níž), v Nemecku Tav anglicky hovoriacich L. Priemer tlakovej niže sa pohybuje od niekoľko sto do niekoľko tisíc km. Stred niže môže byť nepohyblivý, alebo sa presúva. Pretože v strede cyklony je najnižší tlak, smeruje prúdenie vzduchu od vyššieho tlaku na okraji k nižšiemu do stredu. To znamená, že prúdenie na rozdiel od anticyklony smeruje dovnútra a vplyvom zemskej rotácie sa stáča na severnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek, na južnej pologuli v smere hodinových ručičiek. Vzduch sa pri Zemi zbieha zo všetkých strán do stredu tlakovej niže, kde vystupuje hore. Tento výstup spôsobuje kondenzáciu vodnej pary. V tlakovej níži prevláda oblačné počasie zo zrážkami a silným vetrom. V zime prináša tlaková níž oteplenie a zrážky, v lete ochladenie a zrážky. 3. Hrebeň vysokého tlaku - je to pásmo vyššieho tlaku vzduchu vybiehajúceho z tlakovej výše alebo oddeľujúceho dve tlakové niže. Najvyšší tlak sa vyskytuje v osi hrebeňa. V oblasti hrebeňa vysokého tlaku prevláda podobné počasie ako v tlakovej výši. 4. Brázda nízkeho tlaku - je pásmo nižšieho tlaku vybiehajúce z tlakovej niže alebo oddeľujúce dve tlakové výše. Najnižší tlak je v osi brázdy. Prevláda tu podobné počasie ako v tlakovej níži. 5. Barické sedlo - je to časť barického poľa medzi dvoma protiľahlými výšami a nížami, poprípade medzi dvomi hrebeňmi a brázdami. Obrázok 3.14 Mapa barického poľa 3.6.3. Denný a ročný chod tlaku vzduchu Denný chod - denný chod tlaku vzduchu je najvýraznejší v rovníkových oblastiach. Vyznačuje sa dvojitým maximom (pred poludním a pred polnocou) a dvojitým minimom (skoro ráno a popoludní). Amplitúda môže dosiahnuť až 4 hPa. Smerom k vyšším zemepisným šírkam sa amplitúda zmenšuje a v miernych a vysokých šírkach je denná periodicita zmien prekrytá neperiodickými zmenami tlaku. Ročný chod - závisí na sezónnom zvýrazňovaní a zoslabovaní stacionárnych tlakových útvarov a na formovaní a zániku sezónnych tlakových útvarov. Rozlišujeme tieto ročné chody: 1. pevninský - s maximom v zime (zimné anticyklony) a minimom v lete, 2. oceánsky vysokých šírok - sezónne zvýrazňovanie a zoslabovanie stacionárnych anticyklon, s maximom tlaku začiatkom leta a minimom v zime, 3. oceánsky miernych šírok (nemonzúnový) - dvojité nevýrazné maximum v lete a v zime a dvojité nevýrazné minimum na jar a na jeseň, 4. monzunový - maximum je v zime, minimum v lete. 30 Nad oceánmi rovníkových šírok (okrem monzunových oblastí) je ročný chod tlaku vzduchu velmi nevýrazný. 3.6.4. Rozloženie tlaku vzduchu Oblasti s prevládajúcim výskytom tlakových výší a níží nazývame akčné centrá atmosféry. Prevláda v nich v priebehu roka opakovaná tvorba a zánik rovnakých tlakových útvarov. Podľa povahy tlakových útvarov na ktoré sú centrá viazané, rozlišujú sa centra stále a sezónne. V januári je pozdĺž rovníka pás nízkeho tlaku s troma nížami nad Južnou Amerikou, Afrikou a Austráliou tiež s ostrovmi juhovýchodnej Ázie a západnej Oceánie. Tento pás nízkeho tlaku je v oblasti 30 - 35° s.š. a j.š. lemovaný izolovanými subtropickými oblasťami vysokého tlaku, hlavne nad oceánmi (azorská a havajská tlaková výš). Sú to stacionárne tlakové výše (v zime sú slabšie). V miernych šírkach severnej pologule sa v uvedených šírkach vyskytuje súvislý pás nízkeho tlaku. V polárnych oblastiach je tlak vyšší. Nad Antarktídou sa vytvára výrazná tlaková výš, v Arktíde je zvýšenie tlaku len mierne.V lete sa rovníkový pás nízkeho tlaku presúva od rovníka na sever, čo sa prejavuje na polohe tlakových níží (mexická a iránska níž). Oblasti vysokého tlaku v subtropických šírkach sa udržujú. Stacionárne tlakové niže miernych šírok severnej pologule spolu so sezónnymi nížami nad kontinentmi vytvárajú súvislý pás nízkeho tlaku, od ktorého tlak k pólom stúpa. V rovnakých šírkach južnej pologule sa udržuje aj v júli súvislý pás nízkeho tlaku a v Antarktíde tlaková výš. Tabulka 3.3 Beaufortova stupnica sily vetrov Ball (°B) Pomenovanie vetra Rýchlosť vetra (km.li1) Stav hladiny mora Dĺžka vln (m) Výška vln (m) 0 Bezvetrie 0-1 Zrkadlovo hladké more - - 1 Vánok 2-6 Malé šupinovité vlny, ktoré ešte nemajú hrebene do 5 do 0,25 2 Slabý vietor 7-12 Vlnky dostávajú hrebene, ktoré sa ešte nelámu do 15 do 0,75 3 Mierny vietor 13-18 Hrebene vln sa začínajú mierne lámať a ojedinelé sa vytvárajú aj prvé peny do 25 do 1,00 4 Dosť čerstvý vietor 19-26 Vlny sa začínajú predlžovať a objavuje sa viac spenených hrebeňov vín do 50 0,75 - 200 5 Čerstvý vietor 27-35 Vlny sú už dlhé a všade vidno ich spenené hrebene. Ojedinelé sa ukazuje aj vodný peľ. More šumí. do 75 2-4 6 Silný vietor 36-44 Začínajú sa tvoriť veľké vlny a ich peny vytvárajú súvislé plochy. Vo vzduchu cítiť vodný peľ. Šum mora počuť aj z veľkej diaľky. do 100 3-6 7 Prudký vietor 45-54 More sa váľa, peny sa začínajú ukladať v smere vetra. More začína hučať. do 135 5-7 8 Búrlivý vietor 55-65 Vysoké vlny rozprašujú vodný peľ a ich spenené hrebene zanechávajú výrazné biele pásy v smere vetra. More hučí. nad 150 7-10 9 Víchrica 66-77 Vysoké kopcevln sa rýchlo prevalújú a zanechávajú husté biele pásy. Vodný peľ spôsobuje zníženie viditeľnosti. More hrmí. nad 200 7-10 10 Silná víchrica 78-90 More je úplne biele, viditeľnosť je slabá, vlny sú veľmi vysoké a dlhé. More buráca. do 250 10-15 11 Mohutná víchrica 91-104 Ohromné vlny, veľmi slabá vidteľnosť pre veľmi hustý vodný peľ. do 300 10-15 12 Orkán 105-134 Viditeľnosť úplne zaniká, lebo vzduch je plný vodného pelú. nad 300 10-15 3.7. PRÚDENIE VZDUCHU-VIETOR 3.7.1. Charakteristika prúdenia vzduchu Prúdenie vzduchu, vietor vzniká pri nerovnomernom rozložení tlaku vzduchu. Vyrovnáva rozdiely tlaku prúdením z oblasti vyššieho do oblasti nižšieho tlaku. Pri vetre sa sleduje jeho smer a rýchlosť. Smerom Klimageografia a hydrogeografia 31 sa rozumie to, odkiaľ vietor fúka. Udáva sa v stupňoch (napr. 90° = východný vietor, 180° = južný, 270° = západný, 360° = severný vietor). Môže sa tiež udávať v medzinárodných skratkách, vychádzajúcich z anglických názvov smerov. Rýchlosť vetra sa určuje v m.s1 a platí: 1 m.s1 = 3,6 km.h_1, 1 km.h1 = 0,27 m.s_1. Rýchlosť vetra sa môže určovať tiež pomocou Beaufortovej stupnice. V tab. 3.3 ju uvádzame aj z popisom morskej hladiny (tzv. jachtársky variant). Vietor je tým silnejší, čím väčší je tlakový gradient (čím sú hustejšie izobary na synoptickej mape). Na synoptickej mape je vietor totožný s izobarami, v blízkosti zemského povrchu je ovplyvňovaný silou trenia, takže vietor zviera s izobarami ostrý uhol. 3.7.2. Miestne vetry Sú to vetry, ktoré vznikajú na malých územiach. Patria sem: bríza, foli n, bóra, horský a dolinový vietor, ľadovcový vietor. Bríza - je to tzv. pobrežný vánok (obr.3.15). Je to vietor, ktorý sa vyskytuje pri pobrežiach morí a veľkých jazier. Príčinou vzniku brízy je nerovnaké ohrievanie pevniny a mora. Cez deň sa pevnina viac ohreje ako more, vzduch je ľahší a stúpa hore. Na jeho miesto prúdi chladnejší vzduch z mora. V noci je teplejšie more, vzduch stúpa a na jeho miesto prúdi vzduch z pevniny. Horizontálny rozsah je 20 - 30 km a zasahuje do výšky 600 - 800 m. Obrázok 3.15 Pobrežný vánok - bríza. V dôsledku nerovnomerného ohrievania pevniny a mora počas dňa (a) vanie vietor smerom k pevnine. V nočných hodinách (b) je smer prúdenia opačný Föhn - vyskytuje sa v hoských oblastiach. Je to teplý a suchý vietor, ktorý sa vyskytuje na záveterných svahoch. Aby vznikol musí sa vyskytovať na obidvoch stranách horského hrebeňa rozličný tlak. Vzduch sa prevaľuje ponad hory z oblasti vyššieho tlaku do oblasti nižšieho tlaku. Vzduch, ktorý je nútený na náve-ternej strane vystupovať sa adiabaticky ochladzuje o 1 °C/100 m (lebo ešte nie je nasýtený vodnými parami). V úrovni hladiny kondenzácie, kde teplota vzduchu klesne na hodnotu rosného bodu končí suchoadiabatický pokles teploty a začína vlhkoadiabatický pokles, ktorý je nižší a má hodnotu 0,6 °C/100 m. Na náveternej strane sa tvoria oblaky a zrážky. Zo závetria je nad hrebeňom pozorovateľná bariéra oblakov. Po prekonaní horskej prekážky vzduch klesá a pretože má menšiu vlhkosť dochádza k suchoadiaba-tickému otepľovaniu, čiže o 1 °C/100 m. Pri zostupe vzduchu na záveternej strane sa oblaky rozpúšťajú, pričom na náveternej strane vznikajú nové. Výsledkom zostupu vzduchu na záveternej strane je velké oteplenie a zníženie relatívnej vlhkosti. Föhn sa vyskytuje v Alpách, Karpatoch, v západnom Gruzínsku, na východných svahoch Skalnatých hôr, v Kanade a na Etiópskej vysočine - preto sú v Masave najvyššie priemerné ročné teploty. 32 Bóra - vzniká najmä v zime pri pretekaní studeného vzduchu cez horské prekážky, ktoré lemujú morské pobrežia. Pred pohorím sa vzduch hromadí, dosiahne výšku priesmykov a sediel, cez ktoré preteká veľkou rýchlosťou k pobrežiu (lebo je studený a ťažký). Tento vietor je typický pre pobrežie Jadranu, oblasť Novorossijska, Novú Zem, Bajkal, údolie Rhôny (Mistral), pobrežie Mexika a štát Texas (Norther). Horské a údolné vetry - príčinou ich vzniku je nerovnaké zohrievanie a ochladzovanie vzduchu, ktorý leží nad úbočiami a dolinami. Cez deň sa úbočie zohreje, vzduch je ľahší a stúpa hore, na jeho miesto sa nasúva vzduch z doliny. V noci sa vzduch na úbočí ochladí vyžarovaním, je ťažší a klesá do doliny. Ľadovcový vietor - vzniká ochladzovaním prízemnej atmosféry od povrchu ľadovcov alebo firnu. 3.7.3. VIROVE PRÚDENIE V MALOPRIESTOROVEJ MIERKE Vírové prúdenie malých rozmerov ale vysokých rýchlostí vznikajú pri výraznej nestabilitě teplotného zvrstvenia. Patria sem víry s horizontálnou osou - húľavy a víry s vertikálnou osou. Húľavy vznikajú na rozhraniach výrazných vzostupných a zostupných prúdení v prednej a tylovej časti búrkových oblakov. V blízkosti zemského povrchu sa prejavujú ako krátkodobé zosilnenie vetra s rýchlosťou presahujúcou 20 m.s-1. Obrázok 3.16 Tornádo pri americko meste Reno Pri velkej nestabilitě teplotného zvrstvenia vznikajú aj víry s vertikálnou osou. Patria sem jednak prachové víry s priemerom niekoľko metrov ale aj víry viazané na búrkové oblaky. Nad morom sa nazývajú smrště a nad pevninou tromby (v karibskej oblasti a v USA tornáda). Vznikajú ohybom okrajov húľavo-vých vírov smerom k zemi. Priemer týchto vírov je rádovo 101 až 102 m, v ich strede je tlak vzduchu v porovnaní s okrajom až o stovky hektopascalov nižší. Vírový pohyb vzduchu je v nich vzostupný a dosahuje rýchlosť 50 až 100 m.s-1. Dôsledkom je nasávanie prachu, vody a predmetov zo zemského povrchu. Je preto ľahko viditeľný a má charakteristiky tvar lievika (obr. 3.16). V dôsledku mnimálneho tlaku vo vnútri tornáda dochádza pri jeho prechode cez uzavreté objekty (budovy) k ich explózii (pretlak vzduchu). Najväčšia početnosť (viac ako 200) za rok sa vyskytuje v strednej časti USA pri advekcii teplého, nestabilne zvrstveného a vlhkého vzduchu z Mexického zálivu. Klimageografia a hydrogeografia 33 Všeobecná cirkulácia atmosféry 4.1 VZDUCHOVÉ HMOTY Troposféra sa člení fyzikálne na relatívne rovnorodé vzduchové hmoty. Horizontálne rozmery vzduchových hmôt v miernych šírkach sú 2 000 - 3 000 km, vertikálne môžu siahať po tropopauzu. Vzduchové hmoty rozdielnych vlastností sú od seba oddelené atmosferickými frontami. V závislosti na geografickej oblasti, kde sa vzduchové hmoty formujú, rozlišujeme: • arktickú a antarktickú vzduchovú hmotu, • vzduchovú hmotu miernych šírok (tzv. polárna vzduchová hmota), • tropickú vzduchovú hmotu, • ekvatoriálnu vzduchovú hmotu. Každá z týchto vzduchových hmôt, okrem ekvatoriálnej sa delí na morskú a kontinentálnu vzduchovú hmotu. Charakter vzduchových hmôt závisí od oblastí, kde vznikli. Pri presúvaní vzduchovej hmoty nad iné územie sa menia jej fyzikálne vlastnosti, čiže prichádza k transformácii vzduchovej hmoty. Táto transformácia trvá pokiaľ, nie je dosiahnutá rovnováha s podmienkami typickými pre danú oblasť (to znamená, že splynie so vzduchovými hmotami danej oblasti. Z teplotného hľadiska môžeme vymedziť 3 typy vzduchových hmôt: • teplé vzduchové hmoty - premiestňujú sa do oblastí chladnejšieho vzduchu. Prinášajú oteplenie. Táto situácia nastáva v zime pri prúdení oceánskeho vzduchu nad pevninu, • studené vzduchové hmoty - premiestňujú sa do oblastí teplejšieho vzduchu, prúdia obyčajne z vyšších zemepisných šírok do nižších, alebo z mora na pevninu (v teplej časti roka), • neutrálne vzduchové hmoty - zachovávajú sa v danej oblasti niekoľko dní bez podstatnej zmeny svojich základných vlastností. Atmosferické fronty sú úzke prechodné vrstvy, ktoré oddeľujú od seba vzduchové hmoty rôznych vlastností Ich dĺžka môže byť niekoľko sto až tisíc km, šírka od desiatok po niekoľko km. Ich výška môže siahať až k tropopauze. Fronty, ktoré oddeľujú základné geografické typy vzduchových hmôt sa nazývajú hlavné atmosferické fronty. Poznáme 3 hlavné atmosferické fronty: 1. arktický front - odděluje arktický a polárny vzduch, 2. polárny front - odděluje tropický a polárny vzduch, 3. tropický front - oddeľuje tropický vzduch od rovníkového (ekvatoriálneho). Tieto fronty, ktoré oddeľujú základné vzduchové hmoty sa v priebehu roka posúvajú za Slnkom smerom na sever alebo juh. Napr. v zime sa presúva polárny front na juh a v lete zase na sever. Inak prebieha prúdenie vzduchu pozdĺž frontu a fronty sú viac-menej stacionárne. Akonáhle sa začne front premiestňovať a meniť svoje miesto, hovoríme o frontoch pohyblivých. Tie sa delia na teplé, studené, oklúzne a viažu sa hlavne na cyklony Teplý front - je to úzke rozhranie medzi studeným a teplý vzduchom, ktorý sa pohybuje smerom k studenému vzduchu. Nad celým povrchom teplého frontu, ktorý je sklonený v smere jeho postupu, ľahší teplý vzduch vystupuje nad ustupujúci ťažší studený vzduch. V súvislosti s výstupnými prúdmi vzduchu dochádza ku kondenzácii vodnej pary, preto sa na teplom fronte vytvára systém typickej vrstevnatej oblačnosti, ktorá siaha stovky kilometrov pred frontálnu čiaru. 4.2. ATMOSFERICKÉ FRONTY 34 Cumulonimbus Cirrus Prílev studeného Obrázok 4.1 Teplý a studený front Zrážky (mrholenie, dážď, sneženie) sú trvalé a ich šírka je 300 - 400 km. Prvými príznakmi približujúceho sa teplého frontu sú riasy (cirrus) a háčikové riasy (Cirrus uncinus), ktoré sa vyskytujú až 900 km pred teplým frontom. Riasy prechádzajú do riasových sloh (Cirrostratus), hustnú a klesajú. Riasové slohy prechádzajú do vysokej slohy (altostratus). Z týchto oblakov môžu v zime už vypadávať zrážky. Po nich nasleduje dažďová sloha (nimbostratus), ktorá má základňu veľmi nízko a vypadávajú z nej trvalé zrážky. S približujúcim sa teplým frontom sa zhoršuje viditeľnosť, prípadne vzniká hmla a klesá tlak vzduchu. Po prechode frontu zrážky prestávajú, oblačnosť sa trhá a stúpa. Po prechode teplého frontu prevláda teplé počasie s horšou viditeľnosťou. Na synoptických mapách sa teplý front označuje červenou farbou, ktorá vypĺňa polkruhy bochnŕkovitého tvaru, tieto sa kreslia v smere postupu teplého frontu. Studený front - je to rozhranie medzi teplým a studeným vzduchom. Pohybuje sa smerom k teplému vzduchu. Postupuje za teplým frontom a pohybuje sa asi o 40 % rýchlejšie ako teplý front a uzatvára teplý sektor tlakovej niže. Prejavuje sa kopovitou oblačnosťou s prehánkami a v lete s búrkami. V studenom fronte preniká ťažší studený vzduch pod teplý vzduch, ktorý je nútený vystupovať nahor. Výstupné prúdy sú väčšie ako na teplom fronte. Na pomaly postupujúcich studených frontoch (tzv. studené fronty 1. typu) prebieha výstupmi prúdenie teplého vzduchu po celej výške frontálnej plochy, na rýchlo postupujúcich studených frontoch (tzv. studené fronty 2. typu) je to len do výšky 2-3 km. Oblačné systémy studených frontov 1. typu sa podobajú oblačným systémom teplých frontov. V blízkosti frontálnej čiary sa tvorí kopovitá oblačnosť s prehánkami a silným vetrom. Za frontálnou čiarou prevládajú trvalejšie zrážky. Studené fronty 2. typu majú zrážkové pásmo užšie. Tieto fronty sú častejšie ako studené fronty 1. typu. Sú pre ne typické búrkové oblaky (Cumulonimbus) a silné dažde, búrky a prudké nárazy vetra (100 km/h). Prejavuje sa vytváraním vysokej hradby kopovitých oblakov. Tlak vzduchu pred studenými frontami klesá, za nimi silno stúpa. V studenom vzduchu za frontom sa vytvára premenlivá oblačnosť. Na synoptických mapách sa studený front označuje modrými trojuholníkmi v smere jeho postupu. Oklúzny front - keď studený front dobehne teplý front, spojí sa pri zemskom povrchu studený vzduch za studeným frontom so studeným vzduchom pred teplým frontom a teplý vzduch je vytlačený do výšky. Proces uzatvárania teplého sektoru tlakovej niže sa nazýva oklúzia a oblasť styku teplej a studenej fronty oklúzny front. Keď bol studený vzduch prenikajúci za studeným frontom teplejší, než studený vzduch ustupujúci pred teplým frontom, vznikol oklúzny front charakteru teplej fronty, tzv. teplá oklúzia. Keď bol prenikajúci studený vzduch za studeným frontom chladnejší (hlavne v lete v Strednej Európe), vznikla studená oklúzia. Počasie na oklúznych frontoch sa podobá buď počasiu typickému pre teplý front, alebo pre studený front. Poveternostné prejavy bývajú slabšie než na teplom alebo studenom fronte. Na synoptických mapách sa oklúzne fronty označujú buď fialovou farbou, alebo striedaním modrých trojuholníkov (studený front) s červenými bochníkmi (teplý front). Kreslia sa v smere postupu. 4.2.1 Vplyv orografických podmienok na atmosférické fronty Teplé fronty pomerne ľahko prekonávajú aj vysoké horské prekážky. Studené fronty bývajú zadržané horami s výškou prevyšujúcou 2 km. Studený vzduch pohorie obteká a vytláča teplý vzduch na druhú stranu pohoria smerom nahor. Pritom dochádza k deformácii frontu a vzniká tzv. orografická oklúzia. Klimageografia a hydrogeografia 35 4.3. VZNIK A VÝVOJ CYKLONY (TLAKOVEJ NÍŽE) Prevažná väčšina cyklon vzniká na hlavných atmosferických frontoch. Tak ako sa vlní morská hladina, vlní sa aj vzduch. To znamená, že frontálne rozhranie medzi dvomi vzduchovými hmotami nie je rovné, ale sa neustále vlní Keď prekročí určitú hranicu, nastáva zlom frontu. Studený vzduch z vyšších zemepisných šírok začína prúdiť pod teplejší vzduch a vytláča ho smerom hore. Zároveň z nižších zemepisných šírok sa zintenzívňuje prúdenie teplého vzduchu, ktorý prúdi nad relatívne studenší a ťažší vzduch. V prvom prípade vzniká studený front, v druhom prípade teplý front. Pokiaľ prúdenie pokračuje ďalej, studený aj teplý front sa zvýrazňuje a medzi nimi vzniká sektor teplého vzduchu. V ďalšom vývoji studený front postupuje rýchlejšie (viď fronty) ako teplý front a začína ho dobiehať. Sektor teplého vzduchu sa zužuje. Keď studený front dobehne teplý vzniká oklúzny front, ktorý sa stále zväčšuje a teplý sektor sa zase zmenšuje až úplne zanikne. Vtedy studený front dobehol teplý a cyklóna sa začína rozpadať. Pásmo západných vetrov Obratník Raka Pásmo pasátov Rovník — Pásmo rovníkových tíšin (zóna konvergencie) Pásmo pasátov Pásmo pasátov Obratník Kozorožca - Pásmo západných vetrov Pásmo západných vetrov Pásmo východných vetrov ŠLI Obrázok 4.2 Všeobecná cirkulácia atmosféry 4.4. VŠEOBECNÁ CIRKULÁCIA ATMOSFÉRY Všeobecná cirkulácia atmosféry (obr. 4.2) je systém stálych vzdušných prúdení veľkého rozmeru. Siahajú od zemského povrchu do spodnej mezosféry. Všeobecná cirkulácia atmosféry je určená týmito faktormi: slnečné žiarenie, rotácia Zeme, nehomogenita zemského povrchu, a trenie o zemský povrch. Medzi zákonitosti všeobecnej cirkulácie atmosféry patria: 1. vírový charakter atmosferických pohybov, 2. prevaha rýchlostí horizontálnych pohybov nad vertikálnymi v merítku veľkopriestorových vírov, 3. prevaha zonálneho prúdenia nad meridionálnym prúdením, 4. neustála premenlivosť a zmeny v atmosferickej cirkulácii, 5. zmeny smeru a rýchlosti prúdenia od vrstvy k vrstve a nerovnomerné rozdelenie pohybovej energie vo vertikálnom a horizontálnom smere, 6. zmeny smeru a rýchlosti prúdenia pri prechode od sezóny k sezóne, 36 7. vplyvom zemskej rotácie prevláda v troposféře prenos vzduchových hmôt od západu k východu (hlavne v miernych a vysokých zemepisných šírkach. 4.4.1. Cirkulácia v tropických šírkach Cirkulácia tropických šírok zaisťuje transport prebytku tepla do iných častí Zeme. Hlavnou hybnou silou tropickej cirkulácie je rozdiel teplôt medzi ekvatoriálnymi oblasťami a subtrópmi. Na rovníku vzniká trvalé pásmo nízkeho tlaku. V tomto pásme vanú iba mierne premenlivé vetry, alebo tu vládne úplné bezvetrie, (tzv. pásmo rovníkových tíšin, alebo kalmov). Sú tu iba výstupné vzdušné prúdy, ktoré vedú ku vzniku kopovitej oblačnosti a vzniku každodenných lejakov. Pásmo kalmov je 200 - 300 km široké a posúva sa počas roka za Slnkom na sever alebo na juh. Toto pásmo sa nenachádza presne okolo rovníka, ale je z väčšej časti na severnej pologuli, ktorá je teplejšia. Najďalej na sever siaha k 11° s. z. š. a ani v lete neprekračuje rovník na juh v Atlantickom a Tichom oceáne. V tomto období sa posúva na 10° j. z. š. iba v Indickom oceáne, ale počas monzúnu takmer úplne zmizne. Teplý vzduch, ktorý vystúpil v pásme tíšin hore, prúdi na sever a juh, kde v dôsledku jeho ochladenia vo vyšších vrstvách ovzdušia dochádza k jeho poklesu. Vzduch je ťažký (lebo je chladný), klesá k zemi a vzniká oblasť vysokého tlaku vzduchu (okolo 30° s. š. a j. š.). Vznikajú tzv. subtropické oblasti vysokého tlaku vzduchu. Vzduch, ktorý v týchto oblastiach klesá k Zemi, prúdi späť smerom k rovníku, to znamená, že dopĺňa vzduch, ktorý vystupuje nahor v oblasti rovníka. Tieto stále vetry, ktoré dujú od oblasti subtropických tlakových výši k rovníku sa nazývajú pasáty. Tieto vetry vanú celý rok rýchlosťou 5-8 m.s_1. Tak ako pásmo tíšin, aj pasáty sa posúvajú na sever a juh a sledujú vrcholenie Slnka v nadhlavníku medzi obratníkmi. Viditeľne sú vyvinuté nad oceánmi, pevnín sa dotýkajú iba na okrajoch, najmä severnej Afriky a východných brehov Južnej Ameriky na severnej pologuli by vanuli severné a na južnej pologuli južné pasáty. No v dôsledku zemskej rotácie sa tieto vetry uchyľujú doprava, na južnej pologuli doľava. To znamená, že pasát na severnej pologuli bude severovýchodný a na južnej juhovýchodný. Vo výškach 5-8 km nad pasátmi vanú antipasáty, ktoré smerujú od rovníka smerom ku subtropickým tlakovým výšam. Tieto meridionálne zložky prúdenia v tropickom pásme sú však malé. Medzi 25 - 30° j. š. v hladine 200 hektopascalov je pozorovateľný subtropický jet stream so silnými západnými vetrami. Podobné prúdenie na severnej pologuli sa prejavuje len v zime medzi 30 - 35° s. š. V lete je nahradený v oblasti 10° s. š. silným východným tropickým jet streamom nad Áziou a Afrikou. Tropický východný jet stream je pozorovateľný tiež v lete na južnej pologuli medzi 10 - 20° j. š. nad Afrikou, Južnou Amerikou a Austráliou. V miestach, kde vetry pripomínajú antipasáty si zachovávajú meridionálnu zložku do 16 - 20° zemepisnej šírky. Vzdušné prúdenia sezónneho charakteru nad velkými časťami zemského povrchu sa nazývajú monzuny. Hlavnou príčinou vzniku je nerovnaké ohrievanie pevnín a oceánov, ktoré vedie k termicky podmieneným rozdielom v rozložení tlaku vzduchu. Monzún smeruje z oblasti vysokého tlaku vzduchu do oblasti nízkeho tlaku vzduchu. V zime na pevnine sa vytvára oblasť vysokého tlaku, v lete nízkeho tlaku, takže prúdenie smeruje v zime z pevniny nad oceány (zimný monzún) a v lete z oceánov nad pevninu (letný monzún). Pretože monzunová cirkulácia je dôsledkom nerovnakého zahrievania pevnín a oceánov, môže sa okrem trópov viazať aj na iné časti Zeme. Tropické monzúny sa najlepšie vyvinuli v oblasti Prednej Indie a východnej Ázie, kde padne aj najviac zrážok na zemeguli (pozri kapitolu 3.5.2 a obr. 3.13). Do tropickej cirkulácie patria aj tropické cyklony (obr. 4.3). Sú to zvláštne cyklonálne víry s rozmerom do 1000 km a veľkým prúdením vzduchu (50 m/s). Oblasť vzniku tropických cyklón leží medzi 5 - 20° zemepisných šírok oboch pologuli. Nikdy nebol pozorovaný vznik tropických cyklón severne od 35° s. š. a južne od 22° j. š. Zdrojom energie cyklóny sú povrchové vody tropických častí oceánov, ktorých teplota je vyššia ako 26 °C. Hlavnými oblasťami ich vzniku je severná časť tropickej zóny Tichého oceánu, kde sa ich za rok vyskytne priemerne 32, najčastejšie v auguste a septembri. Tropické cyklóny majú svoje regionálne názvy: • tajfún - oblasť Ďalekého východu, • cyklón - Bengálsky záliv a Arabské more, • uragán - Stredná Amerika, • orkán - Južná časť Indického oceánu, • Willi - Willies - medzi Austráliou a Kokosovými ostrovmi. V tropickej cyklóne sa vyvíja búrková oblačnosť (Cb) s prudkými lejakmi. V strede cyklóny je oblasť bez mohutnej oblačnosti so slabými vetrami a nazýva sa „oko cyklóny" (obr. 4.3 a 4.5). 4.4.2. Mimotropická cirkulácia Rozloženie tlakových útvarov od rovníka k pólom je nasledovné: rovník - tlaková níž, subtrópy - tlaková výš, mierne pásmo - tlaková níž, póly - tlaková výš. Na základe tlakových útvarov od subtrópov po Klimageografia a hydrogeografia 37 polárne oblasti a v dôsledku uchyľujúcej sily zemskej rotácie prevláda v miernych šírkach západné prúdenie. Viac sa uplatňuje vzájomné pôsobenie morí a pevnín a prenikanie vzduchu z polárnych a tropických oblastí. Preto má mierne pásmo, hlavne na severnej pologuli najnepravidelnejší chod počasia na celej zemeguli. Pravidelné a silné západné vetry sa vyvinuli pozdĺž 40° na južnej pologuli, kde sa rozkladá takmer výlučne more. Výrazným rysom atmosferickej cirkulácie hlavne v miernych šírkach je intenzívna cyklonálna činnosť. Je to nepretržitý vznik, vývoj a premiestňovanie cyklón a anticyklon. Ich vznikom a vývojom sme sa zaoberali už vyššie. Prevládajúci smer prúdenia vzduchu „Oko hurikánu" Oblasť vysokého tlaku Sústredenie spirálovitých oblakov Stena oka" hurikánu Konvektívna „bunka" Klesajúci studený vzduch Oblasť s intenzívnym 'dažďom blast' nízkeho tlaku Vystupujúci teplý Vzduch Obrázok 4.3 Prierez tropickou cyklonou - hurikánom Obrázok 4.4 Družicový záber na hurikán Francis pri pobreží Kuby (september 2004) V mimotropických šírkach sa uplatňujú dva základné typy atmosferickej cirkulácie: 1. zonálny typ cirkulácie - je charakterizovaný prenosom vzduchových hmôt od západu k východu. V tomto smere sa premiestňujú aj pohyblivé cyklony a anticyklony a je zoslabená meridionálna výmena tepla. V Európe zonálny typ súvisí s prenosom vzduchu z Atlantického oceána (v zime teplý, v lete chladný). 2. meridionálny typ cirkulácie - je to prúdenie pozdĺž poludníkov zo severu na juh a opačne. Tento typ narúša západné prúdenie a napomáha prenosu teplých a studených vzduchových hmôt z vyšších alebo nižších zemepisných šírok. V Európe sa tento typ vyskytuje pri vpádoch teplého vzduchu (tropického) z juhu a studeného vzduchu (arktického) zo severu. Postupne k pólom sa uplatňuje cirkulácia podmienená teplom. Veľmi studený tažký polárny vzduch sa pri zemi tlačí na juh a vplyvom zemskej rotácie sa mení na východný vietor, ktorý vanie okolo celej zemegule. 38 Obrázok 4.5 Družicový záber na hornú vrstvu oblakov hurikánu Francis. Na zábere je zreteľne viditeľné „oko hurikánu". 4.4.3. Klimatické klasifikácie Najstaršie klimatické členenia sa opierajú o zemepisnú šírku miesta a bilanciu slnečného žiarenia počas roka. Základnou klasifikačnou jednotkou je klimatické pásmo (klimatický pás). Klimatické pásmo predstavuje najväčšiu jednotku pri členení klímy. Zahrňuje oblasť zonálneho charakteru s klimatickými pomermi, ktoré sa môžu vnútri pásu odlišovať, ale ich základné rysy sú pre tento pás natoľko typické, že sa nimi podstatne odlišujú od iného klimatického pásma. Hranicami pre vymedzenie klimatických pásiem sú obratníky a polárne kruhy. Medzi obratníkmi sa nachádza tropické pásmo, ktoré má kladnú bilanciu žiarenia. Medzi obratníkmi a polárnymi kruhmi ležia mierne pásma severnej a južnej pologule s premenlivou radiačnou, bilanciou. Od polárnych kruhov k pólom sú studené polárne pásma (arktický a antartický), ktoré majú zápornú bilanciu žiarenia. Medzi tieto hlavné klimatické pásy sa priraďujú prechodné pásma - subtropické a subpolárne. V každom zo základných pásov sa vytvára typ oceánskeho, kontinentálneho a horského podnebia. Cieľom klimatických klasifikácií je vymedzenie základných klasifikačných jednotiek a stanovenie ich geografického rozloženia na Zemi. Problematika klimatických klasifikácií je natoľko zložitá, že aj keď existuje ich veľký počet a vychádzajú z rôznych hľadísk, neexistuje zatiaľ univerzálne platná klimatická klasifikácia. Medzi najznámejšie klasifikácie patria Koppenova a Geigerová (1928), Thornthwaitova (1948), Gorczynského (1948), Hettnerová (1930), Flohnova (1950), Alisovova (1950), Kupferova (1954) a mnohé iné. Medzi najrozšírenejšie a najuznávanejšie patria klimatické klasifikácie W. Koppena a B. P. Alisova, s ktorými sa oboznámime bližšie. 4.4.3.1 Koppenova klasifikácia Koppenova klasifikácia je založená na teplotnom a zrážkovom režime a ich vplyvu na biotické komponenty krajiny. Kôppen rozlíšil na Zemi 5 základných klimatických pásov (A, B, C, D, E), ktoré členil podľa ročného režimu teploty vzduchu a zrážok na klimatické typy označované písmenami: w - suchá zima, s - suché leto, f - rovnomerné rozloženie zrážok behom roku, m - periodické zrážky (monzunové dažde), S - step, W - púšť, H - horská klíma. Vyčlenil týchto 5 pásov: 1. A - pás vlhkej tropickej klímy. Nie sú tu chladné ročné obdobia, priemerné mesačné teploty vzduchu neklesajú pod 18 °C, ročná amplitúda je malá (do 6 °C). Ročný úhrn zrážok presahuje 750 mm a zrážky prevažujú nad výparom. Cirkulácia atmosféry sa vyznačuje velkou pravidelnosťou (pasáty, monzúny). V tomto páse sa vymedzujú tieto typy: • Af - klíma veľkých tropických pralesov s rovnomerným rozdelením zrážok počas celého roka, • Am - tak ako Af, ale je to monzunový typ, • Aw - klíma saván so suchou periódou pripadajúcou na zimné obdobie. Klimageografia a hydrogeografia 39 Obr. 4.6 I 40 2. B - pás suchej klímy. Sú tu malé zrážky a vysoký výpar. V niekoľkých mesiacoch presahuje priemerná teplota 18 °C. V páse suchej klímy rozlíšil 2 typy: • BS - klíma stepí, • BW - klíma púští. 3. C - pás mierne teplej klímy. Je tu veľká premenlivosť počasia a silno vyvinutá cyklonálna činnosť. Vyskytujú sa tu 4 ročné obdobia, v zime sa však pravidelná snehová pokrývka netvorí. Izoterma najteplejšieho mesiaca v tomto páse je +18 °C a -3 °C najchladnejšieho mesiaca. Rozlišuje tu 3 typy: • Cw - mierne teplá klíma so suchou zimou, • C s - mierne teplá klíma so suchým letom, • Cf - mierne teplá klíma s rovnomerným rozložením zrážok počas celého roka. 4. D - pás mierne studenej (boreálnej) klímy. Izoterma najchladnejšieho mesiaca je -3 °C, najteplejšieho + 10 °C (severná hranica lesa). Je charakterizovaný krátkym letom, zrážky presahujú hranice suchosti a tvorí sa pravidelná snehová pokrývka. Na južnej pologuli, kde nie je rozsiahlejšia pevnina, nie je tento pás rozsiahlejšie vyvinutý. Delí sa na 2 typy: • Dw - mierne studená klíma so suchou zimou (zabajkalský typ), • Df - mierne studená klíma s rovnomerným rozložením zrážok počas roku. 5. E - pás polárnej (studenej) klímy. Má miernu až veľmi studenú zimu, kedy je teplota vzduchu väčšinou záporná. Zrážky sú malé, väčšinou snehové. Kôppen tu vymedzil 3 typy: • ET - klíma tundry, s teplotou najteplejšieho mesiaca 0 až 10 °C, • EF - klíma večného mrazu, v ktorom je teplota najteplejšieho mesiaca nižšia než 0 °C, • EH - klíma vysokohorských oblastí miernych a nízkych zemepisných šírok. Popísané klimatické typy sa ďalej členia na klimatické podtypy, ktoré sú označené a, b, c, d, h, k. Toto označenie sa pridáva na koniec typu, napr. Cfb alebo ETa. Najväčšej kritike Kôppenovej klasifikácie bol podrobený pás Cf, ktorý zahŕňa spoločne so Západnou Európou aj Uruguaj, južnú Čínu a horské oblasti trópov. Ďalším nedostatkom je chýbajúci princíp klimatickej pásmovitosti a vertikálnej stupňovitosti. 4.4.3.2 Alisovova klasifikácia Nedostatky uvedené v predchádzajúcej klasifikácii neobsahuje genetická klasifikácia B. P. Alisova, ktorá vychádza z podmienok všeobecnej cirkulácie atmosféry. Vyčlenenie pásiem je podmienené převládáním geografického typu vzduchových hmôt počas celého roku (hlavné pásma) alebo ich sezónnym striedaním (prechodné pásma). Alisov vyčlenil na každej pologuli 4 hlavné a 3 prechodné pásma. Hranice medzi nimi určujú klimatické fronty. Uvedené pásma autor ďalej člení na kontinentálny a oceánsky typ a na typy klímy západných a východných pobreží. Detailný popis jednotlivých klimatických pásiem je nasledovný: 1. Pásmo rovníkovej klímy (rovníkové pásmo). Stála intenzita slnečného žiarenia počas roku podmieňuje vyrovnaný režim teplôt. Priemerné mesačné teploty vzduchu sa pohybujú v intervale 24 - 28 °C, ročná amplitúda nepresahuje 5 °C a môže byť menej ako 1 °C. Denné amplitúdy teplty dosahujú 10 až 15 °C. Denné maximum neprekračuje 35 °C a denné minimum neklesne pod 20 °C. Vysoký výpar spolu s teplotou spôsobuje vysoké hodnoty absolútnej a relatívnej vlhkosti vzduchu - aj v najsuchších mesiacoch presahuje 70%. Vlhkolabilné zvrstvenie vzduchu je priaznivé pre vznik oblakov typu cummulus (Cu) a cumulonimbus (Cb), z ktorých vypadávajú bohaté zrážky. Ich ročný úhrn dosahuje 1000 až 3000 mm, v miestach so zosilneným účinkom termickej konvekcie a vystupovaním vzduchových hmôt aj vyššie. Rovnomerné rozloženie zrážok v priebehu roka je miestami narušované monzunovým charakterom cirkulácie. Rozdiel medzi kontinentálnym a oceánskym subtypom je zanedbateľný. 2. Pásmo rovníkových monzúnov (subekvatoriálne pásmo). Počas letného monzúnu pri prúdení od rovníka vzrastá vlhkosť vzduchu, klesá denná amplitúda teploty a vypadávajú výdatné zrážky. Pri zimnom monzúne vlhkosť vzduchu na pevnine prudko klesá podobne aj úhrn zrážok a vzrastá denná amplitúda teploty. Kontinentálny typ klímy je je charakterizovaný vlhkým letom a suchou zimou s veľkými rozdielmi v zaviažem'. Najteplejším a najsuchším obdobím je jar, kedy teploty vzduchu dosahujú 30 - 35 °C. Hlavné minimum teploty pripadá na zimu, podružné na leto. Zrážky sa vyskytujú v podobe přívalových dažďov a zmenšujú sa so vzdialenosťou od rovníka, pričom dosahujú hodnoty od 400 mm do 1500 mm v závislosti na dĺžke trvania obdobia dažďov. V oblastiach s oceánskym typom klímy je zimný monzún charakterizovaný stabilným a letný monzún nestabilným zvrstvením, čo zvyšuje pravdepodobnosť zrážok v letnom období. V ročnom chode sú priemerné teploty v zimnom období o 2 - 3 °C nižšie ako v letnom období. Medzi typom klímy západných a východných pobreží sa výraznejšie rozdiely prejavujú len v období zimného monzúnu. Klimageografia a hydrogeografia 41 3. Pásmo tropického vzduchu (tropické pásmo). Prevládajú anticyklonálně situácie nad oceánom a cyklo-nálne situácie nad pevninou. Toto rozloženie priaznivo ovplyvňuje transformáciu vzduchu prichádzajúceho od rovníka alebo z vyšších zemepisných šírok. Vznikajúci tropický vzduch obsahuje málo vodnej pary, čo je spôsobené nedostatkom vlahy na kontinentoch spomaľujúcim vplyvom pasátovej inverzie nad oceánom. Oblačnosť je preto malá a aktívny povrch je ozařovaný intenzívnejšie ako v rovníkovej oblasti. Kontinentálny tropický typ klímy je charakterizovaný mimoriadnou suchosťou, veľmi teplým letom a vysokým obsahom prachových častíc v ovzduší. Denné amplitúdy teploty dosahujú až 40 °C, ročné v priemere 20 °C. Patria sem oblasti s absolútnymi maximami teploty vzduchu na Zemi. Denné teplotné výkyvy piesočného povrchu púští môžu dosiahnuť až 80 °C. Oceánsky tropický typ klímy je charakterizovaný nevýraznou ročnou a dennou amplitúdou teploty vzduchu a veľkou vlhkosťou, ktorá dosahuje hodnoty typické pre rovníkové oblasti. Tropická klíma západných pobreží má v rámci tropického pásma nízku teplotu vzduchu (18 - 20 °C), málo zrážok (menej ako 100 mm ročne) a vysokú relatívnu vlhkosť (80 - 90%). Takýto ojedinelý typ klímy „pobrežných púští" (západná Sahara, Atacama, Namib - obr. 4.7) sa formuje pod vplyvom chladného morského vzduchu (studené morské prúdy) a nízkej pasátovej inverzie. Obrázok 4.7 Púšť Namib - piesočné púštne duny zasahujú až na pobrežie a vchádzajú do Atlantického oceánu Tropická klíma východných pobreží sa od západných výrazne líši. Napriek tomu, že teploty dosahujú vyššie hodnoty je tu dostatok zrážok a tropické pralesy dosahujú až na pobrežie. Je to spôsobené nevýraznou pasátovou inverziou, ktorá sa často nachádza až nad hladinou kondenzácie. 4. Subtropické pásmo. Ročné úhrny insolácie v porovnaní s tropickým pásmom klesnú o 20% a narastajú sezónne rozdiely. V lete prevláda tropický vzduch (suché a jasné počasie), v zime vzduch miernych šírok (chladnejšie a daždivejšie počasie spojené s cyklonálnou činnosťou na polárnom fronte). Kontinentálny subtropický typ sa v lete vyznačuje rovnakými hodnotami bilancie žiarenia ako v tropickom pásme. Priemerná mesačná teplota vzduchu dosahuje 30 °C. V zime dôsledkom posunu anticyklon smerom na juh zasahujú do tejto oblasti zimné a jarné zrážkové obdobia s celkovým úhrnom do 500 mm. Zrážky v tomto období môžu vypadávať aj vo forme snehu, nevytvára sa však súvislá snehová pokrývka. Pre oceánsky typ klímy je charakteristický vyrovnanejší ročný chod teploty vzduchu (priemerná mesačná teplota 12 - 20 °C) s menšou ročnou amplitúdou. Subtropická klíma západných pobreží (stredomorská) je typická teplým, suchým a slnečným letom a relatívne teplou a daždivou zimou. Počas zimy vypadáva väčšia časť ročného úhrnu zrážok až do výšky 1000 mm. Subtropická klíma východných pobreží (monzunová) sa vyznačuje odlišnými hodnotami meteorologických prvkov. Zimné mesiace sa vyznačujú suchým a pomerne chladným počasím pri vpáde suchého kontinentálneho vzduchu miernych šírok. Zrážková činnosť sa sústreďuje na letné obdobie pri prevládajúcom prúdení od oceánu s veľkou oblačnosťou a vysokou relatívnou vlhkosťou vzduchu (80 až 85%). 42 obr. 4.8 Klimageografia a hydrogeografia 43 5. Klimatické podmienky mierneho pásma sú dané převládáním vzduchových hmôt miernych šírok. Výrazná cyklonálna činnosť napomáha výmene vzduchu v smere poludníkov, t.j. vpády arktického alebo tropického vzduchu. Typickou črtou tohto pásma je premenlivosť počasia. Klimatické podmienky kontinentálneho typu sú podmienené vlastnosťami kontinentálneho vzduchu miernych šírok. V lete sa vyznačujú pomerne vysokou teplotou, nízkou relatívnou vlhkosťou a nestabilným zvrstvením. V zime nízkou teplotou, vysokou relatívnou vlhkosťou a veľkou stabilitou vzduchových hmôt. Stabilné zvrstvenie a ochladzovanie od zemského povrchu vedie vo vnútri kontinentov k vzniku mohutných anticyklon s teplotou vzduchu na úrovni - 30 až - 40 °C. Kontinentálny typ je charakteristický vysokými ročnými amplitúdami teploty vzduchu (50 - 60 °C) a interdiurnými zmenami tep- loty o 20 - 30 °C (napr. vpád arktického vzduchu). Priemerný ročný úhrn zrážok dosahuje 300 -600 mm s maximom v letnom období. Priestorové rozloženie je výrazne ovplyvnené orografickými podmienkami. Bilancia žiarenia v podmienkach oceánskeho typu je 1,5-krát vyššia ako na kontinentoch, pričom aj v zime má oceán oteplújúci vplyv na atmosféru. Cyklonálna činnosť je vyvinutá v priebehu celého roku. Tento typ sa vyznačuje nepatrnou dennou a ročnou amplitúdou teploty vzduchu pri teplejšej zime a chladnejšom lete a pomerne rovnomerným rozložením zrážok v priebehu roka. Mierna klíma západných pobreží je charakterizovaná prevládajúcim morským vzduchom a cyklonálnou činnosťou počas celého roku. Zima je pomerne teplá a leto chladné (v zime neklesajú priemerné mesačné teploty pod 0 °C a v lete nepresiahnu 20 °C). Počas roka je dostatok zrážok s maximom na jeseň alebo v zime. Ročný úhrn dosahuje 600 - 700 mm, na náveterných polohách hôr až 2000 mm. Pre zimný polrok sú typické časté hmly. Mierna klíma východných pobreží má výrazný monzunový ráz. V zime je pod vplyvom severozápadného prúdenia po okraji pevninských anticyklon, v lete pod vplyvom cyklonálnej činnosti od juhozápadu. Zima je studená a suchá, leto daždivé a chladné alebo mierne teplé. Zrážkové úhrny dosahujú 500 - 700 mm, na východných náveterných svahoch presahujú 2000 mm. 6. Subarktické pásmo je charakteristické převládáním arktickej vzduchovej hmoty v zime a vzduchových hmôt miernych šírok v lete. V Európe sa vôbec nevyskytuje, na južnej pologuli zaberá len malú plochu oceánsky subarktický typ. Pevninský subarktický typ klímy má veľmi chladnú a dlhú zimu a krátke, relatívne teplé leto. Teploty vzduchu klesajú v údolných polohách pri stagnácii vzduchu na veľmi nízke hodnoty (- 50 až - 70 °C) a ročné amplitúdy sú najväčšie na svete. Zrážkové úhrny sú nízke (do 200 mm) a zrážky vypadávajú najmä v lete pri prechode frontov. Oceánsky subarktický (subantarktický) typ je charakteristický sezónnou výmenou morského arktického vzduchu (zima) a morského vzduchu mierneho pásma (leto). Ročná amplitúda teploty nepresahuje 20 °C. 7. Arktické a antarktické (polárne) pásmo má radiačnú bilanciu po väčšinu roka zápornú v dôsledku vysokého albeda povrchu pokrytého snehom a ľadom. V krátkych obdobiach kladnej bilancie sa väčšina tepla spotrebuje na topenie snehu a ľadu, takže teplota vzduchu zostáva nízka aj v lete. Zrážok vypadáva málo ale prevyšujú výpar. Kontinentálna polárna klíma je typická pre Antarktídu. Má mimoriadne kruté zimy a studené letá, pričom priemerná teplota vzduchuvšetkých mesiacov je záporná. V tejto oblasti boli zaznamenané najnižšie teploty vzduchu na Zemi (- 89,2 °C). Typické sú studené svahové vetry a silné prúdenie z okrajových častí Antarktídy. Zrážkový úhrn neprekračuje 40 - 50 mm ročne, smerom k okrajom kontinentov narastá na 600 až 700 mm. Oceánsku polárnu klímu má oblasť Arktídy (s výnimkou centrálneho Grónska). V lete teploty vzduchu vystupujú nad 0 °C, v zime klesnú „len" na - 40 až - 55 °C, čo je spôsobené vplyvom Atlantického oceánu. Ročný úhrn zrážok je 150 až 200 mm, v okrajových častiach 300 mm. 4.4.3.3 Klimatická klasifikácia Slovenska Podľa Alisovovej klasifikácie, ktorá vychádza z výskytu vzduchových hmôt nad danou oblasťou, patrí Slovensko do mierneho klimatického pásma, do jeho kontinentálno-európskej časti. V našej oblasti prevláda vzduch miernych šírok a len nakrátko k nám preniká v zimnom období od severu arktický vzduch a taktiež len krátko je územie Slovenska zasahované tropickým vzduchom od juhu. Táto situácia sa však môže vyskytnúť vo všetkých ročných obdobiach. Podľa Kôppenovej klasifikácie sa na juhu nášho územia nachádza oblasť Cfbx. Patrí do nej Podunajská nížina so zvýšením zrážok koncom mája a začiatkom júna, po ktorom nasleduje pomerne suché leto. Západné Slovensko (do výšky 400 m n.m) tvorí oblasť s označením Cfb, ktorá má klímu mierneho pásma s rovnomerne rozdelenými zrážkami počas roka. Východné Slovensko a horské oblasti majú klímu s ozna- 44 obr. 4.9 Klimageografia a hydrogeografia 45 cením Dfb a Dfc, teda boreálnu klímu s chladnou zimou a mierne teplým, resp. chladným letom. Vo vysokohorských polohách máme klímu typu ETH, klímu horských oblastí nad hranicou lesa. V Kôppenovej klasifikácii sa pri triedení oblastí málo uplatňuje vlahový prvok. Tento nedostatok bol odstránený v klimatickej klasifikácii Slovenska použitím Končekovho tzv. indexu zavlaženia: L = f + 4r-10í-(30 + v2), (4.1) kde Iz je index zavlaženia, R úhrn zrážok za vegetačné obdobie, Ar kladná odchýlka množstva zrážok v troch zimných mesiacoch od 105 mm (záporné hodnoty sa neberú do úvahy), t je priemerná teplota vegetačného obdobia a v priemerná rýchlosť vetra o 14.00 hod v celom vegetačnom období. Na základe indexu zavlaženia potom rozlišujeme oblasti: • suchú - ak je Iz < - 20, • mierne suchú - ak je Iz v intervale (- 20 - 0), • mierne vlhkú - ak je Iz v intervale (0 - 60), • vlhkú - ak je Iz v intervale (60 - 120), • veľmi vlhkú - ak Iz > 120. Kombináciou teplotných kritérií a indexu zavlaženia spracovali V. Karský a kolektív mapu klimatických oblastí Československa (Atlas podnebia ČSSR) a s malými úpravami je uverejnená aj v Atlase SSR (1980). V Atlase krajiny SR (2002) uvedenú mapu M. Lapin a kol. doplnili a upresnili hranice jednotlivých areálov. Mapa je uvedená na obr. 4.8 a v tab. 4.1 je uvedená charakteristika jednotlivých subtypov. Tabulka 4.1 Klimatická oblasti Slovenska - charakteristika oblastí a okrskov (Lapin a kol., 2002) Teplá oblasť (T) - priemerne 50 a viac letných dní (LD) za rok (s denným maximom teploty > 25 °C) Okrsok Charakteristika okrsku Klimatické znaky TI teplý, veľmi suchý, s miernou zimou január > - 3 °C, Iz < - 40 T2 teplý, suchý, s miernou zimou január > - 3 °C, Iz = - 20 až - 40 T3 teplý, suchý, s chladnou zimou január < - 3 °C, Iz = - 20 až - 40 T4 teplý, mierne suchý, s miernou zimou január > - 3 °C, Iz = 0 až - 20 T5 teplý, mierne suchý, s chladnou zimou január <-3 °C, Iz = Oaž-20 T6 teplý, mierne vlhký, s miernou zimou január > - 3 °C, Iz = 0 až 60 T7 teplý, mierne vlhký, s chladnou zimou január > - 3 °C, Iz = 0 až 60 Mierne teplá oblasť (M) - priemerne menej ako 50 a viac letných dní (LD) za rok (s denným maximom teploty > 25 °C), júlový priemer teploty vzduchu > 16 °C) Okrsok Charakteristika okrsku Klimatické znaky Ml mierne teplý, mierne vlhký, s miernou zimou, pahorkatinový január > - 3 °C, júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 0 až 60, do 500 m n.m. M2 mierne teplý, mierne vlhký, so studenou zimou, dolinový/kotlinový január < - 5 °C, júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 0 až 60 M3 mierne teplý, mierne vlhký, pahorkatinový až vrchovinový júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 0 až 60, okolo 500 m n.m. M4 mierne teplý, vlhký, s miernou zimou, pahorkatinový až rovinový január > - 3 °C, júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 60 až 120, do 500 m n.m. M5 mierne teplý, vlhký, s chladnou až studenou zimou, dolinový/kotlinový január < - 3 °C, júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 60 až 120 M6 mierne teplý, vlhký, vrchovinový júl > 16 °C, LD < 50, Iz = 0 až 60, prevažne nad 500 m n.m. M7 mierne teplý, veľmi vlhký, vrchovinový júl > 16 °C, LD < 50, Iz = > 120, prevažne nad 500 m n.m. Chladná oblasť (C) - júlový priemer teploty vzduchu < 16 °C, všetky 3 okrsky sú veľmi vlhké Cl mierne chladný júl > 12 °C až < 16 °C C2 chladný horský júl > 10 °C až < 12 °C C3 studený horský júl < 10 °C 46 4.4.3.4 Klimageografická klasifikácia územia Slovenska Klimageografické typy na území Slovenska vyčlenil K. Tarábek a sú uvedené v Atlase SSR, (1980). Autor územie Slovenska rozdelil na tri základné oblasti vyčlenené na základe nadmorskej výšky. Následné rozčlenenie na podoblasti autor dosiahol na základe 5 klimatických kritérií, a to: 1. sumy teplôt 10°C a viac 2. teplote v januári (°C) 3. teplote v júli (°C) 4. ročnej amplitúde priemerných mesačných teplôt vzduchu 5. ročných zrážok. Výsledkom je mapa klimageografických typov, ktorá je uvedená na obr. 4.9. V tabuľke 4.2 sú uvedené hodnoty klimatických parametrov pre jednotlivé subtypy. Tabulka 4.2 Klimageografické typy Slovenska - charakteristika typov a subtypov (Tarábek, 1980) NÍŽINNÁ KLÍMA Typ (s miernou inverziou teplôt, suchá až mierne suchá) Subtyp Teplá Prevažne teplá suma teplôt 10°C a viac 3000 - 3200 2600 - 3000 teplota v januári (°C) -1 až-4 -1,5 až-4 teplota v júli (°C) 20,5 až 19,5 19,5 až 18,5 ročná amplitúda 22 až 24 21,5 až 24 ročné zrážky 530 - 650 650 - 700 Typ KOTLINOVÁ KLÍMA (s veľkou inverziou teplôt, mierne suchá až vlhká) Subtyp Teplá Mierne teplá Mierne chladná Chladná suma teplôt 10°C a viac 2600 - 3000 2400 - 2600 2100 - 2400 2100 - 2400 teplota v januári (°C) -2až4 - 2,5 až - 5 - 3,5 až - 6 - 4,5 až - 6 teplota v júli (°C) 18,5 až 20 17 až 18,5 16 až 17 14,5 až 16 ročná amplitúda 22 až 24 20 až 24 20 až 24 20 až 22,5 ročné zrážky 600 - 700 600 - 800 600 - 850 610-900 Typ HORSKÁ KLÍMA (s malou inverziou teplôt, vlhká až veľmi vlhká) Subtyp Teplá Mierne teplá Mierne chladná Chladná Studená Velnii studená suma teplôt 10°C a viac 2400 - 2900 2200 - 2400 1600 - 2200 1200 -1600 500 -1200 0-500 teplota v januári (°C) - 2 až - 5 - 3,5 až - 6 - 4 až - 6 - 5 až - 6,5 - 6 až - 7 -7až-ll teplota v júli (°C) 17,5 až 19,5 17 až 17,5 16 až 17 13,5 až 16 11,5 až 13,5 4 až 11,5 ročná amplitúda 21 až 23 21 až 23 21 až 21,5 19,5 až 21 18 až 20 15,5 až 19 ročné zrážky 600 - 800 650 - 850 800 - 900 800- 1100 1000 -1400 1200-2130 Klimageografické typy sú prvky krajiny, zaberajúce priestory geoekologických celkov. Delimitované priestory typov sú územia s prevahou alebo najväčšou homogenitou vybratej klímy. Homogenita sa môže zmenšovať k okrajom priestoru, prípadne niekedy môže mať aj čiastočné mozaikovité usporiadanie. V rámci mierneho klimatického pásma určeného radiáciou a cirkuláciou dominuje na území Slovenska klimatická diferenciácia krajinnej klasifikácie podľa teplôt, ktoré sú vyjadrené teplotnou sumou obdobia s dennými teplotami nad 10 °C a januárovými a júlovými teplotami, ako aj ich ročnou amplitúdou. Takýto prístup k členeniu sa zdôvodňuje tým, že v našom podnebí, ktoré je dostatočne vlhké až veľmi vlhké, teploty sú určujúcim až limitujúcim faktorom procesov v krajine, kým kvantitatívna diferenciácia vlhkosti, ktorá je vyjadrená priemernými ročnými zrážkami, určuje iba intenzitu procesov v krajine. Teplotné a zrážkové charakteristiky sa opierajú o údaje za roky 1931 - 1960 podľa publikácií o klimatologických a fenologických pomeroch krajov Slovenska. Klimageografia a hydrogeografia 47 uvod do štúdia hydrológie a hydrogeografie PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Hydrosféra (hydrosphere) - voda na Zemi vo všetkých jej formách a skupenstvách (vrátane vody v atmosfére). Hydrológia (hydrology) - veda zaoberajúca sa skúmaním zákonitostí výskytu, obehu, časového a priestorového rozdelenia vody na Zemi, jej vzájomného pôsobenia s prostredím vrátane živej prírody, ako aj jej fyzikálnymi, chemickými a biologickými vlastnosťami. Hydrogeografia (hydrogeography) - vedný odbor zaoberajúci sa vzťahom medzi vodnými útvarmi na pevnine a ostatnými krajinotvornými prvkami; je považovaný za súčasť fyzickej geografie. Hydrogeológia (hydrogeology) - veda o podzemných vodách. Skúma pôvod a tvorbu podzemných vôd, formy ich výskytu, ich rozšírenie, pohyb, režim, zdroje, vzťah k povrchovým vodám a prírodné podmienky využiteľnosti a regulácie, pričom prihliada na ich chemické, fyzikálne a biologické vlastnosti a na procesy vzájomného pôsobenia podzemných vôd s horninami, pôdami, plynmi a inými tekutinami. Hydrologický cyklus (hydrologie cycle) - nepretržitá prirodzená cirkulácia vody na Zemi, spôsobená hlavne slnečnou energiou a zemskou gravitáciou, následnosť zmien jej skupenstva, stavu a miesta a procesy, ktoré tieto zmeny spájajú pri prechode vody z atmosféry na povrch Zeme a naspäť. Hydrometeorológia (hydrometeorology) - vedný odbor zaoberajúci sa skúmaním zákonitostí výskytu a pohybu vody v ovzduší ako súčasti hydrologického cyklu; niekedy sa pokladá za spoločnú časť vedných odborov hydrológie a meteorológie. Hydrometria (hydrometry) - časť hydrológie zaoberajúca sa spôsobmi merania hydrologických prvkov potrebnými prístrojmi, ako aj metódami ich získavania, prenosu, spracovania a archivácie hydrologických údajov. Hydrografia (hydrography) - časť hydrológie popisujúca hydrologické procesy a javy prebiehajúce vo vodných útvaroch a zákonitosti ich geografického rozloženia na Zemi. Hydropedológia (hydropedology) - vedná disciplína, ktorá sa zaoberá statikou a pohybom pôdnej vody, ako aj vlastnosťami vody a roztokov v pôde vo vzťahu k vlastnostiam pôdy ako súčasti systému podzemná voda - pôda - rastlina - atmosféra. Jej súčasťou sú kvantitatívne metódy určovania vlastností tohoto systému a metódy výpočtu pohybu vody a rozpustených látok v pôde. Voda je najdôležitejšou zložkou prírodného prostredia. Jej existencii na Zemi už niekoľko miliárd rokov sú prispôsobené veľmi početné a zložité procesy látkovej výmeny vo vnútri jednotlivých sfér našej planéty i medzi nimi. Voda má v krajinnej sfére funkciu látky umožňujúcu nielen pohyb hmoty, ale aj jej nepretržite prebiehajúcu premenu. Je aj veľmi významným prírodným zdrojom, ktorý zaujíma kľúčové postavenie v živote a činnosti človeka a jej úloha rastie s mierou rozvoja spoločnosti. Predmetom výskumu hydrológie je hydrosféra, pričom ide o súhrn všetkých foriem vody na Zemi (voda, sneh, ľad, vzdušná vlhkosť). Hydrológia je veda zaoberajúca sa skúmaním zákonitostí výskytu, obehu, časového a priestorového rozdelenia vody na Zemi, jej vzájomného pôsobenia s prostredím vrátane živej prírody, ako aj jej fyzikálnymi, chemickými a biologickými vlastnosťami. Hydrogeografia je vedný odbor zaoberajúci sa vzťahom medzi vodnými útvarmi na pevnine a ostatnými krajinotvornými prvkami; je považovaný za súčasť fyzickej geografie. Hydrológia ako vedná disciplína sa v plnom zmysle slova prelína s množstvom príbuzných vied - meteorológiou, hydrogeológiou, hydromechanikou, geofyzikou, hydropedológiou a ďalšími. Špecifické poz- 5.1. PREDMET VÝSKUMU HYDROLÓGIE A HYDROGEOGRAFIE 48 nátky z týchto vied syntetizuje s výsledkami vlastných výskumných metód do uceleného systému. Prvoradou úlohou hydrológie je však poskytovať podkladové údaje pre plánovanie, navrhovanie a realizáciu vodohospodárskych opatrení zameraných na vyhľadávanie, zachytenie a racionálne využitie zdrojov vody. Z hľadiska potrieb rozvoja národného hospodárstva je potrebné v rovnakej miere prihliadať tak na kvantitu získaných zdrojov, ako aj na ich kvalitu. 5.2. STRUČNE DEJINY HYDROLOGIE Už staroveké národy mali základné znalosti o vode, získané pozorovaním prírodných javov. Vedeli stavať priehrady, budovať zavlažovacie kanály, vykonávať prvé vodočetné pozorovania (približne od roku 2 750 p. n. 1), i merania zrážok (4. stor. p. n. 1. v Indii) Prvé správy o veľkých kanáloch sa zachovali v Arménii (približne z roku 714 p. n. 1.) odkiaľ sa rozšírili do Iránu, Egypta a Indie. Grécki filozofi tiež venovali velkú pozornosť vode. Táles Milétsky (624 - 548 p. n. 1) ju kládol do prvopočiatku sveta a poznal všetky tri skupenstvá vody a ich ľahkú vzájomnú premenu. Hypokratos (460 - 400 p. n. 1.) z pozorovania výparu odvodil prvé poznatky o kvalite vody. Platón (428 - 348 p. n. 1.) vyslovil teóriu Tartaru - ohromnej nevyčerpateľnej nádrže vody v hlbinách Zeme a o nekonečnosti kolobehu vody v prírode. Aristoteles (385 - 322 p. n. 1.) vysvetľoval pôvod riek a prameňov troma spôsobmi - z atmosférických zrážok, z premeny vzduchu na vodu po jeho preniknutí do horninového prostredia a premenou pár neznámeho pôvodu vystupujúcich z vnútra Zeme. Teofrast (372 - 287 p. n. 1.) ako prvý v histórii popísal podstatu a priebeh hydrologického cyklu. Rímska civilizácia priniesla do formovania hydrológie skôr praktické poznatky. Vitrevius vo svojich „10 knihách o architektúre" (27 p. n. 1.) prvý formuloval závislosť prietokového množstva od prietokovej rýchlosti a veľkosti prietokového profilu. Rím bol známy aj svojimi akvaduktami (obr. 5.1) v roku 50 n. 1. bolo v Ríme 10 veľkých akvaduktov v celkovej dĺžke 400 km, ktoré dodávali do Ríma denne 800 000 m3 vody. Obrázok 5.1 Rímsky akvadukt (trojpodlažný) Od úpadku Rímskej ríše do konca 15. storočia hydrologické znalosti lúdstva urobili len malý krôčik vpred, v dôsledku posilňovania moci kresťanskej cirkvi a jej snahy o to, aby sa veda stala len prostriedkom potvrdzovania cirkevných dogiem. Prvé náznaky vymaňovania sa vedy spod vplyvu cirkvi sa objavujú v diele L. B. Albertino (1404 - 1472), ktorý predpokladal, že aj podzemná voda má svoju hladinu a že existuje vzájomná súvislosť hladín podzemných a povrchových vôd. Po období intuície a dohadov nastupuje obdobie pozorovania a merania. Veľkými postavami tohto obdobia boli Leonardo da Vinei (1452 - 1519) a Bernardo Palissy (1510 - 1590). Leonardo da Vinei, vychádzajúc z poznania diel starovekých filozofov, sa často zaoberal meraniami v prírode. Podrobne poznal pohyb vody v koryte rieky, rozdelenie rýchlostí, používal farbivá na sledovanie pohybu vody a plaváky na Klimageografia a hydrogeografia 49 meranie rychlosti prúdenia vody. Bernardo Palissy podal pravdivý obraz o kolobehu vody v prírode a mechanizmu stavby a činnosti artézskych horizontov. Epochou rozvoja vied, a teda aj hydrologie ako vedy o vode, sa stalo 17. storočie. Veľký význam pre rozvoj hydrológie mala kniha Benedetta Kastelliho (1517 - 1644) „O meraní tečúcich vôd". B. Kastelli prvý v Európe zostrojil zrážkomer. Je to obdobie, kedy sa podarilo dokázať, že do povodia viac vody naprší ako z neho povrchovo odtečie. Edmund Halley (1656 - 1742) sa zaoberal pokusmi s výparom a dokázal, že z mora sa vyparuje dostatok vody na to, aby tým bol vysvetlený pôvod atmosférických zrážok. Obdobie 18. a 19. storočia môžeme charakterizovať ako obdobie experimentu. Rozvíjala sa predovšetkým hydrológia povrchových vôd a odvodzovali sa zákony prúdenia vody v korytách a potrubiach (práce Bern ou Mih o, Venturiho, Chézyho, Pitota a ďalších). Teoretické základy prúdenia podzemných vôd začali budovať H. Darcy, J. Dupnit, A. Thiem a v 20. storočí aj B. J. Boussinesque, P. Forchheimer a ďalší. Posledné obdobie vývoja hydrológie (približne od roku 1950) je charakteristické rozsiahlymi meraniami s využitím modernej prístrojovej techniky, zavedením komplexných metód matematického modelovania, využívania systémového prístupu riešenia hydrologických úloh s využitím výpočtovej techniky. 5.3. ČLENENIE HYDROLOGIE Hydrológiu delíme zvyčajne podľa predmetu výskumu na dve základné časti, a to na: 1. Hydrológia oceánov a morí, čiže oceánografia (oceánológia) 2. Hydrológia pevnín Hlavné disciplíny oceánografie: • fyzická oceánografia - sa zaoberá fyzikálnymi vlastnosťami morskej vody, pohybom morských vôd a procesmi vyvolanými interakciou oceán - atmosféra, • chemická oceánografia - študuje chemické zloženie vody, • biologická oceánografia - študuje všetky formy života v mori a okolnosti, ktoré na nich pôsobia, • morská geológia a geofyzika - študuje vznik morských a oceánskych paniev, štruktúru oceánskeho dna, sedimenty na dne, seizmické vlnenie. Hydrológiu pevnín vzhľadom na rozličný režim vodných objektov a metodiku skúmania delíme na: • hydrológia atmosféry, • hydrológia tečúcich vôd (potamológia), • hydrológia stojatých vôd (limnológia), • hydrológia mokradi, • hydrológia podzemných vôd (hydrogeológia), • hydrológia pôdy (hydropedológia), • hydrológia ľadovcov (glaciológia), • hydrológia snehu a ľadu (kryológia). Z hľadiska metód a cieľov hydrológie uvádzajú S. Dyck, G. Peschke (1983) rozdelenie hydrológie na fyzikálnu (teoretickú) a aplikovanú, ktorú ďalej delia na operatívnu, inžiniersku a regionálnu. Z hľadiska čisto geofyzikálneho možno vziať za základ rozdelenia hydrológie aj pochody, ktoré prebiehajú vo „vodojemoch", ako ich označuje v prenesenom zmysle M. A. Velikánov, t.j. vo vodnej hmote zhromaždenej v prírode v ľubovoľnom skupenstve a v ľubovoľnom prostredí. M. A. Velikánov navrhuje klasifikáciu podľa toho, či sa skúmajú: 1. vlastnosti hmoty vodojemov (otázky teploty, chemizmu a biológie vody), 2. vodná bilancia (výpar, kondenzácia pár, zamŕzanie vody, topenie snehu a ľadu, premiestňovanie vodných hmôt), 3. pohyb vodných hmôt (hydromechanika vodojemov), 4. pohyb splavenín a morfológia korýt. Každé z takýchto rozdelení má svoje nedostatky, pretože berie do úvahy len určité kritérium. V hydrológii môžeme vyčleniť tri základné, úzko na seba nadväzujúce pracovné oblasti: • pozorovanie a meranie hydrologických javov a procesov, • systematická analýza hydrologických javov umožňujúca odhalenie ich príčinnej štruktúry, slúžiaca ako základný prostriedok ďalšieho rozvoja hydrologických teórií a metód, • uplatnenie získaných dát, vytvorených teórií a metód pri riešení mnohotvárnych praktických úloh. 50 5.4. METODY HYDROLOGICKÉHO VÝSKUMU Metódy hydrologického výskumu môžeme podobne ako v iných vedných odboroch rozdeliť do niekoľkých základných skupín: 1. metódy terénneho výskumu, 2. metódy laboratórneho výskumu, 3. metódy spracovania nameraných hydrologických údajov. Pod pojmom metódy terénneho výskumu rozumieme metódy pozorovania a merania hydrologických prvkov, javov a procesov a následné základné spracovanie pozorovaných údajov, ktoré sa uskutočňuje v prírodných podmienkach priamo v krajine, na hydrologických staniciach. Za metódy laboratórneho výskumu môžeme považovať tie metódy, ktoré v laboratórnych podmienkach testujú rôzne hydrologické zariadenia (napr. tarovanie - testovanie priepadov), alebo vyvíjajú nové metódy stanovenia rýchlosti prúdenia vody a pod. Za metódy spracovania nameraných hydrologických údajov označujeme metódy vyhodnocovania získaných údajov a ich analýzy, ktorá by umožnila nájsť súvislosti medzi získanými hodnotami a faktormi, ktoré ovplyvňujú veľkosť týchto hodnôt, ich výskyt v čase a priestore. Výsledkom uvedeného vyhodnotenia a analýz by malo byť rozpracovanie teórií a vypracovanie metodík výskumu hydrologických javov a procesov. Pomocou vytvorených teórií a metodík a na základe získaných dát je potom možné riešiť konkrétne úlohy hydrologickej praxe. Klimageografia a hydrogeografia 51 Hydrologická bilancia PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Hydrologický cyklus (hydrologie cycle) - nepretržitá prirodzená cirkulácia vody na Zemi, spôsobená hlavne slnečnou energiou a zemskou gravitáciou, následnosť zmien jej skupenstva, stavu a miesta a procesy, ktoré tieto zmeny spájajú pri prechode vody z atmosféry na povrch Zeme a naspäť. Hydrologická bilancia (water balance, water budget) - vyhodnotenie prírastkov a úbytkov množstva vody a zmeny jej akumulácie vo vodnom útvare za zvolený časový interval. Pri jej výpočte odpočítavame objem všetkých odtokov vody z vodného útvaru od objemu všetkých prítokov a vyhodnocujeme zmeny akumulácie vody v ňom so zvoleným výpočtovým krokom (napr. deň, mesiac, rok) spravidla za dlhšie obdobie. Úhrn zrážok (precipitation total) - množstvo vody v kvapalnom aj tuhom skupenstve, ktoré spadlo na vodorovnú plochu v danom mieste za určité obdobie, napr. deň, mesiac, rok a podobne. Vyjadruje sa výškou vodného stĺpca v mm. Odtok (flow, runoff) ■ pohyb vody v procese jej kolobehu v prírode vo forme štekania po zemskom povrchu (povrchový odtok) a pod povrchom (podzemný odtok). Povrchový odtok môže byť sklonový (uskutočňujúci sa na sklonových povrchoch terénu) a riečny (prebiehajúci v riečnej sieti); ■ objem vody odtečenej z povodia alebo vodného útvaru za zvolený časový interval, ktorým môže byť sekunda (potom odtok sa rovná prietok), deň, mesiac, rok alebo iný časový interval. Udáva sa v m3 alebo v m3.s1 alebo v l.s1. ■ jav odtekania vody z povodia alebo vodného útvaru. Retencia vody (water retention) ■ dočasné prirodzené alebo umelé zdržanie vody vo vodných útvaroch. Určuje sa ako rozdiel prítoku vody do uvažovaného priestoru a odtoku z neho za časovú jednotku. Udáva sa v m3. ■ jav dočasného prirodzeného alebo umelého zadržania vody vo vodných útvaroch. Intercepcia (interception of precipitation) ■ časť zrážok zadržaných na povrchu vegetácie alebo na predmetoch na zemskom povrchu, ktoré sa vyparia alebo absorbujú nadzemnými časťami rastlín a nezúčastňujú sa na okamžitom odtoku, ■ jav, pri ktorom sú zrážky zadržané na predmetoch a rastlinách bez dosiahnutia povrchu zeme. Výpar (evaporation) - množstvo alebo výška vody vyparenej za daný čas z vyparujúceho povrchu. Vyjadruje sa v kg.m2 alebo v mm za daný čas. Transpirácia (transpiration) - proces fázovej premeny kvapalnej vody na vodnú paru v podpriedu- cho-vých dutinách listov a jej prenos do atmosféry. Voda je dopravená na vyparujúci povrch podprieducho-vých dutín listov z pôdy cez rastlinu. Rýchlosť transpirácie závisí od vlastností pôdy, rastliny a atmosféry a je regulovaná otváraním alebo zatváraním prieduchov, čím si rastlina optimalizuje hydratáciu rastlinných pletív v závislosti na horeuvedených vlastnostiach; je súčasťou produkčného procesu rastliny a často sa označuje ako fyziologické (užitočné) vyparovanie. Evapotranspirácia (evapotranspiration) - fázová premena kvapalnej vody na vodnú paru a jej prenos do atmosféry z pôdy a z porastu, ktorým je pôda pokrytá. Aktuálna evapotranspirácia (actual evapotanspiration) - skutočná evapotranspirácia v danom prostredí v reálnych podmienkach vlhkosti pôdy a porastu, neprekračujúca potenciálnu evapotranspiráciu. Potenciálna evapotranspirácia (potential evapotranspiration) - maximálne množstvo vody, ktoré sa môže vypariť z pôdy a vegetačného krytu za daných meteorologických podmienok za predpokladu dostatočného množstva vody. 52 6.1. HYDROLOGICKÝ CYKLUS NA ZEMI 6.1.1. Rozmiestnenie zásob vody na Zemi Z celkovej plochy Zeme 510 mil. km2 zaujímajú oceány a moria 361 mil. km2 (70,8 %) a pevnina 149 mil. km2 (29,2 %). Voda a súš sú na povrchu Zeme rozložené nerovnomerne. Na severnú pologulú pripadá na súš 100 mil km2 a na vodnú plochu 155 mil. km2, na južnej pologuli na súš 49 mil. km2 a na vodnú plochu 206 mil. km2. Takéto nerovnomerné rozloženie plôch s odlišnými vlastnosťami sa výrazne prejavuje v obehu vody, v diferenciácii klímy, vo vodnej bilancii a v ďalších procesoch spojených s pohybom vodných más so všetkými dôsledkami, ktoré z toho vyplývajú pre život vo vode a na častiach súše. Najväčšia časť celkových zásob vody na Zemi je v oceánoch a moriach a odhaduje sa na 1 349.109 km3 pri priemernej hĺbke oceánov s približne udanou hodnotou 3767 m. V atmosfére sa voda pohybuje vo forme vodných pár, čo predstavuje množstvo vody odhadnuté na 13.109 km3. Zdá sa to pomerne málo oproti oceánom a moriam. Keby atmosférické vody pokryli rovnomerne celú Zem, dosiahli by výšku vodného stĺpca iba 25 mm, hoci objem atmosféry do výšky 11 km (vrstva, v ktorej prebiehajú hlavné meteorologické javy ovplyvňujúce počasie) je 3-krát väčšia ako objem svetových morí. V porovnaní so zásobami slanej vody vo svetových moriach je množstvo vody v atmosfére len necelá tisícina percenta. Sladké vody na pevninách sa svojimi zásobami sústreďujú v korytách vodných tokov, v jazerách, nádržiach, ľadovcoch a v snehovej pokrývke, v pôde ako pôdna vlhkosť a v horninách ako voda podzemná. Najväčšia časť zásob sladkej pevninovej vody sa viaže na ľadovce a odhaduje sa asi na 32.106 km3, čo je asi 79% všetkej vody na pevnine. V snehovej pokrývke okrem pevninových ľadovcov sa viaže asi 250 km3 vody, objem všetkých sladkovodných jazier sa odhaduje na 130.103 km3 a zaberajú plochu viac ako 850.103 km2. Umelé vodné nádrže akumulujú okolo 5.103 km3 vody, čo sú iba 4% zásob sladkých jazier. V korytách vodných tokov je trvalé množstvo okolo 1250 km3 vody, čo je v porovnaní sa zásobami vody v jazerách približne 1% a málo cez 0,015% celkových zásob sladkých vôd na pevnine. Medzi svetovým oceánom a pevninou dochádza k nepretržitej výmene vody. Časť pevniny, z ktorej sa uskutočňuje odtok, je odtoková oblasť a časť, na ktorej síce odtok prebieha, ale nekončí vo svetovom oceáne, je bezodtoková oblasť. Rieky v nich končia v bezodto-kových jazerách a bažinách, kam doteká aj podzemná voda. Podiel bezodtokových oblastí 20% rozlohy je pomerne vysoký, nejde však vždy len o oblasti s deficitom vlahy alebo veľmi suché oblasti, (púšte) Časti pevnín, z ktorých sa uskutočňuje odtok do určitého oceánu, sa nazývajú umoria. Tie sú navzájom oddelené líniami hlavného kontinentálneho rozvodia. Z plôch umorí odteká do svetového oceánu priemerne za rok asi 47 000 km3 vody, z ktorých je asi 42 000 km3 vody riečnej, 2 700 km3 vody z ľadovcov a 2 200 km3 vody podzemnej pritekajúcej k pobrežnej línii. Celkový prítok predstavuje vrstvu 130 mm, roz-prestrenú po celej rozlohe svetového oceánu. Priestorové rozdelenie tohto prítoku vody však nie je zovno-merné. Značne vyšší než priemerný je prítok vody do Severného ľadového oceánu (355 mm) a Atlantického oceánu (226 mm). Podpriemerný je prítok do Tichého oceánu (83 mm) a Indického oceánu (80 mm). Vyplýva to z pomeru medzi plochou umorí a plochou oceánov. Ten istý vplyv sa výrazne prejavuje aj medzi veľkosťou prítoku vody do častí svetového oceánu južnej (46 mm) a severnej pologule (142 mm). Ďaleko väčšie sú rozdiely vo velkosti prítoku do jednotlivých morí (napr. do Karského mora 1 530 mm, do južného sektoru Atlantického oceánu 37 mm). Takéto veľké a menšie odchýlky v prítoku vody z pevnín vyvolávajú výmenu vody medzi oceánmi a moriami, ktorá sa uskutočňuje povrchovými a hlbinnými morskými prúdmi. Prítok vody do oceánov sa vyznačuje aj nerovnomerným rozložením v priebehu roka, čo je podmienené režimom zrážok a teploty vzduchu, ktorá podmieňuje tvorenie a topenie snehovej pokrývky a ľadovcov a priebeh výparu z povrchu Zeme. Najväčšie zmeny v ročnom rozložení odtoku boli zistené v Severnom ľadovom oceáne. Počas leta tam priteká 56%, v zime len 7% celoročného odtoku. Najvyrovnanejší v priebehu roka je prítok vôd do Atlantického oceánu, pretože v máji dosahuje najviac 23 mm a novembri najmenej 14 mm (ročný priemer je 19 mm). V Severnom ľadovom oceáne súvisí s vysokým riečnym odtokom topiaceho sa snehu, ktorý je synchrónny v celom umorí V Atlantickom oceáne súvisí s vyrovnaným režimom riečneho odtoku z umorí Južnej Ameriky a z asynchrónneho rozloženia prítoku do severnej a južnej časti oceánu. V Tichom a Indickom oceáne sa výraznejšie prejavuje prítok vody z monzunových dažďov. Ročné rozloženie celkového prítoku vody do svetového oceánu je ovplyvnené najmä režimom riečneho odtoku zo súše severnej pologule a rovníkovej časti umorí Južnej Ameriky. Najvyšší prítok pripadá na letné mesiace a najmenší na zimné mesiace severnej pologule. Nerovnomerný je však i prítok vody do svetového oceánu v jednotlivých rokoch. Ten môže byť jednou z príčin pozorovaných zmien úrovne hladiny svetového oceánu a nepriamym ukazovateľom intenzity obehu Klimageografia a hydrogeografia 53 vody na Zemi. V tomto kolísaní sa prejavuje najmä veľkosť prítoku do Tichého a Atlantického oceánu, ktorý inak dosahuje 75% celkového prítoku vody z pevniny. 6.1.2. Obeh vody na Zemi - zložky hydrologického cyklu Účinkom slnečného žiarenia a jeho premenou na teplo sa voda vyparuje z povrchu Zeme v množstve asi 577 000 km3 za rok, z čoho veľká časť pripadá na svetový oceán (505 000 km3) a menšia na súš (72 000 km3). Ako zrážky spadne opäť na povrch oceánu 458 000 km3 a tie uzatvárajú tzv. malý obeh vody. Z priestoru nad svetovým oceánom sa prenáša vzdušnými prúdmi na pevninu asi 47 000 km3 vody za rok, čo je 8% vypareného množstva z hladiny oceánu. Medzi povrchom pevnín a atmosférou dochádza k zložitej a mnohokrát sa opakujúcej výmene vody, ktorá vedie nakoniec k opätovnému návratu toho istého množstva naspäť do svetového oceánu. Tým sa uzatvára velký obeh vody. Aj keď sa prenáša na pevninu spomínaných 47 000 km3 vody, spadne na povrch Zeme vplyvom opakovaného výparu z povrchu a dalším prenosom vody asi 119 000 km3 vody ako zrážky. Z tohto množstva sa vyparuje celkom asi 72 000 km3. Na bezodtokové územia spadne v priemere za rok asi 9 000 km3 vody, ktorá sa nad ním úplne vyparí. Obeh vody v bezodtokových oblastiach je v určitom zmysle samostatný, je však spojený s celkovým obehom vody na Zemi, pretože vlaha nad ne preniká z okolitých odtokových oblastí alebo z morí a z veľkej časti uniká atmosférou za jej hranice. Skutočná výmena vody medzi svetovým oceánom a pevninou je zložitejšia. Časť vlahy z oceánu prenesená nad pevninu spadne síce ako zrážky, tie sa však vyparia a ako para sú zanesené naspäť nad oceán. Nezúčastňujú sa teda ďalšieho obehu vody nad pevninou a konečného odtoku do oceánu. Toto množstvo dosahuje 19 000 km3 za rok. Podľa toho prínos vody zo svetového oceánu dosahuje 66 000 km3 vody, ktorá spadne na pevninu ako zrážky. Celkové množstvo vodnej pary prenášané zo svetového oceánu nad pevninu sa odhaduje na 100 600 km3. Avšak nie všetka táto para spadne na pevninu ako zrážky. Asi 34% z nej sa len prepraví nad kontinenty a opäť sa vracia nad oceán (tranzitná vlaha). Množstvo tejto vlahy nie je nad jednotlivými kontinentami rovnaké. Nad Áziou, Severnou a Južnou Amerikou sa jej prepraví asi 20%, nad Afrikou 38%, nad Európou 48% a nad Austráliou asi 76%. Je to podmienené vlastnosťami reliéfu, rozmermi kontinentov a tiež vzdialenosťami od zdroja vlahy. Obeh vody na Zemi sa môže vyjadriť jednoduchými rovnicami, ktoré sú matematickým modelom jeho bilancie. Prvky obehu je možné vyjadriť nasledujúcimi symbolmi: Eo - výpar zo svetového oceánu Ep - výpar z pevniny So - zrážky, ktoré spadli na hladinu svetového oceánu Sp - zrážky, ktoré spadli na povrch pevniny O - odtok z pevniny Ak vyjdeme z podstaty obehu vody, je možné príslušné bilančné rovnice napísať v nasledujúcom tvare: Rovnice vodnej bilancie môžu byť zostavené pre akékoľvek územie, najčastejšie pre povodie riek, jazier, nie však pre ktorýkoľvek časový úsek. Najčastejšie sa zostavujú pre daný rok alebo ako priemerná bilancia pre rad rokov (desaťročie). V rovniciach vodnej bilancie sú zúčastnené všetky formy vody na Zemi. Niektoré z nich majú väčší význam, iné sú svojou absolútnou hodnotou nevýznamné, alebo majú len priestorovo obmedzený význam (napr. podzemné vody, horizontálne zrážky). Určenie ich objemu môže byť dosť problematické, a to ako pri bilancovaní malých, tak aj veľkých území. Preto je celková bilancia akéhokoľvek územia len približná. Hlavným zdrojom vlahy v atmosfére Zeme, z ktorej sa tvoria zrážky i odtok, je výpar z povrchu svetového oceánu, ktorý prevyšuje výpar z pevniny nielen pre väčšiu rozlohu jeho hladiny, ale aj pre nepretržitý a neobmedzený priebeh, pre vyššiu radiačnú bilanciu na povrchu vody v porovnaní s povrchom súše i pre možnosť doplňovania tepla spotrebovaného výparom z jeho zásob vo vodnej mase. Najvyšší výpar z oceánov je spojený s veľkou suchosťou vzduchu v pásme pasátou na oboch pologuliach (10° - 20° s.š. a j.š.). V Atlantickom oceáne dosahuje v týchto šírkach 1 960 mm (s.š.) a 1 710 mm (j.š.), v Indickom oceáne 1 999 mm (s.š.) a 2 090 mm (j.š.), v Tichom oceáne 2 040 mm (s.š.) a 1 940 mm (j.š.) za rok. Smerom k pólom i k rovníku od týchto pásov sa výpar z hladiny oceánov zmenšuje. Túto všeobecnú zákonitosť zmien veľkosti výparu narušujú teplé a studené morské prúdy, ktoré hodnoty výparu v rovnakých zemepisných šírkach menia. Eo = So + O (6.1) Ep = Sp - O (6.2) So + Sp = Eo + Ep (6.3) 54 Maximum zrážok nad svetovým oceánom spadne v rovníkovom páse (10° - 0° s.š.), a to v priemere 2 280 mm za rok. Vôbec najväčšie množstvo, vyše 4 000 mm, spadne na hladinu Indického oceánu pri brehoch Barmy. Najmenšie zrážky sú v tropických pasátových pásoch severnej a južnej pologule medzi 20° a 30° (690 mm s.š. a 1 170 mm j.š.). Minimum zrážok spadne vo východných častiach oceánov priliehajúcich k púšťam Sahary a Arabského poloostrova (pod 50 mm za rok). Rozdiel medzi zrážkami a výparom spôsobuje, že nad jednou časťou oceánu prevyšujú zrážky výpar a vody tam pribúda, nad inými naopak prevyšuje výpar nad zrážkami a vody tam ubúda. Pribúdanie a ubúdanie vody je plynule vyrovnávané morskými prúdmi, ktoré prenášajú každoročne asi 22 mil. km3 vody. Vo vrstve atmosféry do 7 km sa nachádza 12 400 km3 vody. Z nich je 9 300 km3 nad hladinou svetového oceánu a 3 100 km3 nad súšou. Oblasti s maximom tejto vlahy sa rozkladajú v rovníkovom a tropickom páse západnej časti Tichého oceánu, v povodí riek Amazonky, v severovýchodnej časti Južnej Ameriky. Táto vlaha, prenášaná monzúnmi a pasátmi nad pevninu, podmieňuje v tamojšej oblasti velké množstvo zrážok a vysoké odtoky. Najväčší význam v prenose vlahy nad pevninu majú atlantické oblasti zvýšeného výparu. Nepatrný výskyt vysokých a rozľahlých horských pásiem na pobreží Atlantického oceánu dovoľuje ľahké prenikanie vlahy do hĺbky kontinentov. Prenosom vlahy z Atlantického oceánu sa zavlažuje celá Európa, značná časť Ázie, Severná, Stredná a Južná Amerika a značná časť Afriky. Vlaha Tichého oceánu preniká nad kontinenty nehlboko, pretože jeho pobrežia sú lemované vysokými horskými pásmi. Podobne je to aj s prenikaním vlahy z Indického oceánu. Podľa ciest transportu v klimatickom kolobehu rozlišujeme tri typy cyklov: 1. atmosférický, 2. povrchového odtoku, 3. podzemného odtoku. Atmosférický cyklus môže prebiehať podľa troch typov schém: oceán - atmosféra - oceán (malý obeh) pevnina - atmosféra - pevnina (malý obeh) oceán - atmosféra - pevnina - atmosféra - oceán (veľký obeh) Čas trvania atmosférického cyklu je pomerne krátky, kolobeh vodnej pary v atmosfére trvá priemerne 10 dní. Cyklus povrchového odtoku prebieha v schéme: oceán - atmosféra - pevnina - povrchový odtok - oceán Na tomto cykle sa zúčastňuje približne 37 300 km3 vody a čas kolobehu trvá priemerne 12 dní. Cyklus podzemného odtoku prebieha podľa schémy: oceán - atmosféra - pevnina - infiltrácia do horninového prostredia - podzemný odtok do riek -- oceán Objem vody v cykle podzemného odtoku sa predpokladá približne 12 000 km3, priemerný čas kolobehu 5 000 rokov, pre zónu aktívnej výmeny 330 rokov. 6.2. HYDROLOGICKÝ CYKLUS V POVODÍ Na Zemi prebiehajú nepretržité procesy vzájomného pôsobenia hydrosféry, atmosféry, litosféry, pe-dosféry a biosféry. Tieto procesy majú globálny charakter a ich poznanie je dôležité na kvantifikáciu obehu vody v prírode. Obeh vody v konkrétnom území (povodí) vyjadrujeme rovnicou hydrologickej (vodnej) bilancie. Jej základný tvar je nasledujúci: Hz = HE + Ho ± R (6.4) kde Hz = výška zrážok, HE = výška evapotranspirácie, H0 = výška odtoku a R = zmena zásob vody v povodí. V prípade hydrologický uzavretého povodia, alebo v prípade výmeny rovnakého množstva vody so susednými povodiami je možné použiť uvedenú bilančnú rovnicu pre ľubovoľné časové obdobie. Pri výpočte je potrebné dbať na to, aby hodnoty jednotlivých členov bilančnej rovnice boli vypočítané za rovnaké časové obdobie. V hydrológii počítame hydrologickú bilanciu za obdobie hydrologického roku. Na Slovensku začína 1. novembra a končí 31. októbra nasledujúceho kalendárneho roku, ktorého letopočtom je aj označovaný. Začiatok a koniec hydrologického roku sú zvolené tak, aby zrážky, ktoré na povodie v tomto období spadli v tom istom roku aj odtiekli. Pri výpočtoch je však potrebné rešpektovať skutočnosť, že na vyhodnotenie hodnôt zrážkových úhrnov a evapotranspirácie sa za základné časové obdobie používa Klimageografia a hydrogeografia 55 Obrázok 6.1 Hydrologický cyklus - cyklus podzemného odtoku - zrážky (a), infiltrácia (b), celkový odtok (c), evapotranspirácia (d), kondenzácia a prenos vzduchových hmôt z oceánu (e) kalendárny rok. Najvhodnejšie je použiť mesačné hodnoty a celkový úhrn zrážok a evapotranspirácie pre hydrologický rok na základe týchto hodnôt vypočítat. Uvedená rovnica hydrologickej bilancie napriek svojmu jednoduchému matematickému zápisu vo svojej podstate vyjadruje zložitý proces hydrologického cyklu v povodí. Detailnejším rozpracovaním tohto procesu, ktoré je uvedené na obr. 6.2, získame predstavu o jednotlivých prostrediach a dejoch, ktoré v týchto prostrediach prebiehajú. Vstupom do systému hydrologického cyklu v povodí sú zrážky, vyjadrené výškou zrážok. Po dopade na nepriepustný povrch nastáva ich povrchová retencia s následným výparom, alebo priamo povrchový odtok. Po dopade zrážok na povrch pokrytý vegetáciou dochádza najskôr k intercepcii, pričom časť zachytených zrážok sa opäť vyparí. Po vyčerpaní kapacity intercepcie sa voda dostáva priamo na povrch pôdy. Z vegetačného pokryvu sa časť vody vracia do atmosféry procesom transpirácie. Na povrchu pôdy je časť vody zachytená vo forme povrchovej retencie a zvyšok infiltruje do pásma ae-rácie, ktoré je ohraničené zospodu hladinou podzemnej vody. Do pásma aerácie zasahujú koreňové sústavy rastlín, ktorými je časť vody z tohto pásma transportovaná cez pôdny profil do rastlinných tiel. Z pásma aerácie časť vody presakuje do hlbších horizontov a po dosiahnutí hladiny podzemnej vody sa dostane do 56 pásma nasýtenia. Voda, ktorá nedosiahne toto pásmo odteká vo forme podpovrchového (hypodermické-ho) odtoku. Z pásma nasýtenia voda odteká vo forme podzemného (základného) odtoku alebo sa kapilárnym zdvihom dostáva naspäť do pásma aerácie. Naopak, do pásma nasýtenia sa procesom brehovej infiltrácie dostáva voda z hydrografickej siete. VYPAR ZRAZKY Transpirácia VEGETÁCIA NEPRIEPUSTNÝ POVRCH Intercepcia Transport koreňového systému Povrchová retencia POVRCH PODY Povrchový odtok Infil tácia Povrchová retencia Povrchový odtok PÁSMO AERÁCIE Kapilárny'zaviň Pri ',sak Podpovrchový odtok PÁSMO SATURÁCIE Podzemný odtok Brehová infiltrácia HYDROGRAFICKÁ SIEŤ ZRAZKY VEGETÁCIA Infiltrácia ODTOK Vstup, resp. výstup z cyklu Subsystém alebo prostredie Prebiehajúci proces Obrázok 6.2 Procesy prebiehajúce v jednotlivých subsystémoch (prostrediach) hydrologického cyklu v povodí V uvedenej schéme hydrologického cyklu nie je uvedený proces hlbinného priesaku, ktorým sa voda zo zóny nasýtenia dostáva do hlbších horizontov a odtiaľ odteká mimo záverečný profil. Množstvo takto Klimageografia a hydrogeografia 57 odtečenej vody nie sme schopní kvantifikovat a musíme sa spoľahnúť na kvalifikovaný odhad podložený znalosťami stavby horninového prostredia. V súčasnosti v hydrologickej praxi prevláda snaha o spresnenie množstva vody, ktoré sa zúčastňuje jednotlivých čiastkových procesov hydrologického cyklu v povodí. Dôvodom je potreba poznania rozdelenia zásob vody v jednotlivých prostrediach z dôvodu zabezpečenia dostatku vody pre rozmanité potreby, ale aj snaha o detailnejšie spoznanie vlastného hydrologického cyklu. Zdokonalením a koštrukciou nových meracích zariadení je súčasná hydrológia schopná sledovať prúdenie vody aj v takých prostrediach, v ktorých to zatiaľ nebolo možné. Ako príklad môžeme uviesť sledovanie transpirácie, intercepcie a i. 6.2. VPLYV FYTOGEOGRAFICKÝCH ČINITEĽOV NA HYDROLOGICKÝ CYKLUS V POVODÍ Vplyv fyzickogeografických (FG) činiteľov na hydrologický cyklus v povodí je úzko viazaný na reliéf povodia vyjadrený najmä morfometrickými parametrami. Týmto parametrom spolu s morfológiou povodia je venovaný samostatný článok 7.1. V tejto časti sa preto budeme venovať len niektorým vybraným fyzicko-geografickým činiteľom. Medzi FG pomery je pravidelne zahrnutá aj poloha povodia. Je to dosť nepresné vymedzenie. Poloha každého povodia môže byť udaná viacerými spôsobmi a až na základe zvoleného spôsobu môžeme hovoriť o konkrétnej klasifikácii. Pod pojmom geografická poloha môžeme rozumieť začlenenie do geografického pásma, výškového stupňa, určitej oblasti, do orografického celku alebo ohraničenie povodia geografickými súradnicami. Každé povodie je však charakterizované aj hydrologickou polohou, ktorá udáva postavenie povodia voči ostatným hydrologickým útvarom. V každom prípade však poloha povodia presahuje rámec označenia „fyzickogeografická charakteristika povodia". Ako vyplýva z obr. 6.2, vstupujúcim prvkom do hydrologického cyklu sú zrážky a jedným z výstupov je výpar. Môžeme ich zaradiť medzi klimatické pomery povodia, ktoré ovplyvňujú veľkosť odtoku a jeho časové rozloženie. Klimatické pomery skúmaného povodia závisia od makroregionálnej geografickej polohy (v ktorom podnebnom pásme povodie leží) ale aj od mikroregionálnej geografickej polohy (napr. efekt náveternosti, resp. záveternosti - obr. 6.3, teplotnej inverzie atď.). Od príslušnosti k podnebnému pásmu závisí časové rozloženie zrážok v priebehu roka, od polohy povodia v rámci orografického celku potom konkrétne množstvo zrážok v danom povodí. Zrážkový tieň Obrázok 6.3 Mikroregionálna geografická poloha - efekt náveternosti a záveternosti Na tvorbe odtoku v povodí sa významne podieľajú aj pevné zrážky - sneh. Zásoba vody v snehovej pokrývke na jar, pred definitívnym roztopením snehu, je rozhodujúca pre tvorbu jarného odtoku. Snehom ako aj stanovením celkového úhrnu zrážok v povodí sa budeme zaoberať v kapitole 8. Denný, ročný, ale aj dlhodobý chod teploty a výparu na danom území dokresluje klimatické pomery skúmaného povodia. 58 Po dopade zrážkovej vody na povrch povodia sa časť vody zachytí na vegetačnom pokryve povodia. V tab. 6.1 a tab. 6.2 sú uvedené hodnoty intercepcie pre vybrané dreviny a poľnohospodárske plodiny. Tabulka 6.1 Hodnoty intercepcie vybraných drevín (Dub, 1957) Typ dreviny Priepustnosť koruny (v %) Štekanie po kmeni (v %) Intercepcia celkom (v %) Buk 65,4 12,8 21,8 Dub 73,6 5,7 20,7 Javor 71,5 8,0 22,5 Ihličnany 39,8 1,4 58,8 Tabulka 6.2 Hodnoty intercepcie vybraných plodin (Baver, 1983) Plodina Množstvo zrážok, ktoré preniklo na povrch pôdy (v %) Počet rastlín na ploche 4 m2 0 36 64 100 144 Kukurica 100 62,9 60,7 57,0 44,5 Sója 100 88,4 78,2 65,9 64,3 Ovos 100 - 78,5 78,4 78,9 Hrach 100 - - 87,8 - Ďatelina 100 - - 61,3 - Po dosiahnutí povrchu pôdy voda infiltruje do pôdneho profilu. Rýchlosť infiltrácie a množstvo infiltrovanej vody závisí od typu a druhu pôdy, od množstva zrážkovej vody, od množstva vody v pôdnom profile od predchádzajúcej zrážkovej udalosti (čiže dažďa) atď Hĺbka, do ktorej voda prenikne v pôdnom profile závisí od množstva a veľkosti kapilár v pôde, čiže od pôdneho druhu. V závislosti od pôdneho druhu môže byť voda v pôde dopĺňaná aj kapilárnym výstupom od hladiny podzemnej vody. V tab. 6.3 sú uvedené príklady kapilárneho výstupu pre vybrané pôdne druhy (Benetin, 1970). Tabulka 6.3 Hrúbka nasýtenej kapilárnej zóny a maximálna kapilárna výška vo vybraných pôdnych druhoch (Benetin, 1970) Pôdny druh Hrúbka nasýtenej kapilárnej zóny Maximálna kapilárna výška v cm Piesočnatá 10-25 50-110 Hlinito-piesočnatá 25-30 110-150 Piesočnato-hlinitá 30-35 150 -180 Hlinitá 35-40 180 - 200 ílovito-hlinitá 40-45 200 - 230 Pod pojmom intenzita infiltrácie rozumieme množstvo vody [mm], ktoré infiltruje do pôdneho profilu za jednotku času [h-1]. V tab. 6.4 je uvedená klasifikácia infiltrácie (Bedrna a kol., 1989). Tabulka 6.4 Klasifikácia infiltrácie (Bedrna a kol., 1989) Rýchlosť infiltrácie Množstvo infiltrovanej vody (v mm.h1) Veľmi rýchla > 254 Rýchla 127 - 254 Stredne rýchla 63 -127 Stredná 20-63 Stredne pomalá 5-20 Pomalá 1-5 Veľmi pomalá < 1 Z pôdneho profilu voda ďalej presakuje do pásma nasýtenia a dosahuje hladinu podzemnej vody. Vďaka kapilárnemu zdvihu je aj teraz časť vody využiteľná v pásme aerácie. V tab. 6.5 sú uvedené maximálne hĺbky, z ktorých v závislosti od pôdneho druhu je voda ešte dostupná (Benetin, 1970). Klimageografia a hydrogeografia 59 Tabulka 6.5 Maximálny kapilárny prítok vody v závislosti od pôdneho druhu (Benetin, 1970) Pôdny druh Maximálny kapilárny prítok (v mm.deň1) 5 2,5 1 0,5 Výška nad hladinou podzemnej vody (v cm) Piesočnatá 35-70 40-75 45-85 50-90 Hlinito-piesočnatá 70-90 75 -100 85 -105 90-110 Piesočnato-hlinitá 90 -105 100-115 105 -125 115-140 Hlinitá 70 -100 80-110 95-115 100 - 125 Ilovito-hlinitá 50-80 60-90 70 -100 75-110 Z pásma nasýtenia odteká podzemná voda vo forme podzemného odtoku. Skúmaniu zásob podzemnej vody, jej prúdeniu, velkosti podzemného odtoku a pod. sa venuje hydrogeológia so svojimi pracovnými metódami. S nimi je možné sa oboznámiť v nasledujúcich prácach (Kříž, 1983; Matula, Melioris, 1982; Melioris, Mucha, Pospíšil, 1986; Mucha a kol., 1974; Paulŕková, 1983 a i.). 60 Hydrografia PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Povodie (watershed, catchment, basin) - časť zemskej kôry, z ktorej voda steká do daného profilu vodného útvaru. Je to územie po hydrologickej stránke spravidla uzavreté, čo znamená, že akékoľvek zrážky spadnuté na jeho povrch odtekajú jedným závěrovým profilom a že do neho nepriteká iná voda po povrchu ani pod povrchom. Rozoznávame povodie povrchovej vody a povodie podzemnej vody. Povodie povrchovej vody sa vymedzuje orografickou rozvodnicou a povodie podzemnej vody hydrogeologickou roz-vodnicou. Pretože zväčša prevláda odtok z povrchu a odtokové územia povrchovej a podzemnej vody sa veľmi často podstatne alebo vôbec nelíšia (najmä u veľkých povodí), povodie k danému profilu sa vymedzuje spravidla len podľa reliéfu, t.j. orografickou rozvodnicou (určenie hydrogeologickej rozvodnice vyžaduje väčšinou nákladný geologický prieskum). Plocha povodia (watershed area) - plocha pôdorysu povodia. Predstavuje najvšeobecnejšiu charakteristiku povodia. Určuje sa spravidla z vrstevnicovej mapy mierky 1 : 25 000 alebo 1 : 50 000 planimetrova-ním, prípadne sumarizováním (súpisom) zmeraných čiastkových plôch príslušného povodia (hlavne u väčších povodí). Udáva sa spravidla v km2. Rozvodie (watershed divide) - geomorfologické rozhranie medzi susednými povodiami. Rozvodnica (watershed divide) - myslená hranica medzi susednými povodiami prebiehajúca po rozvodí. Rozvodnica podzemnej vody (groundwater divide) - myslená čiara predstavujúca rozhranie susedných povodí podzemných vôd. Rozvodnica povrchovej vody (watershed divide) - myslená čiara na povrchu terénu, rozdelújúca povrchový odtok do susedných povodí. Možno ju pomerne jednoducho určiť z vrstevnicovej mapy postupným vedením od daného profilu po najvyšších miestach terénu (v zásade kolmo k vrstevniciam) späť k danému profilu. Orografická rozvodnica vymedzujúca povodie povrchovej vody sa nemusí prekrývať s hydrogeologickou rozvodnicou vymedzujúcou povodie podzemnej vody. Vodný tok (stream) - vodný útvar s trvalo alebo občasne tečúcou vodou s voľnou hladinou v prirodzenom alebo umelom koryte. Vodné toky sa členia na stále alebo občasné a na prirodzené (bystrina, potok, rieka, otvorené rameno toku a pod.) alebo umelé (kanál, náhon a pod.). Vodný útvar (water body) - trvalé alebo dočasné sústredenie vody v rôznom skupenstve na zemskom povrchu, alebo v zemskej kôre, charakterizované typickými formami výskytu a znakmi hydrologického režimu, ktorý je súčasťou hydrologického cyklu (vodný tok, jazero, snehová pokrývka, ľadovec, zvodeň a pod.) Stály tok (perennial stream) - vodný tok s trvalo tečúcou vodou. Je to tok, ktorý nevysychá ani v obdobiach malej vodnosti a je spravidla hydraulicky spojený s podzemnými vodami. Občasný tok (intermittent stream) - vodný tok v ktorom prúdi voda len ako priama odozva na dážď alebo občasný prameň. Je to tok, v ktorého prirodzenom režime sú obdobia, kedy jeho korytom nepreteká voda. Hustota siete vodných tokov (stream-network density) - súčet dĺžok vodných tokov pripadajúcich priemerne na jednotku plochy daného územia. Údolie toku (stream valley) - pomerne úzka, pretiahla a obvykle klúkatá zníženina na zemskom povrchu, charakterizovaná pozdĺžnym sklonom dna, v ktorom je vytvorené koryto toku. Údolie toku vzniklo spravidla dlhodobým pôsobením vody tečúcej po zemskom povrchu. Údolnica (thalweg) - spojnica najnižších miest dna údolia toku. Sklon údolnice určuje pozdĺžny sklon údolia. Hydrografická sieť (hydrographic systém) - sústava všetkých povrchových vodných útvarov v danom území. Tvoria ju vodné toky, nádrže, jazerá a pod. Rád toku (stream order) - číslo udávajúce počet postupných zaústení vodných tokov od mora. Vodný tok ústiaci do mora je prvého, to znamená najvyššieho rádu. Rád vodného toku sa označuje rímskymi číslicami (toky s vyššími číslicami sú nižšieho rádu). Napríklad Váh je tok II. rádu, lebo ústi do Dunaja (t. j. do toku I. rádu), a ten do mora. Klimageografia a hydrogeografia 61 7.1. MORFOMETRICKÉ CHARAKTERISTIKY HYDROGRAFICKEJ SIETE Voda, ktorá spadne na zemský povrch v podobe zrážok, steká pôsobením gravitácie v smere najväčšieho spádu, a to najprv neorganizovane po ploche svahov v podobe ronu a potom v mnohých stružkách, ktoré sa postupne spájajú. Sústredeným odtokom v ryhách a žliabkoch vytvorených eróznou činnosťou vznikajú zdrojnice. Tieto sa sústreďujú v pozdĺžnych zníženinách, ktoré sú geologického pôvodu (výsledok tektonickej činnosti) alebo sú výsledkom dynamického pôsobenia vody resp. ľadovcov (erózna činnost), v niektorých prípadoch vznikajú chemickou činnosťou. V zníženinách vytvára sústredene tečúca voda korytá a tak vznikajú potoky a rieky. Rieka ako hlavný tok s celým súhrnom tokov, ktoré sa do nej vlievajú a ktoré označujeme ako jej prítoky, nazýva sa riečna sústava. Územie, z ktorého riečna sústava odvádza vodu je teda povodie hlavnej rieky systému. Z toho teda vyplýva, že povodie je územie, z ktorého odteká voda z atmosférických zrážok alebo akumulovaná v ľadovcoch a v trvalej snehovej pokrývke povrchovou a podpovrchovou cestou do rieky. Povodie je vymedzené rozvodnicou. Rozsah povodia s povrchovým odtokom {hydrologická rozvodnica) obyčajne súhlasí s rozsahom povodia s podzemným odtokom {hydrogeologická rozvodnica). Len v prípade zložitejšej geologickej stavby rozvodnej časti povodia môže voda pritekať podzemnou cestou z orografi-ckého povodia susednej rieky alebo naopak do neho vtekať. Najväčšie úniky alebo prítoky vody nastávajú obyčajne cez skrasovatelé vápence. Riečne sústavy určitej krajiny alebo geografického celku tvoria jeho riečnu sieť. Začiatok rieky sa nazýva prameň toku. Môže ním byť výver alebo výtok podzemnej vody (prameň), sútok dvoch zdrojníc, ľadovec, jazero alebo mokraď, z ktorého rieka vyteká. Miesto, kde rieka vteká (resp. kde sa vlieva) do inej rieky, do jazera alebo do mora, nazýva sa ústie toku. Niektoré toky najmä v suchých oblastiach a v krase, zanikajú prv, než by sa vliali do iného toku alebo vodojemu. Riečny systém úzko súvisí s geologickou stavbou povodia a so štádiom vývoja jeho reliéfu. Výsledkom tejto dlhotrvajúcej činnosti je vznik údolnej siete, t.j. sústavy dlhých zníženín s jednostranným súvislým sklonom, v ktorých najnižšími miestami odteká voda potokmi a riekami do iného toku, jazera alebo až do mora, pričom vytvára systém čiže sústavu riek. Smery recipientu a jeho prítokov sa určujú smerom zlomov a puklín, usporiadaním vrás a rozličnými pohybmi zemskej kôry, odolnosťou hornín a napokon aj eróznou činnosťou vody. Najjednoduchší útvar riečnej sústavy býva v malom povodí odvodňovanom jediným tokom, ktorého koryto tvorí údolnú os povodia. Zložitejšia riečna sústava sa vytvára v rozsiahlejších povodiach, ktoré sú zložené z mnohých väčších i menších čiastkových povodí, skláňajúcich sa a otvorených smerom k hlavnému údoliu. Tok, ktorý tečie týmto údolím, označujeme za hlavný tok povodia. Hlavný tok a jeho prítoky sú rozlične usporiadané, pričom môžeme vyčleniť niektoré charakteristické typy riečnej siete. Typické je stromovité usporiadanie riečnej sústavy, pri ktorom sa približne rovnaké prítoky z obidvoch strán dosť pravidelne striedajú alebo na jednej strane prevládajú. V prvom prípade hovoríme o sústave symetrickej, v druhom o asymetrickej. Sútokom tokov rovnakého stupňa sa niekedy vytvára vejárovitý systém riečnej siete. Na úpätí pohorí v pahorkatinách vznikla často sústava paralelná, keď 62 riečne údolia a ich oddeľujúce chrbty smerujú rovnobežne v približne rovnakých vzdialenostiach. Ďalším typom riečnej siete sú sústavy: perovitá, radiálna, pravouhlá a anulárna. paralelné usporiadanie Obrázok 7.2 Typy riečnej siete - stromovité usporiadanie (a), radiálne (b), pravouhlá (c) 7.2. ANALÝZA MORFOMETRICKÝCH A MORFOLOGICKÝCH CHARAKTERISTÍK VODNÝCH ÚTVAROV Analýzou základných morfometrických, resp. morfologických charakteristík vodných útvarov získavame prvotnú predstavu o danom útvare. V prípade vodného toku za morfometrické charakteristiky považujeme: 1. Rád toku, resp. hydrologické poradie toku 2. Plochu povodia (F) 3. Dĺžku toku (resp. údolia) (L) 4. Hustotu siete vodných tokov (r) 5. Priemerný sklon povrchu povodia (iF) 6. Sklon toku (iT) 7. Spád toku (Hi- H2) 8. Priemernú nadmorskú výšku povodia 9. Lesnatosť povodia (ô ) Za základný morfologický parameter považujeme charakteristiku tvaru povodia (a). Vyhodnocujú sa aj niektoré ďalšie špecifické charakteristiky (napr. stupeň symetrickosti, resp. asymetrickosti plochy povodia, graf vývoja povodia, koeficient rozvetvenosti úseku toku atď). Z prehľadu terminológie je zrejmé, že pri takto definovanom ráde toku bude tokom 1. rádu tok ústiaci do mora, tokom 2. rádu tok ústiaci do toku 1. rádu atď. Tento typ klasifikácie označujeme ako klesajúcu klasifikáciu. Používa sa aj u nás a zaviedol ju Gravelius v roku 1914. Na základe tohto systému je u nás tokom 1. rádu len Dunaj. Napriek prehľadnosti má uvedená klasifikácia pomerne dosť nevýhod. Naj- Klimageografia a hydrogeografia 63 závažnejšou sa javí skutočnosť, že neumožňuje geometrické a ani štatistické porovnávanie tokov rovnakého rádu, lebo často ide o neporovnateľne veľké toky. Ako konkrétny príklad môžeme uviesť Dunaj a Dvoj-nicu v Bulharsku. Dunaj je dlhý 2 850 km a má plochu povodia 817 000 km2. Dvojnica je dlhá 35 km s plochou povodia asi 500 km2. Tieto parametre sú neporovnateľné. Obidva tieto toky sú však tokmi 1. rádu, lebo ústia do Čierneho mora. Uvedené nedostatky sa nevyskytujú pri stúpajúcich klasifikáciách. Medzi najznámejšie patria klasifikácie Hortona, Strahlera, Shreva, logaritmická klasifikácia Scheideggera a ďalších. Princíp číslovania jednotlivých tokov je zrejmý z obr. 7.3. Obrázok 7.3 Klasifikácia rádu tokov - podľa Strahlera (a), podľa Shreva (b) Svoje číslovanie zaviedol Horton v roku 1945. Tok od prameňa po prvý sútok je tokom 1. rádu. Sútokom dvoch tokov 1. rádu vzniká tok druhého rádu, pričom sa spätne jeden z tokov 1. rádu přeznačí na tok 2. rádu už od prameňa. Preznačenie toku 1. rádu je subjektívne. Přeznačíme buď tok, ktorý je vizuálne predĺžením toku 2. rádu, alebo volíme dlhší tok a pod. Takto sa očísluje celá riečna sieť, pričom pod sútokom tokov rovnakého rádu n vzniká tok rádu n+1 a jeden z tokov spätne prečíslujeme. V roku 1952 upravil Hortonove číslovanie Strahler. Číslovanie tokov 1. rádu zachoval, ale pod ich sútokom vzniká tok 2. rádu a k spätnému prečíslovaniu nedochádza. Sútokom dvoch tokov rovnakého rádu vzniká tok vyššieho rádu. Povodie teda opúšťa tok najvyššieho rádu. Strahlerovo číslovanie tokov je priamo úmerné niektorým geometrickým parametrom tokov, veľkosti povodia, veľkosti prietoku a pod. Pri svojom číslovaní tokov sa Shreve pokúsil zdôrazniť vplyv každého prítoku. Úseky tokov 1. rádu sú podobne ako v predchádzajúcich číslovaniach označené číslom 1 ale rád nasledujúceho úseku toku dostávame postupným pripočítavaním ako je to zrejmé z obr. 7.3. Keď tok opúšťa povodie, číslo rádu toku vyjadruje počet tokov 1. rádu v celom povodí. Zatiaľ čo pri číslovaní rádov tokov sa zaoberáme len samotnými tokmi a ich zaústeniami, pri stanovení hydrologického poradia nás okrem tokov zaujímajú aj všetky hydrologické objekty v danom povodí, samostatné pramene a pod. Výsledkom je zoznam vodných útvarov a hydrologických objektov, z ktorých každý má „svoje inventárne číslo". Plocha povodia a dĺžka toku (resp. údolia) sú dôležité morfometrické charakteristiky, ktoré vstupujú do viacerých matematických vzťahov, zaoberajúcich sa hydrologickými výpočtami. Ohraničenie povodia je zrejmé z definície povodia. Plochu povodia (F) zistújeme vždy z mapy vhodnej mierky. V prípade použitia vodohospodárskej mapy je hodnota plochy povodia priamo uvedená v mape, ak použijeme topografickú mapu plochu povodia získame najpresnejšie digitalizáciou. V obidvoch prípadoch ide však o kolmý priemet existujúceho povodia do roviny. V prípade silne členitého reliéfu v povodí môže byť odchýlka medzi priemetom a skutočnou plochou povodia dosť výrazná (obr. 7.4). 64 Obrázok 7.4 Kolmý priemet povrchu reliéfu do topografickej mapy -točnou plochou povodia a kolmým priemetom do mapy rozdiel medzi sku- Hustota siete vodných tokov (r) je údaj, ktorý predstavuje podiel súčtu dĺžok všetkých tokov v povodí (£1) a plochy povodia (F) a je vyjadrený v km.km2. Výrazne ju podmieňuje orografia povodia, geologické pomery ale aj množstvo zrážok a iné faktory (napr. vlastnosti pôdneho krytu). F (7.1) Ak hodnota r udáva dĺžku všetkých tokov na jednotke plochy v danom povodí, ide v podstate o celkovú dĺžku „sústredených komunikačných línií", ktorými môže voda odtekať z daného povodia. Sústredených preto, lebo voda samozrejme neodteká len korytami tokov, ale napríklad aj po nepriepustnom povrchu terénu v smere spádnice. Porovnaním hodnoty r z viacerých povodí dostaneme obraz o možnostiach dostupnosti určitého objemu vody po merný profil. Uvedený vzorec umožňuje výpočet priemernej hodnoty pre celé povodia. Vzhľadom na to, že v rámci povodia môže byť priestorové rozloženie hodnôt hustoty siete vodných tokov rôzne, je vhodné doplniť vypočítanú hodnotu kartografickým znázornením. Najčastejšie sa používajú areálové a izolíniové mapy, ktoré sú skonštruované rôznymi pracovnými metódami (pozri kapitolu Návody na cvičenia). Priemerný sklon povrchu povodia (iF) ako významnú morfometrickú charakteristiku povodia vypočítame na základe vhodného mapového podkladu pomocou vzorca (7.2): iF = tg a = ^jr^ (7.2) kde a je priemerný uhol sklonu povrchu povodia, h je výškový interval vrstevníc, £1 je súčet dĺžok vybraných vrstevníc na danom povodí a F je plocha povodia. Týmto spôsobom je možné zistiť nielen celkový sklon povodia ale aj čiastkové sklony jednotlivých úsekov povrchu povodia. V súčasnosti umožňuje digitalizácia mapového podkladu zjednodušenie pracného postupu výpočtu sklonu povrchu povodia, ktorý sa v minulosti nahrádzal jednoduchým aj keď len približným výpočtom podľa vzorca (7.3): lF = -. 100 % (7.3) kde Hmax je najvyššia a Hmm najnižšia kóta v povodí. Priemerný sklon povrchu povodia je však len jednou z charakteristík reliéfu povodia. Viacerí autori uvádzajú, že je postačujúci pri charakteristike veľkých povodí ale pri menších povodiach ho navrhuje doplniť informáciami o horizontálnej a vertikálnej členitosti reliéfu a o sklonitosti povrchu. Priemerný sklon toku (iT) je podiel rozdielu nadmorských výšok prameňa a ústia a dĺžky toku: 1T = 100% (7.4) kde Hp je nadmorská výška prameňa toku, Hu je nadmorská výška ústia toku a L je dĺžka toku. Týmto spôsobom je možné zistiť nielen celkový priemerný sklon toku ale aj priemerné sklony v jednotlivých úsekoch. Spád toku je rozdiel nadmorských výšok dvoch bodov sledovaného toku (Hi - H2). Najväčší spád dosahujú vodné toky v miestach prekonávania skalných stupňov, ktoré narušujú ich rovnovážny profil. Na týchto miestach sa najčastejšie vyskytujú vodopády (obr. 7.5). Z uvedeného vyplýva, že vydělením hodnoty spádu toku vzdialenosťou medzi sledovanými bodmi dostaneme sklon tohto úseku toku. Klimageografia a hydrogeografia 65 Obrázok 7.5 Prekonávanie skalného stupňa narušujúceho rovnovážny profil - vodopády Iquacu na rieke Rio Iquacu na argentínsko-brazílskych hraniciach Priemernú nadmorskú výšku povodia môžeme určiť graficky z hypsometrickej krivky metódou rovna-koplošného obdĺžnika. Hypsometrická krivka povodia je jednou zo základných geomorfologických charakteristík. Graficky zobrazuje plochu jednotlivých výškových stupňov povodia. Priemernú nadmorskú výšku povodia môžeme tiež vypočítať z vhodného mapového podkladu podľa vzorca: H = 0,5 . ZOj. (Hj+ Hu), kde O = y- (7.5) kde H je priemerná nadmorská výška povodia, F j je plocha povodia ohraničená vrstevnicami Hj až Hu a F je celková plocha povodia. Údaj o lesnatosti povodia ô predstavuje podiel zalesnenej plochy povodia (FL) k celkovej ploche povodia (F) vyjadrený v %: ô = 100 % (7.6) Lesnatosť povodia predstavuje vstupnú informáciu dôležitú pre posúdenie vplyvu lesa na odtok vody z povodia, tak ako je to opísané v časti o fyzicko-geografických vlastnostiach povodia. Údaje o lesnatosti jednotlivých povodí sú súčasťou rôznych hydrologických ročeniek. V prípade potreby je najvhodnejšie lesnatosť povodia vypočítať na základe digitalizácie vhodného mapového podkladu. Morfologické charakteristiky, ako už vyplýva z ich vlastného označenia (morfológia - náuka o tvaroch), sa viažu na tvary povodí, riečnych sietí a pod. Ako už bolo uvedené, najpoužívanejšou je charakteristika tvaru povodia (a). Charakteristika tvaru povodia sa vyjadruje pomerom priemernej šírky povodia (B) k dĺžke povodia (L) alebo pomerom plochy povodia (F) k štvorcu dĺžky povodia (L2). (Údaj o dĺžke povodia býva nahradený dížkou údolnice). a = f = £ (7.7) Podľa hodnoty a sa v našich podmienkach rozlišujú tieto typy povodí: 1. pretiahnuté, 2. prechodné, 3. vejárovité. Vzhľadom na určité odlišnosti prejavu charakteristiky tvaru povodia v závislosti od velkosti povodia boli hodnoty rozdelené do dvoch skupín, pre toky s plochou povodia do a nad 50 km2. Konkrétne hodnoty sú uvedené v tab 7.1. Tieto hodnoty sa využívajú pre územie Slovenska. Je pochopiteľné, že v iných oblastiach budú tieto hodnoty vzhľadom na odlišné fyzicko-geografické podmienky iné. 66 Tabulka 7.1 Hodnoty a pre jednotlivé typy povodí v závislosti od plochy povodia Povodie (typ) Plocha povodia do 50 km2 nad 50 km2 pretiahnuté prechodné vejárovité < 0,24 0,24 - 0,26 > 0,26 < 0,18 0,18-0,20 > 0,20 Tvar povodia výrazne ovplyvňuje najmä časové a priestorové rozloženie odtoku, čo má význam najmä pri extrémnych hodnotách prietokov (najmä maximálnych). Môžeme pritom vychádzať z predpokladu porovnateľnej velkosti parametrov jednotlivých povodí (plocha povodia, sklon) a porovnateľného objemu zrážok. 7.3. GEOMORFOLOGICKÉ VLASTNOSTI ÚDOLÍ A KORÝT RIEK Úzke a pretiahnuté zníženiny zemského povrchu, ktorými tečie voda, sa nazývajú - bez ohľadu na ich pôvod - riečne údolia. V ich najhlbšej časti - na dne - možno rozlíšiť vhĺbenú brázdu, ktorú vytvorila a sčasti vyplnila tečúca voda, to je tzv. koryto rieky. Šikmé alebo zvislé boky koryta tvoria jeho brehy. Tieto zalieva za povodní do istých vzdialeností voda, keď rieka vystúpi zo svojho pôvodného koryta a tečie korytom záplavovým čiže inundačným. Obrázok 7.6 Nárazový (a) a nánosový (b) breh, prúdnica (c), bočná erózia (d)... Spojením najnižších miest údolia v pozdĺžnom smere dostaneme údolnicu čiže údolnú os, nad ktorou zväčša býva prúdnica, t.j. čiara, ktorá spája miesta najväčších rýchlostí prúdenia vody. Priebeh týchto čiar sa odlišuje od střednice rieky, ktorá rozpoľuje šírku koryta. Účinkom gravitácie sa voda v koryte pohybuje, čiže výškový rozdiel počiatku a konca toku rozhoduje o spôsobe a druhu pohybu, a tým aj o intenzite dynamického účinku tečúcej vody na dno a brehy, čiže o erózii. Podľa toho, ako sa menil tento výškový rozdiel, t.j. výška hornej a dolnej eróznej základne (bázy), koryto sa viac alebo menej prehlbovalo (vertikálna erózia), alebo naopak dno sa zanášalo. Výsledkom tohto dlhotrvajúceho procesu je pozdĺžny profil údolia toku. Jednotlivé úseky toku mávajú často viac dolných eróznych základní. Priečne nevypracované údolia sú úzke, so strmými úbočiami a prechádzajú až v sútesky. Staršie vypracované údolia v mäkkých horninách sú mierne modelované v pôdoryse aj v pozdĺžnom profile a hore sú široko otvorené. Ich dno býva tiež široké, pokryté aluviálnymi nánosmi. Na tomto formovaní údolia sa zúčastňuje jednak svahová modelácia, ktorá zmierňuje strmost svahov údolia, jednak samotný tok, ktorý mení svoju polohu, naráža na brehy a eroduje ich. Túto činnosť voláme bočnou (laterálnou) eróziou. Klimageografia a hydrogeografia 67 Obrázok 7.7 Meander rieky Mississippi južne od St. Louis - nížinná šija je tvorená sedi-mentami rieky Obrázok 7.8 Meander rieky Saara pri Mettlachu v Sársku tvorený odolnými horninami Táto dvojaká činnosť rieky, vyhlbovanie koryta do dna údolia, vertikálna erózia a nasledujúce priečne modelácie - bočná erózia a svahová modelácia, dávajú údoliu najprv tvar písmena V. Tento tvar sa postupne mení tak, že sa rozširuje dno údolia, zmierňujú sa svahy a znižujú údolné chrbty. Od stavu geomorfologického vývoja závisí aj hĺbka údolia. Zatiaľ čo v rovinách býva len veľmi malá, v horských údoliach dosahuje značné rozmery. Striedavým zväčšovaním hĺbkovej erózie vyhĺbili rieky do dna starších údolí mladšie, užšie doliny a premenili dno starších riečnych údolí na riečne terasy, t.j. plošiny rozložené pozdíž rieky v rozličných výškach podľa toho, ako rástla a klesala erózna, prípadne akumulačná činnosť rieky, najmä ako sa menila výška eróznej bázy, napr. ústupom mora a pod. Keď terasa bola vytvorená v hornine budujúcej údolie, hovoríme o terase eróznej, ak ju rieka vytvorila vo vlastných naplavených nánosoch označujeme ju ako akumulačnú. Konvexný a konkávny breh, meandre, mŕtve ramená, presun zákrut smerom po prúde, riečny val, odsunutie prúdnice pôsobením bočných prítokov, Coriolisova sila, riečne pirátstvo, pozdížny a priečny profil, prietokový profil, izobaty, brod - to je len stručný výpočet pojmov, ktoré sa prelínajú medzi geomorfoló-giou a hydrológiou a mohli ste sa s nimi oboznámiť pri štúdiu fluviálnych procesov v rámci geomorfologie. 68 Hydrometeorológia PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Atmosférické zrážky (precipitation) - častice vzniknuté kondenzáciou vodnej pary v ovzduší, vypadávajúce z oblakov alebo usadzujúce sa na povrchu územia, predmetov a rastlín. Firn (firn) - druh snehovej pokrývky v povodí tvorený hrubozrnným kompaktným snehom, ktorý vznikol v dôsledku striedania kladných a záporných teplôt vzduchu, tvorí prechodovú fázu k ľadovcovému ľadu. Hyetografická čiara (hyetographical curve) - grafické znázornenie vzťahu medzi výškou zrážok a plochou územia, na ktorom je uvažovaná hodnota výšky zrážok dosiahnutá alebo prekročená. Zvyčajne sa používa sa pri výpočte priemerného úhrnu výšky zrážok na povodí. Intenzita zrážok (precipitation intensity, rainfall intensity) - množstvo atmosférických zrážok spadnutých za jednotku času. Obyčajne sa vyjadruje výškou vrstvy vody v mm za min. V súvislosti s intenzitou zrážok sa tiež používa výdatnosť zrážok. Je to množstvo atmosférických zrážok spadnutých za jednotku času na jednotku plochy. Obyčajne sa vyjadruje v litroch za sekundu na hektár. Izohyeta (isohyet) - čiara spájajúca miesta s rovnakými úhrnmi zrážok za určité obdobie. Izochiona (isochion) - čiara spájajúca miesta s rovnakou výškou snehovej pokrývky za určité obdobie. Ombrograf (rain gauge recorder) - prístroj registrujúci časový priebeh atmosférických zrážok v kvapalnej fáze. Ombrogram (pluviogram) - záznam o časovom priebehu atmosférických zrážok. Snehová pokrývka (snow cover) - vrstva snehu pokrývajúca určité územie na zemskom povrchu vo výške minimálne 0,5 cm. Ak je vrstva snehu menšia než 0,5 cm, potom hovoríme o snehovom poprašku. Snehová pokrývka môže byť súvislá, ak v okolí pozorovacej stanice pokrýva viac než 50% plochy a nesúvislá, ak v okolí pozorovacej stanice pokrýva menej než 50% plochy. Snehomer (snow gauge) ■ zrážkomer na meranie vodnej hodnoty tuhých zrážok spadnutých počas expozície záchytného zariadenia zrážkomera ■ zariadenie na meranie hustoty alebo vodnej hodnoty snehu vážením, napr. snehomerná váha. Vodná hodnota snehu (snow water equivalenť) - výška vrstvy vody, ktorá vznikne roztopením snehovej pokrývky na danom mieste. Voda v atmosfére (atmospheric water) - najrozšírenejšia zlúčenina v atmosfére Zeme. Tvorí len nepatrnú časť z celkového množstva vody, ktoré sa nachádza v hydrosfére našej planéty. Voda v atmosfére predstavuje len asi jednu tisícinu percenta z celkovej hmotnosti hydrosféry. V atmosfére sa vyskytuje vo všetkých skupenstvách. Vzduch obsahuje vždy určité množstvo vodnej pary. V skupenstve kvapalnom a tuhom tvorí voda v atmosfére oblaky a hydro meteory. Zásoba vody v snehovej pokrývke (water content of snow pack) - objem vody, ktorý vznikne roztopením snehovej pokrývky na danej ploche, obyčajne na povodí. Zrážkomer (precipitation gauge) - zariadenie na meranie úhrnu atmosférických zrážok. V našej staničnej sieti používame zrážkomer tvorený nádobou so záchytnou plochou 500 cm2, lievikom s rovnakou záchytnou plochou, záchytnou nádobou a odmerkou. Pri meraní zrážok sa nádoba umiestňuje na podstavec tak, aby jej záchytná plocha bola vo výške lm nad terénom. Lievik sa na nádobu nasadzuje v letnom období a obmedzuje výpar zachytenej zrážkovej vody. Tuhé zrážky sa pred meraním objemu nechajú roztopiť v mierne teplom prostredí. Zrážkový gradient (precipitation-increase rate) - zmena úhrnov zrážok odpovedajúca zvolenému výškovému rozdielu. Klimageografia a hydrogeografia 69 8.1. ATMOSFERICKÉ ZRÁŽKY Zrážky, či už kvapalné alebo pevné sú jedinou vstupnou veličinou do hydrologického cyklu v povodí. Ich množstvo a časové rozloženie predurčuje velkost odtoku ako aj jeho časové rozloženie, t.j. režim odtoku. Z uvedeného dôvodu sa v hydrológii z hydrometeorologických javov venuje najviac pozornosti najmä zrážkam. Tabulka 8.1. Základné typy oblakov vo vzťahu k druhu zrážok, ktoré z nich vypadávajú Typ oblaku Označenie Základňa vo výške Druh zrážok Latinsky Značka Vysoké oblaky 5 -13 km ■ riasa Cirrus Ci bez zrážok ■ riasová kopa Cirrocumulus Cc bez zrážok ■ riasová sloha Cirrostratus Cs bez zrážok Stredné oblaky 2-7km ■ vyvýšená kopa Altocumulus Ac mrholenie, ■ vyvýšená sloha Altostratus As drobné sneženie Nízke oblaky 0-2km ■ dažďová sloha Nimbostratus Ns dlhodobý dážď alebo sneženie ■ slohová kopa Stratocumulus Nc mrholenie, drobný dážď, slabé sneženie ■ sloha Stratus St slabý dážď, slabé sneženie Oblaky s vertikálnym vývojom 0 -10 km ■ kopa Cumulus Cu len dážď v letnom období ■ búrková kopa * Cumulonimbus Cb v lete lejak, v zime silné sneženie Poznámka: * Základňa môže byť na úrovni 0,5 - 2 km, vrchol oblaku môže presiahnuť tropopauzu. Podľa pôvodu rozoznávame nasledujúce typy zrážok: 1. Konvekčné zrážky 2. Cyklonálne zrážky 3. Orografické zrážky Konvekčné zrážky vypadávajú z kopovitých oblakov, najmä typu cumulonimbus. Majú charakter krátkodobých lejakov s vyššou intenzitou. Bývajú sprevádzané búrkami. V oblasti strednej Európy sú najčastejšie tvorené velkými dažďovými kvapkami, niekedy s krupami, v prechodných ročných dobách a v zime ich spravidla tvorí mokrý sneh a snehové krúpky. Cyklonálne zrážky sú tekuté zrážky, ktoré vypadávajú v oblasti cyklóny. Môžu sa vyskytnúť v podobe trvalého dažďa ale aj ako prehánky. Delíme ich na frontálne a nefrontálne. Frontálne zrážky vypadávajú v oblasti atmosférického frontu. Na teplom fronte a studenom fronte I. druhu (najmä v chladnom polroku) majú spravidla trvalý charakter a ich intenzita závisí na vlhkosti vzduchu a velkosti vertikálnych pohybov pozdĺž frontálnej plochy. Na studenom fronte II. druhu (najmä v teplom polroku) sa vyskytujú v podobe prehánok a lejakov. Môžu sa ďalej členiť na predfrontálne a zafrontálne. Nefrontálne zrážky nesúvisia priamo s vertikálnymi pohybmi vzduchu na atmosférických frontoch. Patria k nim miestne zrážky, zrážky v nestabilne zvrstvenom studenom vzduchu mimo oblasti frontu, zrážky v teplom sektore cyklón a niekedy aj zrážky orografické. Orografické zrážky sú zrážky, ktoré sa vytvárajú alebo zosilňujú v dôsledku spolupôsobenia terénnych prekážok a to najmä pri nútenom výstupe vzduchu, následnej kondenzácii a tvorbe oblakov, z ktorých vypadávajú zrážky. Z hľadiska doby trvania rozdělujeme zrážky na trvalé a prehánky. Trvalé zrážky sú tvorené vodnými kvapkami (dážď, mrholenie) alebo ľadovými časticami (sneh, snehové zrná, zmrznutý dážď, krúpky) vypadávajúcimi dlhšiu dobu rovnomernou intenzitou z vrstevnatých oblakov, spravidla typu nimbostratus a altostratus. V prípade, že trvalé zrážky na určitú dobu ustanú, nazývajú sa občasnými zrážkami. Prehánky sú zrážky s náhlym začiatkom a koncom, rýchlym kolísaním intenzity a obvykle krátkym trvaním, ktoré vypadávajú z konvekčných oblakov. Vyznačujú sa pomerne malým územným rozsahom. 70 8.1.1. Dážď Z hľadiska tvorby povrchového odtoku a najmä jeho prípadných negatívnych dôsledkov sú z uvedených druhov zrážok najdôležitejšie dažde. Rozoznávame dažde normálne (bežné), ktoré majú menšiu výdatnosť a kratšiu dobu trvania, takže dažďová voda vsakuje do pôdy a okrem nepriepustných povrchov nevzniká povrchový odtok. Druhým typom sú dažde extrémne, ktoré sa vyznačujú buď veľkou intenzitou a kratším trvaním (tzv. krátkodobé dažde) alebo nižšou intenzitou a dlhým trvaním (dlhodobé napr. cyklonálne dažde). Extrémne dažde už vyvolávajú povrchový odtok. Pri klasifikácii týchto dažďov vychádzame z ich intenzity (i): i = (mm.min-1) (8.1) kde Hz je výška zrážok a t je doba ich trvania. Klasifikácia krátkodobých dažďov podľa intenzity je uvedená v tab. 8.2. Tabulka 8.2 Klasifikácia krátkodobých dažďov podľa intenzity Označenie dažďa Uhrn zrážok v mm v závislosti na trvaní dažďa Trvanie dažďa 1 hodina 2 hodiny 3 hodiny Slabý dážď < 1 < 1,5 < 2,0 Mierny dážď 1,1-5,0 1,6-7,5 2,1-9,0 Silný dážď 5,1-10,0 7,6 -14,0 9,1-11,5 Veľmi silný dážď 10,1 -15,0 14,1-21,0 11,6-23,5 Lejak 15,1-23,0 21,1-30,5 23,6-33,0 Príval 23,1 - 58,0 30,6 - 64,0 33,1 -72,0 Prietrž mračien >58,1 >64,1 >72,1 Okrem hodnoty intenzity dažda pracujeme aj s hodnotou jej ekvivalentu, ktorý je vyjadrený objemom vody na jednotku plochy za jednotku času. Nazývame ju špecifická výdatnosť dažďa1 - qz (l.s'.ha1 alebo m3.s '.km2). Vzťah medzi intenzitou a špecifickou výdatnosťou je nasledovný: qz = 166,7i (l.s '.ha') alebo qz = 16,67i (mls'.km2) (8.2) kde 166,7 resp. 16,67 sú prevodové koeficienty. Napr. pri intenzite 1 mm.min1 je prevod na l.s"1 .ha"1 nasledujúci: 1 mm.min1 = 1/60 = 0,01667 mm.s 1 = 0,01667 l.s '.m2 = 0,01667.10000 = 166,7 l.s '.ha'. Pre prevod na mls"1 .km2 platí: 1 mm.min' = 1/60 = 0,01667 mm. s' = 0,01667 l.s'.m2 = (0,01667/1000). 1000000 = 16,67 mls'.km2 8.1.2. Sneh Špecifickým druhom vertikálnych zrážok je sneh. Pri priaznivých klimatických podmienkach ostáva na zemskom povrchu a spôsobuje dočasnú akumuláciu vody v povodí v pevnom stave. Sneh má po napadnutí vzhľadom na svoju farbu vysoké albedo (0,85), ktoré však postupne vplyvom štrukturálnych zmien snehových zŕn a znečistenia snehu klesá (0,75 pre uľahnutý sneh, 0,5 pre znečistený sneh). Vrstva napadnutého snehu - snehová pokrývka pôsobením gravitácie, slnečného žiarenia a rekryštalizácie podlieha zmenám. Hrúbka snehovej pokrývky sa s časom zmenšuje podľa exponenciálneho zákona, čím zvyšuje svoju hustotu r, čo je hmotnosť objemovej jednotky snehu vyjadrená v g.cm3 alebo kg.m3. Hustota snehu sa pohybuje od 0,02 g.cm3 pri čerstvom snehu, cez 0,4 g.cm3 pri uľahnutom snehu až po 0,6 g.cm3 pri firne. Jednoduchým prevodom hmotnostných jednotiek na jednotky objemové (1 1 vody = 1 kg vody) získavame informáciu o vodnej hodnote snehovej pokrývky, čo je objem vody, ktorý vznikne roztopením snehovej vrstvy príslušnej hrúbky. Vodnú hodnotu snehu udávame v % alebo ako bezrozměrné číslo. Ak teda vynásobíme výšku snehovej pokrývky v mm vodnou hodnotou snehu, získame údaj o výške vodného stĺpca, ktorý by z tohto snehu vznikol. Ak údaj o vodnej hodnote snehu vynásobíme plochou povodia, ktorá je pokrytá snehovou pokrývkou s touto vodnou hodnotou, získavame informáciu o potenciálnej zásobe (objeme) vody v povodí, ktorá je obsiahnutá v snehovej pokrývke. Z tohto dôvodu majú informácie o výške snehovej pokrývky a jej Špecifickú výdatnosť dažďa označujeme aj i' [l.s1.ha"1], kde i' = 166,67 . i Klimageografia a hydrogeografia 71 vodnej hodnote zásadný význam pre prognózu veľkosti odtoku a napríklad manipuláciu s hladinou vodnej nádrže, t.j. vytvorením dostatočného zásobného objemu v nádrži. S hodnotou hustoty snehu úzko súvisí aj hodnota pórovitosti - p snehovej pokrývky. Platí závislosť p = ^ = 1 - 1,09 p, (8.3) kde pL = 0,917 g.cm3 je hustota ľadu. V tabuľke 8.2 je prehľad základných fyzikálnych charakteristík pre rôzne typy snehovej pokrývky. Tabulka 8.2 Základné fyzikálne charakteristiky snehovej pokrývky Typ snehu Hustota (vg.cm3) Pórovitosť (v %) Rozmer kryštálov (v mm) Čerstvo napadnutý sneh 0,01-0,3 99-67 0,01-5 Uľahnutý sneh 0,2-0,6 78-35 0,5-3 Firn 0,4-0,8 58-13 0,5-5 Topenie snehu je zložitý termodynamický proces, pri ktorom sa uplatňujú všetky fyzikálne vlastnosti snehu a ich zmeny počas topenia, ale aj fyzikálne parametre atmosféry, ktoré ovplyvňujú energetickú bilanciu snehovej pokrývky. V hydrologickej praxi sa používa metóda teplotného faktora. Je to empirická metóda, ktorá pracuje s dostupnými hydrometeorologickými údajmi. Podstata metódy je vyjadrená rovnicou: H t = a . D (8.4) kde HT je vrstva vody, ktorá sa roztopí za 1 deň v cm, a je koeficient vyjadrujúci vplyv klimatických podmienok na topenie snehu a D je priemerná hodnota kladných teplôt v priebehu 24 hodín. 8.1.3. Vertikálna diferenciácia zrážkových úhrnov na Slovensku Vertikálne členenie georeliéfu na území Slovenska výrazne ovplyvňuje úhrny zrážok v jednotlivých oblastiach. Efekt náveternosti a záveternosti pomerne výrazne mení hodnotu zrážkových úhrnov na staniciach s porovnateľnou nadmorskou výškou. Pribúdanie zrážkových úhrnov s rastúcou nadmorskou výškou vyjadrujeme hodnotou zrážkového (plu-viometrického) gradientu, ktorý predstavuje prírastok zrážkového úhrnu pri zmene nadmorskej výšky o 100 m. Pre výpočet ročného úhrnu zrážok vzhľadom na nadmorskú výšku stanice môžeme použiť niekoľko vzťahov. Podľa Gregora je možné úhrn zrážok Hz vypočítať pomocou nadmorskej výšky stanice HA nasledovne: Hz = y HA + 560, pre polohy do 650 m n.m (8.5) Hz = 4 HA + 560, pre polohy viac ako 650 m n.m. (8.6) Šamaj a Valovič zostavili pre územie Slovenska vzťah: Hz = 591 + 0,162 HA + 0,00031HA2 (8.7) Na základe údajov o zrážkových úhrnoch a nadmorských výškach 132 staníc na území Slovenska v období rokov 1951 - 80 sme odvodili niekoľko závislostí Vychádzali sme zo základnej funkcie Hz = f(HA) a pomocou lineárnej regresie sme odvodili závislosť Hz a HA. Urobili sme niekoľko „pokusov" s nasledujúcimi výsledkami. Keď sme použili všetky stanice bez akejkolVek selekcie výsledkom bol (obr. 8.1) nasledujúci vzťah: Hz = 0,4095HA + 562,42 (8.8) Keď sme zo súboru staníc vylúčili tie, pri ktorých sa vzhľadom na ich polohu dal predpokladať efekt náveternosti alebo záveternosti dostali sme nasledujúcu závislosť (obr. 8.2): Hz = 0,6486HA + 507,52 (8.9) Pri rozdelení súboru staníc podľa nadmorskej výšky podľa Gregora do a nad 650 m n.m sme dostali nasledujúce výsledky (obr. 8.3): Hz = 0,6265HA + 514,04 pre stanice do 650 m n. m (8.10) Hz = 1,1273HA + 104,96 pre stanice nad 650 m n. m. (8.11) 72 1600 7 E I 1400 - 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 Nadmorská výška (m.n m) Obrázok 8.1 Zrážkový gradient na území Slovenska (1. pokus) ^ 1600 i E E 1400 > •| 400 CD E 200 0 -I-1-1-1-1-1- 0 200 400 600 800 1000 1200 Nadmorská výška (m n.m.) Obrázok 8.2 Zrážkový gradient na území Slovenska (2. pokus) Obrázok 8.3 Zrážkový gradient na území Slovenska (3. pokus) Klimageografia a hydrogeografia 73 Vzhľadom na nízky počet staníc v kategorii nad 650 m n.m. je však posledná závislosť zatažená značnou chybou. Porovnajme si teraz všetky uvedené hodnoty s reálne nameraným zrážkovým úhrnom na vybraných staniciach. Vybrali sme stanice Hurbanovo, Nitra, Oravská Lesná, Telgárt, Prievidza a Košice. Výsledky porovnania sú uvedené v tabuľke 8.3. Vyznačili sme hodnoty, ktoré sa najviac priblížili na- meranému úhrnu. Tabulka 8.3 Porovnanie výsledkov výpočtov jednotlivých zrážkových gradientov Stanica m n.m. 1951- 80 Gregor Samaj, Valovič 1. pokus (8.8) 2. pokus (8.9) 3. pokus (8.10/8.11) Nitra 145 561 633 621 622 601 604 Oravská Lesná 934 1 087 1 120 1 013 944 1 113 1 171 Telgárt 901 851 1 100 988 931 1 091 1 135 Prievidza 280 672 700 660 676 689 689 Košice 216 627 668 640 650 647 649 Hurbanovo 115 547 617 613 609 582 586 Ako je zrejmé z tabuľky, sú niektoré odvodené hodnoty výrazne odlišné od nameraných v rovnakom období. Príčinou je práve poloha stanice a z toho vyplývajúca miera ovplyvnenia georeliéfom. Na základe toho sme sa pokúsili ešte detailnejšie vystihnúť závislosť v niektorých konkrétnych prípadoch. Pre stanicu Telgárt sme použili závislosť odvodenú pre stanice v zrážkovom tieni s nadmorskou výškou nad 780 m n.m. Podľa vzťahu Hz = 0,7319HA + 141,07 (8.12) sme dostali úhrn zrážok 800 mm. Je zrejmé, že táto hodnota sa najviac približuje nameranému stavu (odchýlka 6%). 74 Hydrometria PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Hladinomer (water level gauge) - prístroj, alebo zariadenie na meranie úrovne hladiny vody nad zvoleným pevným bodom (napríklad nad nulou vodočtu), alebo nad porovnávanou rovinou. Hydrologická stanica (hydrological station) - miesto na vodnom útvare, kde sa vykonávajú hydrologické pozorovania a merania; vybavené je pozorovacími objektmi, zariadeniami alebo prístrojmi. Hydrometrická vrtuľa (current meter) - prístroj na meranie rýchlosti prúdenia vody v mernom bode. Limnigraf (water level recorder) - hladinomer na automatické snímanie a grafický záznam časovej zmeny (časového priebehu) úrovne hladiny vody. Tento registračný záznam zmeny hladiny sa stáva grafickým záznamom vodných stavov len vo väzbe s vodočtom. Merná krivka prietokov (rating curve, stage-discharge curve) - čiara závislosti medzi vodným stavom a prietokom v danom profile toku Q = f(H). Slúži predovšetkým na vyčísľovanie prietokov zo systematicky pozorovaných vodných stavov vo vodomerných staniciach. Merná zvislica (gauging vertical) - zvislica v prietokovom profile toku, v ktorej sa vykonávajú bodové alebo integračné merania rýchlosti prúdenia vody a hĺbky vody. Za mernú zvislicu môžeme tiež považovať zvislicu presne situovanú na jazere, alebo v nádrži, na ktorej sa vykonávajú rôzne hydrologické merania (hĺbka, teplota, smer prúdenia, odber vzoriek vody a pod.). Merný priepad (measuring weir) - zariadenie na meranie prietoku vody, umiestnené v prietokovom profile toku; tvorí ho pevný prah alebo tenká stena s výrezom určitého geometrického tvaru, cez ktorý prepadá voda. Využíva sa tu jednoznačná hydraulická závislosť medzi prietokom a výškou prepadového lúča. Nula vodočtu {gauge zero) - začiatok stupnice vodočtu, na ktorý sa vzťahuje výška hladiny vody. Výška hladiny vody odčítaná na vodočte je vodný stav. Je to kolmá vzdialenosť hladiny vody vo vodočetnom profile od nuly vodočtu (resp. od myslenej horizontálnej roviny preloženej nulou vodočtu - tzv. porovnávacej roviny). Prietok (discharge) - fyzikálna veličina popisujúca určitý stav pohybu kvapaliny. V hydrologickom vyjadrení je to objem vody, ktorá pretečie prietokovým profilom za jednotku času. Podľa spôsobu vyjadrenia hovoríme o objemovom alebo o hmotnostnom prietoku. Udáva sa v m3.s1 alebo l.s1. Znamená tiež jav pretekania vody prietokovým profilom. Vodočet (water stage gauge) - hladinomer s pevne osadenou číselnou stupnicou, alebo pevnými výškovými znakmi (vztiahnutými k nule vodočtu) na priame odčítanie vodných stavov, umiestnený na povrchovom vodnom útvare. Vodočetná stanica (water stage gauging station) - hydrologická stanica na vodnom útvare vybavená vodočtom, v ktorej sa vykonávajú merania vodných stavov. Tieto merania sa v prevažnej časti vodo-četných staníc vykonávajú systematicky a sú podkladom pre následné hydrologické činnosti - vyčísľovanie prietokov. Existuje malá časť vodočetných staníc, v ktorých sa vykonávajú iba merania vodných stavov (napr. za povodní, pod vodnými dielami, na meranie spádov vo vzdutých tratiach tokov, súčasť profilového merania hladín podzemných vôd a pod.). Vodomerná stanica (stage-discharge gauging station) - hydrologická stanica na toku vybavená vodočtom, v ktorej sa vykonávajú systematické merania vodných stavov, merania prietokov, prípadne ďalších hydrologických prvkov. Vodomerný profil (discharge measurement cross section) - priečny profil toku vybavený vodočtom, v ktorom sa merajú vodné stavy, prietoky, prípadne ďalšie hydrologické prvky. Výber miesta pre zriadenie takéhoto profilu na toku sa riadi určitými hydrologickými a hydraulickými kritériami. Plní obyčajne viacúčelovú funkciu. Vodný stav (water stage) - výška hladiny vody nad zvoleným pevným bodom (napríklad nad nulou vodočtu) alebo porovnávacou rovinou. Predstavuje obvykle relatívnu výšku hladiny vody (nula vodočtu nemusí byť totožná s dnom koryta toku). Udáva sa spravidla v cm, alebo v nadmorskej výške (v m n. m). Klimageografia a hydrogeografia 75 9.1. MERANIE HODNOT HYDROLOGICKÝCH PRVKOV 9.1.1. Meranie vodného stavu Hydrologické stanice na našich vodných tokoch delíme na vodočetné a vodomerné. Toto členenie je založené na odlišnosti v účele staníc a z toho vyplývajúceho zariadenia na meranie. Obidve skupiny staníc však majú spoločné to, že sa v nich sleduje vodný stav daného toku. Vodný stav môžeme označiť za základnú hydrologickú veličinu, lebo je ako jediná kvantitatívna hydrologická veličina denne priamo meraná na hydrologickej stanici. Výber miesta pre situovanie hydrologickej stanice na toku sa robí podľa určitých kritérií, zohľadňujúcich stabilitu koryta, dobré možnosti a presnosť hydrologických meraní. Vodočetná stanica je hydrologická stanica na vodnom útvare vybavená vodočtom, v ktorej sa vykonávajú merania vodných stavov. Tieto merania sa v prevažnej časti vodočetných staníc vykonávajú systematicky a sú podkladom pre následné hydrologické činnosti - vyčísľovanie prietokov. Existuje malá časť vodočetných staníc, v ktorých sa vykonávajú iba merania vodných stavov (napr. za povodní, pod vodnými dielami, na meranie spádov vo vzdutých tratiach tokov, súčasť profilového merania hladín podzemných vôd a pod.). Vodomerná stanica je hydrologická stanica na toku vybavená vodočtom, v ktorej sa vykonávajú systematické merania vodných stavov, prietokov, prípadne ďalších hydrologických prvkov. Úmerne k rozsahu hydrologických činností, ktoré sa v tejto stanici vykonávajú, je stanica príslušne technicky vybavená (vo-dočet, pevný nivelačný bod, limnigraf, telefón, prístroj na diaľkový prenos, pomôcky na odber vzoriek vody pre meranie plavenín, kvality vody a pod.). Obrázok 9.1 Technické vybavenie vodočetnej (a - vodočet) a vodomernej stanice (b - limnigraf) Vodný stav (H) je dôležitým hydrologickým prvkom na výpočet ďalších hydrologických charakteristík, a to najmä prietoku (Q). Vodný stav sa udáva v centimetroch. Meraniu vodného stavu je preto venovaná náležitá pozornosť s dôrazom na presnosť odčítavania. Podľa typu vodočtu pozorovatelia odčítavajú hodnoty vodného stavu s presnosťou 0,5; resp. 1 cm. Limnigrafický záznam umožňuje presnejšie odčítanie hodnôt. Najväčšou výhodou limnigrafického záznamu (limnigramu) je však jeho kontinuálnosť. Na vodočetných staniciach pozorovateľ odčíta hodnotu vodného stavu 1 x denne, najčastejšie ráno. Táto hodnota môže v priebehu dňa výrazne kolísať. Na menších horských tokoch môže v určitých prípadoch za 24 hodín 76 medzi dvoma odčítaniami vodných stavov prebehnúť prietoková vlna charakteru povodne. Jej priebeh, dosiahnuté maximum a celkový objem, je možné zistiť len z limnigrafického záznamu. Vodočet je hladinomer s pevne osadenou číselnou stupnicou, alebo pevnými výškovými znakmi (vztiahnutými k nule vodočtu) na priame odčítanie vodných stavov, umiestnený na povrchovom vodnom útvare. Umiestnenie môže byť zvislé, alebo šikmé a z konštrukčného hľadiska môže mať rôzne prevedenie, v závislosti od miestnych podmienok a možností jeho upevnenia. Najčastejší typ vodočtu používaný u nás je zvislý, šikmý, alebo ich kombinácia. Kolmé vodočty bývajú umiestnené na pilieroch mostov, na kolmých opevneniach nábreží, na pilotách zarazených v toku a pod. Šikmé vodočty sú typické pre väčšie toky, ktoré majú nábrežie upravené šikmými svahmi. Priemet šikmej stupnice do zvislej roviny musí zodpovedať stupnici zvislého vodočtu (obr. 9.2). Obrázok 9.2 Vodočet: a - kolmý, b - šikmý Skutočná dĺžka šikmého vodočtu 1 sa vypočíta zo vzťahu: ľ = -±- (9.1) kde symboly 1, ľ a a sú zrejmé z obr. 9.2. Nula vodočtu je začiatok stupnice vodočtu, na ktorý sa vzťahuje výška hladiny vody. Výška hladiny vody odčítaná na vodočte je vodný stav. Je to kolmá vzdialenosť hladiny vody vo vodočetnom profile od nuly vodočtu (resp. od myslenej horizontálnej roviny preloženej nulou vodočtu - tzv. porovnávacej roviny). Vodný stav nepredstavuje hĺbku toku. Osadenie vodočtu (a teda aj nuly vodočtu) v profile toku robí sa tak, aby nula vodočtu bola vždy pod najnižšou možnou hladinou vody v toku aj v budúcnosti (aby nedochádzalo k záporným vodným stavom). Je snaha vodočty osadzovať tak, aby dlhodobo nemuselo dochádzať k zmene nuly vodočtu. Výška nuly vodočtu je vztiahnutá na štátnu niveláciu; ak k nej pripočítame vodný stav dostávame výšku hladiny vody v nadmorskej výške. Hladinomer je prístroj, alebo zariadenie na meranie úrovne hladiny vody nad zvoleným pevným bodom (napríklad nad nulou vodočtu), alebo nad porovnávanou rovinou. Táto úroveň, alebo výška vodnej hladiny môže byť meraná priamo, alebo nepriamo. Meradlo na priame meranie môže byť pevné, alebo pohyblivé, zvislé, alebo šikmé, hrotové, hákové, lankové so závažím a pod. Určujúcou črtou tejto skupiny meradiel výšky vodnej hladiny je, že odčítanie sa robí priamo v dĺžkových merných jednotkách bez akýchkoľvek prevodov. Meradlo na nepriame určovanie výšky vodnej hladiny predstavuje merací systém, ktorý tlakový, elektrický, akustický, alebo iný signál premieňa na výstupnú hodnotu úmernú výške vodnej hladiny. Všetky typy hladinomerov merajú výšku hladiny vody nad určitou presne definovanou porovnávacou rovinou. Limnigraf je hladinomer na automatické snímanie a grafický záznam časovej zmeny (časového priebehu) úrovne hladiny vody. Je to v podstate plavákové meradlo s dvoma funkciami. Plavákom sa sníma zmena hladiny, ktorá cez oceľovú pásku s protizávažím sa prenáša cez kladku (súbor mechanických prevodov) na registračné zariadenie, ktoré na registračnú papierovú pásku zaznamenáva časovú zmenu hladiny (druhá funkcia limnigrafu). Tento registračný záznam zmeny hladiny sa stáva grafickým záznamom vodných stavov len vo väzbe s vodočtom. Okrem uvedeného mechanického spôsobu prenosu zmien vodného stavu sa využívajú snímače registrujúce zmenu hydrostatického tlaku kvapaliny (tekutiny, ale aj plynu), ďalej snímače, ktoré pracujú na princípe merania zmeny kapacity v závislosti od dĺžky ponoreného vodiča pod hladinou a iné. Klimageografia a hydrogeografia 77 9.1.2 Meranie prietokov Prietok je fyzikálna veličina popisujúca určitý stav pohybu kvapaliny. V hydrologickom vyjadrení je to objem vody, ktorá pretečie prietokovým profilom za jednotku času. Podľa spôsobu vyjadrenia hovoríme o objemovom alebo o hmotnostnom prietoku. Ak sa hodnota tohto prietoku použije pre návrh vodohospodárskeho diela, hovoríme o návrhovom prietoku; prietok pripadajúci na jednotku šírky prietokového profilu prípadne priepadovej hrany sa označuje ako jednotkový prietok. Udáva sa v m3.s1 alebo l.s_1. Znamená tiež jav pretekania vody prietokovým profilom. Prietok (Q) môžeme zistiť niekoľkými spôsobmi. Prvý spôsob je priame meranie do mernej nádoby, keď velkost prietoku zistíme podľa vzorca: Q = í (9.2) kde Q je nameraný prietok, V je objem mernej nádoby a t je čas, za ktorý sa merná nádoba naplní Prietok sa udáva v metroch kubických za sekundu (m3.spre menšie toky a pramene v litroch za sekundu (l.s_1). V súčasnosti sa priame meranie využíva pri minimálnom počte profilov. Ďalším spôsobom merania prietokov je meranie pomocou merných priepadov. Merný priepad je zariadenie na meranie prietoku vody, umiestnené v prietokovom profile toku; tvorí ho pevný prah alebo tenká stena s výrezom určitého geometrického tvaru, cez ktorý prepadá voda. Využíva sa tu jednoznačná hydraulická závislosť medzi prietokom a výškou prepadového lúča. Kompletné merné zariadenie sa skladá z prívodnej časti, vlastného merného objektu a odtokovej časti. Každá časť je navrhovaná podľa určitých hydraulických kritérií. U väčších prietokov prívodná časť priepadu by mala zabezpečiť čo najrovno-mernejšie rozdelenie prítokovej rýchlosti v priečnom profile. Meranie výšky priepadového lúča musí sa robiť v hornej vode nad jeho znížením. Samotný objekt musí byť situovaný kolmo na smer toku a musí byť nepriepustný. Hladina dolnej vody musí byť nižšie ako priepadová hrana, aby nedošlo k jej zahlteniu. U menších prietokov najmä u pramenných výverov sa budujú tenkostenné priepady rôznych geometrických tvarov (trojuholník, obdĺžnik, lichoběžník). Na rozdiel od predchádzajúcich typov je tu snaha v prívodnej časti merného objektu zriadiť menšiu nádrž určitého objemu, aby sa dosiahla prakticky zanedbateľná přítoková rýchlosť na priepadovú hranu objektu. Na výpočet prietoku pri použití Ponceletovho priepadu (obdĺžnikového) platí vzorec: Q = |.H. b. h. ma (9.3) kde \i je súčiniteľ vplyvu kontrakcie (mení sa s hrúbkou prepadajúceho prúdu vody), b je šírka priepadu, h prepadová výška a g je konštanta tiažového zrýchlenia (9,81 m.s2). Je to Dubuatov vzorec vhodný pre každý obdĺžnikový priepad. Obrázok 9.3 Schematické znázornenie Ponceletovho priepadu Pri použití Thomsonovho priepadu (trojuholníkového) s vrcholovým uhlom 90° vypočítame prietok podľa vzorca: Q = -jj . lí . h2. JŤgh = 1,46 h5'2 pre |j, = 0,62. (9.4) 78 V hydrologickej praxi sa najčastejšie na meranie prietoku využíva hydrometrovanie. Princíp tejto metódy je v meraní rýchlosti prúdenia vody a zistení plochy prietočného profilu. Vychádzame pri tom z vlastnej definície prietoku, ktorú vyjadruje vzťah: Q = F . vP (9.5) kde F je plocha prietočného profilu a vP je priemerná rýchlosť prúdenia vody v mernom profile. Pri hydrometrovaní zisťujeme obidve skúmané veličiny (plochu a rýchlosť) súčasne pomocou hydrometrickej vrtule. Skladá sa z pevnej časti - tela vrtule, z pohyblivej časti - vrtule, z kontaktného a prevodového zariadenia a smerového stabilizátora. Hlavnou rozlišovacou charakteristikou vrtule je jej geometrické stúpanie. Rýchlosť prúdenia sa určuje pomocou počtu otáčok pohyblivej časti prístroja -vrtule, za určitý časový interval. Počet otáčok je úmerný rýchlosti prúdenia vody. Táto úmernosť sa pre každú vrtulú stanovuje kalibráciou a znázorňuje sa graficky priamkou (alebo viacerými priamkami), alebo analyticky výpočtom. Hydrometrické vrtule môžeme podľa určitých hľadísk alebo konštrukčných znakov rozdeliť do určitých skupín: • podľa spôsobu použitia o na tyči, o na závese, o univerzálne, o špeciálne, • podľa polohy osi otáčania pohyblivej časti o s horizontálnou osou otáčania, o s vertikálnou osou otáčania, • podľa konštrukcie a tvaru vrtule o skrutkovitá vrtuľa, o misková vrtuľa, • podľa veľkosti resp. hmotnosti (toto rozdelenie má viac subjektívny charakter) o malé (na tyči), o stredné (do 30 kg), o ťažké (nad 30 kg). Súčasťou vybavenia malých vrtúľ je tyčka (sondážna tyč) s držkovou stupnicou na meranie hĺbok. Merania strednou a ťažkou vrtuľou sa vykonávajú pomocou závesného zariadenia. Rýchlosť prúdenia vody v priečnom profile koryta toku sa mení. V prípade pravidelného a symetrického koryta je v horizontálnom smere minimálna pri brehu a maximálna v mieste najväčších hĺbok, vo vertikálnom smere je najnižšia pri dne a najvyššia tesne pod hladinou. Z uvedeného vyplýva, že na stanovenie prietokou nestačí merať rýchlosť prúdenia v jednom bode merného profilu. Je potrebné pokúsiť sa zvoliť taký počet a umiestnenie bodov, v ktorých meriame rýchlosť, aby čo najpresnejšie vystihovali rozdelenie rýchlosti vody v profile. V praxi preto používame meranie v merných zvisliciach, pričom počet meracích bodov na jednej zvislici závisí od hĺbky vody v zvislici. Merná zvislica je zvislica v prietokovom profile toku, v ktorej sa vykonávajú bodové alebo integračné merania rýchlosti prúdenia vody a hĺbky vody. Za mernú zvislicu môžeme tiež považovať zvislicu presne situovanú na jazere, alebo v nádrži, na ktorej sa vykonávajú rôzne hydrologické merania (hĺbka, teplota, smer prúdenia, odber vzoriek vody a pod.). 1,0 0,8 0,6 0,4 0,2 0,0 Obrázok 9.4 Umiestnenie merných bodov na zvislici v závislosti od ich počtu Klimageografia a hydrogeografia 79 Podľa počtu zvislíc a celkovej podrobnosti rozdělujeme meranie na základné a skrátené. Rozdiel medzi nimi spočíva v tom, že pri základnom meraní je počet zvislíc väčší, rýchlosť prúdu sa meria minimálne v 75% merných zvislíc, merné zvislice s 5 a viac bodmi musia tvoriť aspoň polovicu a čas merania rýchlosti prúdenia v jednom bode je aspoň 50 sekúnd. Pri skrátenom meraní sú všetky tieto parametre nižšie. Umiestnenie merných bodov na zvislici v závislosti od ich počtu je na obr. 9.4. Na obr. 9.5 je znázornený priebeh rýchlosti prúdenia vody v celom mernom profile. Z obrázka je zrejmé, že priebeh rýchlosti sa mení v závislosti na tvare profilu. Obrázok 9.5 Priebeh rýchlosti prúdenia vody v mernom profile v závislosti na tvare profilu Namerané hodnoty môžeme vyhodnotiť rôznymi metódami, napr. graficko-počtárskou, analytickou a i. Doteraz spomínané metódy merania prietokov môžeme označiť ako klasické. Medzi novšie metódy zaraďujeme napr. indikátorové metódy: • princíp spočíva v pridaní stabilnej chemikálie alebo rádionuklidu (indikátorov) do vody a ich sledovaní v kontrolných profiloch, • podľa vlastnej aplikácie indikátorov do toku rozoznávame rýchlostnú metódu, zmiešavaciu metódu a integračnú metódu. Prácnosť a časová náročnosť merania prietokov hydrometrovaním a indikátorovými metódami spôsobili, že sa začali rozvíjať aj iné metódy, napr. ultrazvuková metóda a metóda elektromagnetickej indukcie: • ultrazvuková metóda využíva skutočnosť, že rýchlosť zvukovej vlny prostredím závisí od elastickosti a hustoty prostredia. Meranie ovplyvňujú niektoré kvalitatívne vlastnosti vody, napr. teplota a koncentrácia rozpustených látok vo vode. • metóda elektromagnetickej indukcie využíva prúd vody ako vodič a v umelo vytvorenom magnetickom poli nameraná veľkosť indukovaného napätia je priamo úmerná rýchlosti prúdenia vody. 9.1.3. Vzťah medzi hodnotou vodného stavu a prietoku Z doteraz uvedených spôsobov merania prietokov jasne vyplýva, že ak by sme chceli prietoky (podobne ako vodné stavy) denne merať, bolo by to na väčších tokoch mimoriadne nákladné. Pri určitých situáciách (napr. povodniach) by to bolo pravdepodobne úplne nemožné. Hodnota prietoku však patrí medzi dôležité hydrologické informácie a je potrebné ju poznať denne. Riešením je využitie vzťahu medzi vodným stavom a prietokom a konštrukcia mernej krivky prietokov. Merná krivka prietokov je čiara závislosti medzi vodným stavom a prietokom v danom profile toku. Slúži predovšetkým na vyčísľovanie prietokov zo systematicky pozorovaných vodných stavov vo vodo-merných staniciach. Tento vzťah závislosti Q = f(H) nie je trvalo konštantný, ale mení sa v čase v dôsledku zmien priečneho profilu koryta (vymieľanie, zanášanie) ako aj v dôsledku nestacionárny prúdenia (hysterezia). Zmenu mernej krivky v prvom prípade treba kontrolovať kontrolnými meraniami prietokov. Ich počet je závislý od intenzity zmien profilu koryta. V druhom prípade sa konštruuje spriemerovaná merná krivka. Vychádza sa tu z predpokladu, že kladné i záporné odchýlky prietokov, spôsobených hystereziou sa pre prietokovú vlnu ako celok vyrovnajú. Ak vzťah Q = f(H) nie je jednoznačný (premenlivé vzdutie hladiny), potom na kontinuálny výpočet prietoku sa používa ďalší parameter, ktorým je sklon hladiny, pre ktorý treba zriadiť spádový vodočet. Tvar mernej krivky je závislý od morfometrie merného profilu i morfometrie časti vodného toku nad a pod merným profilom. Charakteristickou vlastnosťou mernej krivky je jej citlivosť. Zo vzťahu (9.5) vyplýva závislosť prietoku od prietočnej plochy a rýchlosti prúdenia vody. Prietočná plocha F však priamo závisí od výšky vodnej hladiny v profile, čiže od vodného stavu. 80 Vykreslením vzťahu F = f(H) získame predstavu o zmene prietočnej plochy so zmenou vodného stavu. Podobným spôsobom vykreslíme závislosť medzi rýchlosťou a vodným stavom, vp = f(H) na základe výsledkov hydrometrovania pri rôznych hodnotách vodného stavu. Pre vyššie hodnoty vodného stavu môžeme čiaru extrapolovat, alebo využijeme niektorý z rýchlostných vzorcov na výpočet rýchlosti turbulentného prúdenia v otvorených korytách. 0 -I-1-1-1-1-1- 0 0,5 1 1,5 2 2,5 3 v (m.s"1) Obrázok 9.6 Závislosť zmeny rýchlosti prúdenia vody od zmeny vodného stavu Z uvedených závislostí F = f(H) a vp = f(H) získame na základe vzťahu Q = F . vp hodnoty potrebné pre vykreslenie mernej krivky prietokov, čiže závislosti Q = f (H). Na základe denného sledovania vodných stavov a mernej krivky prietokov máme okamžitú informáciu o hodnote prietoku v príslušnom profile. Vykreslenie mernej krivky nielen v normálnej ale aj v logaritmickej sieti má velký význam. Porovnaním obrázkov je zrejmé, že pri logaritmickej sieti má merná krivka prietokov tvar priamky a tým umožňuje jednoduchú extrapoláciu a pod. 0 -I-,-,-,-,-1-,- 0 2 4 6 8 10 12 14 Q (m3.s~1) Obrázok 9.7 Merná krivka prietokov v normálnej sieti Priebeh mernej krivky prietokov pre daný profil nie je nemenný a je potrebné ho neustále sledovať a upravovať. Je to spôsobené tým, že zmenou prietočnej plochy alebo rýchlosti prúdenia dochádza pri rovnakom vodnom stave aj k zmene hodnoty prietoku. Prietočný profil sa môže zmeniť: • zanesením koryta alebo • naopak eróziou a odnosom materiálu pri povodniach. Rýchlosť prúdenia vody sa mení: • v závislosti od zmeny sklonu hladiny, napr. pri povodniach, • pri menších tokoch v letnom období vplyvom zarastania toku, resp. rozbujnenia brehového porastu dochádza taktiež k zmenám v rýchlosti vplyvom zvýšenej drsnosti, • naproti tomu v zime na zmenu rýchlosti vplýva množstvo a druh ľadových úkazov. Z tohto dôvodu existuje pre vodomerný profil niekoľko merných kriviek prietokov, pričom každá z nich má časové obmedzenú dobu platnosti. Klimageografia a hydrogeografia 81 0,1 J-1 Q (ms.s1) Obrázok 9.8 Merná krivka prietokov v logaritmickej sieti Merné krivky prietokov sa v jednotlivých merných profiloch aktualizujú pravidelným hydro-metrovaním. Frekvencia hydrometrovania závisí od významnosti profilu ako aj vodného toku, od zmien podmienok v prietočnom profile ako aj od možností pobočiek SHMÚ. Na Dunaji v Bratislave sa hydrometruje pravidelne raz za mesiac, v prípade potreby aj častejšie. 82 Metódy spracovania a hodnotenia hydrologických dát PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLÓGIE Chronologická čiara (graph of the hydrologie time serieš) - grafické znázornenie časového priebehu hydrologického radu spojitou čiarou alebo v diskrétnych hodnotách, napr. čiara prietokov, hyetogram, čiara stavov hladiny podzemnej vody, a pod. Čiara vodných stavov (water-stage hydrograph, limnigraph) - časový záznam údajov o vodných stavoch z limnigrafu. Môže mať grafickú podobu (limnigrafická páska), alebo môže byť v digitálnom kóde pre priame spracovanie na počítači. Pre hydrologickú prax je každá forma záznamu prijateľná; pre ďalšie spracovanie alebo archivovanie musí byť tento záznam skontrolovaný. Čiara prietokov (hydrograph) - chronologická čiara prietokov v danom profile. Poskytuje grafický priebeh zmien prietoku v čase. Hydrologický rad (hydrologie serieš) - chronologicky zoradený súbor hodnôt hydrologických prvkov alebo hydrologických charakteristík. Zostavuje sa zo zvoleného súvislého časového obdobia, pre potreby vodohospodárskych výpočtov alebo plánovania zvyčajne z reprezentatívneho obdobia. Reálny hydrologický rad (measured hydrologie time serieš) - chronologicky zoradený súbor hodnôt meraných hydrologických prvkov alebo charakteristík zo súvislého obdobia. Odvodený hydrologický rad (modelled hydrologie time serieš) - chronologicky zoradený súbor hodnôt hydrologických prvkov alebo charakteristík získaných pomocou hydrologickej analógie, deterministických alebo stochastických hydrologických modelov za zvolené obdobie. Priemerná hodnota hydrologického prvku (average value) - aritmetický alebo vážený priemer všetkých hodnôt súboru hydrologického prvku alebo charakteristiky (napr. priemerný ročný prietok, priemerná zvislicová rýchlosť, priemerná denná teplota a pod.) Dlhodobý priemer (long-term average) - hodnota aritmetického priemeru hydrologického prvku, alebo charakteristiky určená za viacročné obdobie, resp. reprezentatívne obdobie (spravidla niekoľko desaťročí). Ustálený vodný stav (steady-water stage) - vodný stav v toku alebo nádrži, ktorý sa po určitú dlhšiu dobu výrazne nemení. Priemerný vodný stav (mean water stage) - aritmetický priemer všetkých vodných stavov v danom profile za uvažované obdobie (napríklad deň, mesiac, sezóna, rok a pod.). Stanovuje sa spravidla aritmetickým priemerom priemerných denných vodných stavov (priemerný denný, aritmetickým priemerom hodinových vodných stavov) za uvažované obdobie. Udáva sa spravidla v cm. Minimálny vodný stav (minimum water stage) - najnižší okamžitý vodný stav v danom profile za zvolené obdobie. Na prirodzených tokoch sa za minimálny vodný stav považuje spravidla najnižší priemerný denný vodný stav. Udáva sa spravidla v cm alebo v nadmorskej výške (v m n. m.). Maximálny vodný stav (maximum water stage) - najvyšší okamžitý vodný stav v danom profile za zvolené obdobie. Udáva sa spravidla v cm alebo v nadmorskej výške (v m n. m.). Kulminačný vodný stav (peak water stage) - najvyšší okamžitý vodný stav prietokovej vlny. Vzťahuje sa aj na najvyšší vodný stav náhle zvýšenej hladiny vody (prechodne vzdutej hladiny) v dôsledku prekážky alebo odporu, ktorému je prúdenie vystavené. Udáva sa spravidla v cm alebo v nadmorskej výške (v m n. m.). Priemerný prietok (mean discharge) - aritmetický priemer všetkých prietokov v danom profile za uvažované obdobie (napríklad deň, mesiac, sezóna, rok a pod.). Stanovuje sa spravidla aritmetickým priemerom priemerných denných prietokov (priemerný denný, aritmetickým priemerom hodinových prietokov) alebo podielom celkového pretečeného množstva (objemu) vody a počtu sekúnd za uvažované obdobie. Udáva sa v mls"1 alebo v l.s"1. Kulminačný prietok (peak flow) - najväčší okamžitý prietok prietokovej vlny. Kulminačný prietok prietokovej vlny a jej kulminačný vodný stav sa spravidla nevyskytujú v rovnakom čase. Obvykle sa však kulminačný prietok priraďuje kulminačnému vodnému stavu. Udáva sa v mls"1 alebo v l.s"1. Hydromodul (water-stage range) - variačné rozpätie, ktoré predstavuje rozdiel medzi najvyšším a najnižším vodným stavom v určitom profile za určitý čas. Spravidla sa udáva v cm. Klimageografia a hydrogeografia 83 10.1. METODY HODNOTENIA VODNÝCH STAVOV Po stanovení hodnôt vodných stavov je základným spôsobom ich vyhodnotenia vykreslenie chronologickej čiary vodných stavov za určité zvolené obdobie (obr. 10.1). Z množiny napozorovaných dát sa týmto zoradením stáva hydrologický rad. Ako vyplýva z obr. 10.1 je konštrukcia čiary vodných stavov veľmi jednoduchá. Na os x nanášame jednotky času a na os y hodnoty prislúchajúcich vodných stavov. Už z chronologickej čiary vodných stavov je možné zistiť maximálny a minimálny vodný stav za sledované obdobie. Rozdiel týchto hodnôt nazývame variačně rozpätie - amplitúda. Ďalšie hodnoty zaujímavé z hľadiska hodnotenia hydrologického radu získame využitím jednoduchých metód matematickej štatistiky. Za základnú strednú hodnotu najčastejšie volíme aritmetický priemer x = l.E(Xi) (10.1) kde n je celkový počet prvkov x, alebo medián - xm (xi, X2, X3,... xm,... xn_2,xn_i, xn) (10.2) kde počet prvkov Xi až xm = xm až x„. Xi až xn je hydrologický rad usporiadaný podľa veľkosti prvkov x. Na základe takto usporiadaných hodnôt môžeme zistiť aj modus, čiže najčastejšie sa opakujúcu hodnotu vodného stavu. Obrázok 10.1 Chronologická čiara denných vodných stavov Pri analýze ročného chodu vodných stavov nás však najčastejšie zaujíma ako dlho bol na sledovanom toku prekročený určitý vodný stav. Odpoveď na túto otázku dostaneme zostrojením čiary prekročenia priemerných vodných stavov. Najmenší počet prvkov hydrologického radu vodných stavov, s ktorými najčastejšie pracujeme, je 365, čiže ročný rad. Tento si najprv rozdelíme do triednych intervalov, pravidelného alebo nepravidelného rozsahu. Najčastejšie volíme 10 až 20 pravidelných triednych intervalov. Pri tomto počte intervalov dosiahneme najmenšie chyby. Zistíme, koľko vodných stavov sledovaného radu patrí do príslušného intervalu a vypočítame kumulatívnu početnosť (tab. 10.1). Na základe týchto hodnôt vykreslíme čiaru prekročenia vodných stavov tak, že na os x nanášame hodnoty kumulatívnej početnosti a na os y hodnoty vodných stavov (hornú hranicu intervalu). Z takto získanej čiary prekročenia vodných stavov môžeme zistiť dobu, počas ktorej je dosiahnutá alebo prekročená určitá hodnota vodného stavu. Tieto hodnoty označujeme ako M-denné vodné stavy, kde M je počet dní (najčastejšie 30, 60, 90 atď). Celý postup je možné v súčasnosti automatizovať pomocou štandartných počítačových programov. 10.2. METÓDY HODNOTENIA PRIETOKOV Na základe mernej krivky prietokov sú pre väčšinu vodomerných profilov udávané denné prietoky. Podobne ako pri vodných stavoch aj z prietokov môžeme chronologickým zoradením vytvoriť hydrologický 84 rad a zostrojiť čiaru prietokov - hydrogram (obr. 10.2). Z hydrogramu zistíme nielen maximálnu a minimálnu hodnotu sledovaného hydrologického radu ale aj zmeny prietokov v priebehu roka, ich rozkolísanost a velkosti amplitúdy. Štatistickými metódami potom vypočítame priemernú hodnotu, najčastejšie aritmetický priemer. Z čiary prekročenia denných prietokov, konštruovanej podobne ako pri vodných stavoch, môžeme určiť M-denné prietoky, medián a modus. Tabulka 10.1. Početnosť výskytu vodných stavov rieky Hron Poradové číslo Interval Počet vodných Kumulatívna intervalu od do stavov početnosť 1 154-148 1 1 2 147-141 0 1 3 140-134 0 1 4 133 -127 0 1 5 126 -120 1 2 6 119-113 0 2 7 112-106 1 3 8 105-99 0 3 9 98-92 3 6 10 91-85 2 8 11 84-78 7 15 12 77-71 16 31 13 70-64 18 49 14 63-57 20 69 15 56-50 19 88 16 49-43 20 108 17 42-36 57 165 18 35-29 116 281 19 28-22 81 362 20 21-15 3 365 40 -r cococococococococococococococococococococococococococo 0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0)0) t^t-jt-jCNCNCOCO^^iOiOCDCDt^t^t^raraciciÓOT^t-CNicNicNi t^iOoicNitDT^iOcdcNitDÓcOr^t^iOoicNitDoicO^^^^^^^ T-CNlT-CNlT-CNl CM CN1 t- t- C\l t- C\l C\lr-t-"vrtt>C\ICOO CN1 t- t- O Rok 1996 Obrázok 10.2 Čiara denných prietokov - hydrogram Aj keď čiara prekročenia do istej miery vystihuje rozkolísanost denných prietokov, z jej priebehu nie sme schopní túto rozkolísanost kvantifikovat. Najpoužívanejším ukazovateľom rozptylu je smerodajná odchýlka - sx. Vypočítame ju na základe vzťahu: sx=l.E(Xi-f) (10.3) Keďže máme k dispozícii M-denné prietoky, môžeme pri skúmaní variability využiť decilovú odchýlku (D): (630-660 )+(660-690 )+-+(6300-6330 ^ {q^-Q™ ) D = 10 = ío (10.4) kde Q3o až Q330 sú hodnoty M-denných prietokov. Klimageografia a hydrogeografia 85 Čím vyššia je hodnota D, tým vyššia je variabilita hydrologického radu. S ohľadom na rozdielnu vodnosť riek a potrebu ich porovnania je vhodnejšie použiť relatívnu variáciu, t.j. podiel hodnoty D a priemerného prietoku Qa. Mieru variability najpresnejšie odráža koeficient variácie - Cv ako podiel smerodajnej odchýlky a dlhodobého priemeru Cv Cv =f (10.5) Hodnoty prvkov hydrologického radu sú náhodné hodnoty a platia pre ne zákony počtu pravdepodobnosti. Ak vychádzame z empirickej pravdepodobnosti, potom pravdepodobnosť výskytu zistíme pomerom: P = ir (10.6) kde m je počet kladných výsledkov javu pri n-násobnom opakovaní pokusu. Aplikácia tohto vzťahu v hydrológii vyzerá tak, že množinu denných prietokov zoradíme do klesajúceho radu a každej hodnote priradíme hodnotu pravdepodobnosti, pričom m je poradové číslo prvku v rade a n je celkový počet prvkov. Použitím vzorca (10.6) by však posledný, n-tý prvok mal pravdepodobnosť výskytu 1, čiže 100% a to je v praxi nereálne. Vzorec (10.6) preto rôzni autori upravili nasledovne: p =^2£. 100%, p =7^T. 100%, p ^g- = . 100% (10.7) V strednej časti čiary prekročenia dávajú všetky tri vzorce približne rovnaké výsledky, no pri nízkych a vysokých hodnotách pravdepodobností sa odlišujú. V súčasnosti je snáď najpoužívanejší tretí vzorec. Vynesením hodnoty p na os x a prislúchajúcich hodnôt Q na os y dostaneme empirickú čiaru pravdepodobnosti prekročenia denných prietokov. Doteraz sme zaoberali empirickým rozdelením početnosti. V hydrológii však v praxi bežne využívame teoretické rozdelenie početnosti, ktoré môžeme považovať za matematický model daného empirického rozdelenia, ktorý zostrojíme na základe parametrov získaných z empirického radu. Teoretické rozdelenie početnosti môže byť symetrické alebo asymetrické. Symetrické rozdelenie početnosti vyjadruje Gaussova -Laplaceova krivka normálneho rozdelenia. Kedže krivka je symetrická, priemer, medián a modus sú totožné. V praxi pri hodnotení hydrologického radu by to znamenalo, že pri zostupnom zoradení prvkov radu by počet prvkov po priemernú hodnotu bol taký istý, ako počet prvkov za priemernou hodnotou. V praxi je však priame použitie tohto rozdelenia zriedkavé. V hydrologickej praxi sa stretávame prevažne s asymetrickým rozdelením početnosti, keď sú hydrologické rady ohraničené konečnými maximálnymi a minimálnymi hodnotami. Z asymetrických kriviek rozdelenia početnosti je najznámejšia jedna z dvanástich kriviek štatistika Pearsona, známa ako Pearsonova krivka III. typu, ktorá patrí medzi binomické rozdelenia početnosti. Tvar a priebeh krivky sú určené tromi parametrami: 1. aritmetickým priemerom radu 2. koeficientom variácie Cv 3. koeficientom asymetrie C s Pri výpočte koeficientu variácie zavedieme do známeho vzťahu (10.3) hodnotu ki, ako: ki=f (10.8) a vzorec (10.5) upravíme do tvaru: Cv = (10.9) Koeficient asymetrie Cs vyjadruje mieru šikmosti krivky, alebo mieru asymetrickosti rozloženia hodnôt radu. Môžeme ho vypočítať podľa vzťahu: Cs = (10-10) Podľa kladného alebo záporného súčtu tretích mocnín odchýliek od priemeru hovoríme o kladnej alebo zápornej asymetrii. Podľa vzťahu (10.10) dostaneme spoľahlivé výsledky len pri dlhých hydrologických radoch. Pri kratších radoch preto využívame vzťah medzi Cv, Cs a ďalšími parametrami, ktoré odvodíme z rovnice Pearsonovej krivky. Po úprave dostaneme výsledný tvar: 86 Cs>2Cv (10.11) Ak by Cs < 2Cv, krivka prekročenia by zasahovala do záporných hodnôt. V hydrologii však spracovávame hodnoty, ktoré sú vždy kladné, takže ani krivka prekročenia by nemala zasahovať do záporných hodnôt. Pearsonove rozdelenie III. typu nie je jediné, ktoré sa hydrologickej praxi využíva. Z dalších môžeme menovať logaritmicko - normálne rozdelenie, ktoré je vhodné pri súboroch s veľkou asymetriou (Cs > 3Cv). U nás je využívané najmä pri maximálnych prietokoch. Na hodnotenie maximálnych prietokov je vhodné aj Goodrichovo exponenciálne rozdelenie, najmä pri väčšom počte ročných kulminácií. Naopak, na hodnotenie minimálnych prietokov sa používa Weibullovo rozdelenie. Známe sú aj tri typy Gumbelovho rozdelenia. Na základe Pearsonovej krivky odvodili svoju krivku Krickij a Menkeľ, používa sa aj logaritmický variant Pearsonovej krivky. Podrobnejší prehľad o uvedených rozdeleniach nájdeme v použitej literatúre (napr. Dub, 1957; Herber, 1990 a i.). Jednotlivé parametre, potrebné na zostrojenie kriviek, môžeme získať viacerými spôsobmi. Najčastejšie sa používajú metóda momentov a metóda kvantilov. Pri metóde momentov sa parametre x, Cv a Cs vypočítajú zo známych vzťahov (10.1, 10.9, 10.10). Hodnoty týchto parametrov sú zaťažené náhodnými chybami priemeru ox koeficientu variácie 0» a koeficientu asymetrie Oq: ox = 100 . -^r (10.12) co = íoo. 4Hr (10-13) oQ = 100. V c- (10.14) Krivku prekročenia konštruujeme s využitím Foster-Rybkinových tabuliek (tab. 10.2). Sú v nich uvedené odchýlky súradníc kriviek od priemeru pre x = 1 a Cv = 1 pre rôzne hodnoty Cs. Hodnoty prietokov príslušnej pravdepodobnosti prekročenia Qp dostaneme na základe vzťahu: Qp = ř. (1 + Cv . <ŕ,,p) (10.15) Takto získané hodnoty vynesieme v pravouhlej súradnicovej sústave a dostaneme teoretickú krivku rozdelenia početnosti (v tomto prípade Pearsonovu III. typu). Východiskom pre metódu kvantilov je odčítanie niekoľkých kvantilov K z empirickej čiary pravdepodobnosti prekročenia. Takýmto spôsobom môžeme stanoviť parametre pre viaceré rozdelenia. Budeme zaoberať parametrami pre logaritmicko-normálne rozdelenie. Z empirickej čiary odčítame kvantity K5, K5o a K95 pre pravdepodobnosť p = 5, 50 a 95 %. Hodnoty Qp určíme na základe požitia rovnice: log (Qp- Qo) = (log Q50- Qo) + On (P, 0) (10.16) Qo a on vypočítame zo vzťahov: Qo=lĚÍ7-Št (10-17) On = 0,304. log jg-§ (10.18) Hodnotu O (P,0) preberieme z tab. 10.3 pre Cs = 0. Pri výpočte parametrov logaritmicko-normálneho rozdelenia môžeme postupovať aj obdobne ako pri binomickom rozdelení. Vyčíslíme index šikmosti s podľa rovnice: s = äi±M_^L (mi9) Ďalšie dva parametre ox, x vypočítame podľa vzťahov: K5-K95 OX — 05 _ Ogj (10.20) Klimageografia a hydrogeografia 87 tab 10.2 naležato 1 88 x = K50-Ox.O50 (10.21) pričom hodnotu (05 - 095) a O50 určíme z tab. 10.3 pre príslušnú hodnotu s. Tabulka 10,3 Tabuľka pre výpočet parametrov krivky prekročenia podľa logaritmicko-normálneho rozdelenia metódou kvantilov Cs O (P, Cs) Cs O (P, Cs) s Os - 09S Oso Os - o95 Oso 0,0 3,29 0,00 0,00 1,9 3,01 -0,23 0,49 0,1 3,29 -0,02 0,03 2,0 2,99 -0,24 0,42 0,2 3,29 -0,04 0,06 2,1 2,97 -0,24 0,44 0,3 3,28 -0,06 0,09 2,2 2,95 -0,25 0,45 0,4 3,28 -0,07 0,11 2,3 2,92 -0,25 0,46 0,5 3,26 -0,09 0,14 2,4 2,90 -0,26 0,48 0,6 3,25 -0,10 0,16 2,5 2,88 -0,26 0,49 0,7 3,24 -0,11 0,19 2,6 2,86 -0,26 0,50 0,8 3,22 -0,13 0,21 2,7 2,84 -0,27 0,51 0,9 3,21 -0,14 0,23 2,8 2,82 -0,27 0,51 1,0 3,19 -0,15 0,25 2,9 2,81 -0,27 0,52 1,1 3,17 -0,16 0,27 3,0 2,78 -0,28 0,53 1,2 3,16 -0,17 0,29 3,2 2,74 -0,28 0,55 1,3 3,14 -0,18 0,31 3,4 2,71 -0,29 0,56 1,4 3,11 -0,19 0,33 3,6 2,67 -0,29 0,57 1,5 3,10 -0,20 0,35 3,8 2,64 -0,29 0,58 1,6 3,07 -0,21 0,37 4,0 2,60 -0,29 0,59 1,7 3,05 -0,22 0,38 4,5 2,53 -0,30 0,62 1,8 3,03 -0,22 0,39 5,0 2,45 -0,30 0,64 AXIS 21 1 2004-09-1 9 1 0 40:31 Obrázok 10.3 Otáčanie 5. bratislavského mosta cez rieku Dunaj Prietok Qp pre pravdepodobnosť prekročenia p vyčíslíme na základe vzťahu: QP = x + ox. ,-8,3| Kŕ = "hj^— (11-1) kde i = 1 až 12 a pi je percentuálny podiel mesačného odtoku na celoročnom odtoku. Hodnota Kr sa pohybuje v intervale (0 - 22). Krajné hodnoty charakterizujú situáciu, keď vyrovnanosť odtoku je ideálna (0) alebo keď celoročné množstvo odtečie za jeden mesiac (22). Klimageografia a hydrogeografia 93 5 i 4,5 4 3,5 \ 3 E 2,5 E 2 O 1,5 -4-1 -J-0,5 0 11 12 2 3 4 5 6 7 Mesiace hydrologického roku 10 Obrázok 11.1 Histogram priemerných mesačných prietokov 2 3 4 5 6 7 Mesiace hydrologického roku Obrázok 11.2 Podiel mesačného odtoku Qm na ročnom odtoku Qr Mesačné prietoky je tiež možné hodnotiť celou škálou metód opísaných v kapitole 10. Hodnota priemerného prietoku v danom profile podáva základnú informáciu o sledovanom toku. Hodnotou priemerného ročného prietoku (Qr) charakterizujeme vodnosť toku, priemernú hodnotu ročných priemerov za dlhšie obdobie označujeme ako dlhodobý priemer (Qa)- Porovnanie hodnôt Qr a Qa umožňuje charakterizovať mieru vodnosti tokov v jednotlivých rokoch. Hodnota podielu Qr/Qa však hovorí len o tom, či môžeme daný rok z hľadiska hodnoty Qr označiť ako podpriemerný (podiel < 1) alebo ako nadpriemerný (podiel > 1). Uvedený spôsob však nedáva objektívne výsledky pri posudzovaní riek s rôznou celkovou vodnosťou. Preto vodnosť v jednotlivých rokoch počas dlhšieho obdobia hodnotíme aj na základe čiary prekročenia priemerných ročných prietokov. V usporiadanom rade patrí každej hodnote Qr určitá hodnota pravdepodobnosti prekročenia p. Na základe tejto hodnoty potom klasifikujeme vodnosť jednotlivých rokov (tab. 11.2). Hodnotenie vodnosti jednotlivých rokov je prehľadné aj z grafického spracovania na obr. 11.3. Tabulka 11.2 Hodnotenie vodnosti jednotlivých rokov p (v %) Slovné označenie roku Symbol 0-10 mimoriadne vodný MV 11-40 vodný V 41-60 priemerne vodný P 61-90 málo vodný S 91 -100 mimoriadne málo vodný MS Priebeh mesačných prietokov daného toku v jednotlivých typoch rokov podľa vodnosti je znázornený na obr. 11.4. Odchýlky sú zrejmé. Odchýlky v hodnotách Qm však môžu nastať aj pri dvoch a viacerých rokoch patriacich do rovnakej skupiny. Vyplýva to z výpočtu Qr, kedy táto hodnota vyjadruje priemer vodnosti jednotlivých období, ktoré sú v jednotlivých rokoch rôzne. 94 o -I-1-,-,-1-,-1-,-,-1-1 O 20 40 60 80 100 Pravdepodobnosť prekročenia (%) Obrázok 11.3 Hodnotenie vodnosti jednotlivých rokov 25 i Obrázok 11.4 Priebeh mesačných prietokov jednotlivých rokov podľa vodnosti S hodnotou priemerného ročného prietoku sú úzko spojené ďalšie dve hydrologické veličiny, a to ročný objem odtoku (Or) a špecifický odtok (q). Ročný objem odtoku zo sledovaného povodia vypočítame jednoduchým vynásobením hodnoty Qr počtom sekúnd v roku. Pri vydelení tejto hodnoty objemom príslušných zrážok spôsobujúcich odtok, dostaneme hodnotu súčiniteľa odtoku. Hodnotu špecifického odtoku získame tiež z hodnoty Qr, a to vydělením Qr hodnotou plochy povodia, ktorá patrí profilu s daným Qr. Špecifický odtok charakterizuje plošné rozdelenie odtoku jednotlivých povodí. Hodnotu q často využívame pri porovnaní tokov s rôznym Qr a rozdielnou plochou povodia. Na Slovensku takmer všeobecne klesá hodnota q smerom po toku - so zväčšovaním sa plochy povodia. Výnimku tvoria malé povodia, alebo úseky povodí s výskytom vápencových hornín, kde dochádza k úbytku vody výrazným napájaním horninového prostredia povrchovým tokom. Vzťah medzi špecifickým a elementárnym odtokom je zrejmý z definície. Hodnoty elementárneho odtoku slúžia na konštrukciu izočiarových máp, ktoré sa využívajú na výpočet Qr pre povodia bez priameho pozorovania prietoku. Špecifický, resp. elementárny odtok q zistíme z izočiarovej mapy na základe vzťahu: kde pi sú plochy ohraničené dvoma susednými izočiarami, qi sú hodnoty špecifického, resp. elementárneho odtoku, získané ako priemer hodnôt susedných izočiar a P je celková plocha povodia (obr. 11.5). V princípe ide o metódu váženého aritmetického priemeru. Klimageografia a hydrogeografia 95 Obrázok 11.5 Ukážka mapy specifického odtoku s vyhraničenými izočiarami a čiastkovými plochami Hodnotu Qr vypočítame zo vztahu: Qr = q.P (11.3) kde q je specifický, resp. elementárny odtok a P je plocha povodia. 11.1.2. Hodnotenie extrémnych prietokov 11.1.2.1 Maximálne prietoky Maximálnym prietokom (Qmax) je v hydrológii venovaná významná pozornosť. Je to spôsobené tým, že s výskytom maximálneho prietoku sa často spája ohrozenie územia povodňou. Maximálnym prietokom na toku spravidla predchádza prechod prietokovej vlny. Prietoková vlna je fáza hydrologického režimu vodného toku prejavujúca sa v priečnom profile vodného toku prechodným zväčše- ním, kulmináciou a následným poklesom prietoku. Je charakterizovaná kulminačným prietokom, trvaním a odpovedajúcim objemom. Môže byť spôsobená dažďom, topením snehu, manipuláciou na vodných dielach, náhlym uvoľnením ľadovej zápchy, prípadne inými príčinami. Prietoková vlna sa prejavuje v pozdĺžnom profile vodného toku vysokou vodnosťou, ktorá sa vytvára na dlhšom úseku toku postupnou sumarizáciou priameho i základného odtoku, postupným zväčšovaním prietoku vody a jeho postupom vo smere toku. Je charakterizovaná rozdielnym sklonom hladiny medzi čelom vlny a chrbtom vlny, čo spôsobuje hysteréziu vzťahu vodného stavu a prietoku. Sklon hladiny v čele vlny je oproti sklonu hladiny pri ustálenom prúdení zväčšený o určitý prídavný sklon. Prietoková vlna spôsobená manipuláciou na vodných dielach, prípadne náhlym uvoľnením ľadovej zápchy sa nevytvára postupne na dlhšom úseku toku, ale vytvára sa náhle v profile vodného diela, alebo v mieste ľadovej zápchy. Podľa príčin vzniku hovoríme o prietokových vlnách: • dažďových, • snehových, • zmiešaných (kombinácia dažďových a snehových). Na našich tokoch vyskytujú sa všetky typy prietokových vín bez výraznejšej prevahy niektorého z nich. Podľa príčin vzniku môžeme prietokové vlny deliť aj na prirodzené a umelé. Pri prietokovej vlne sledujeme začiatok prietokovej vlny, vrchol prietokovej vlny, jej trvanie, koniec a objem prietokovej vlny. Začiatok prietokovej vlny je bod na čiare prietokov, od ktorého začína výrazné zväčšovanie prietokov. Tento začiatok sa pre rôzne prietokové vlny aj v tom istom profile toku nachádza na rôznych prietokových úrovniach. Závisí to od predchádzajúceho vývoja vodnosti v toku a nasýtenosti povodia. Koniec prietokovej vlny je bod na čiare prietokov, kedy prestáva priamy odtok vody z povodia a začína vyprázdňovanie zásob podzemnej vody. 96 Trvanie prietokovej vlny je čas, ktorý uplynie od začiatku do konca prietokovej vlny. Je zložený z dvoch častí, z doby stúpania a z doby poklesu. Doba stúpajúcej časti prietokovej vlny je veľmi významne viazaná na trvanie prítoku, zatiaľ čo u doby poklesu tomu tak nie je. Z toho vyplýva skutočnosť, že doba koncentrácie prietokovej vlny je podstatne kratšia ako doba jej poklesu. Celkové trvanie prietokovej vlny je vo všeobecnosti väčšie u rovinných riek s menšími sklonovými pomermi ich povodí ako u horských riek s väčšími sklonovými pomermi ich povodí, a je väčšie u prietokových vín z topenia snehu ako u dažďových. Smerom po toku sa prietoková vlna splošťuje a jej trvanie sa predlžuje. Hovoríme o transformácii prietokovej vlny. Vrcholom prietokovej vlny označujeme najväčší okamžitý prietok prietokovej vlny v určitom profile toku, predstavujúci najväčšiu koncentráciu odtoku z povodia. Označujeme ho tiež ako kulminačný prietok. Prietoky, ktoré odpovedajú podružným vrcholom prietokovej vlny označujeme ako vrcholové prietoky. Maximálny prietok je potom najväčší okamžitý prietok v danom profile za zvolené obdobie (spravidla niektorý z kulminačných prietokov). Udávajú sa v m3.s_1. Kulminačný prietok nastáva obvykle po určitom čase od ukončenia zrážok a tento čas závisí od priestorového rozloženia zrážok v povodí. Prietoková vlna spôsobená jednou zrážkovou epizódou je jednovrcholová. Viacvrcholové prietokové vlny sa môžu vyskytnúť v ktoromkoľvek povodí ako výsledok výskytu príčinných zrážkových epizód nasledujúcich za sebou, prípadne ako výsledok zmeny intenzity dažďa. Ak sa dvoj-, či viacvrcholové vlny vyskytujú v určitom profile toku častejšie, príčinu treba hľadať v asynchrónnosti stretávania sa prietokových vín na hlavnom toku a prítokoch nad uvažovaným profilom. Rovnako netypický tvar povodia môže vyvolávať dvojvrcholovú prietokovú vlnu. Objem, ktorý pretečie daným profilom od začiatku do konca prietokovej vlny označujeme ako objem prietokovej vlny. Predstavuje časovú integráciu prietokov počas celkovej doby trvania prietokovej vlny. Keď chceme tento objem vyčísliť musíme na čiare hydrogramu vyznačiť jej začiatok a koniec. Pri hodnotení prietokových vln sa stretávame s rôznymi obmenami tohto objemu. V najvšeobecnejšej podobe je to objem pozorovanej prietokovej vlny vyčíslený nad nulovým prietokom. Môže to byť tiež objem nad inou vhodne zvolenou prahovou hodnotou prietoku (napríklad nad dlhoročným priemerným prietokom Qa, nad jednoročným prietokom Qi, nad tridsaťdenným prietokom QM30 a pod.). Osobitné miesto pri hodnotení prietokových vín zaujíma objem N-ročnej prietokovej vlny. N-ročný maximálny prietok je kulminačný prietok, ktorý sa v danom profile dosiahne alebo prekročí priemerne raz za N-rokov. Stanovuje sa zvyčajne z krivky prekročenia ročných maximálnych prietokov. Udáva sa v m3.s_1. Dôležitým parametrom je rýchlosť postupu prietokovej vlny. Je to rýchlosť, ktorou postupujú charakteristické body prietokovej vlny (napr. vrchol) v pozdĺžnom smere toku, alebo v nádrži. Závisí od sklonových pomerov toku, od charakteru prietokového profilu a jeho zmien v pozdĺžnom smere toku, od intenzity zmeny prietoku s časom, od predchádzajúceho stavu vodnosti v toku, prípadne od ďalších činiteľov. Špecifickým prípadom prietokovej vlny je vlna povodňového charakteru, povodeň. Je to fáza hydrologického režimu vodného toku vyznačujúca sa náhlym, obvykle krátkodobým zvýšením hladiny vody v toku a jej následným poklesom. Týmto zvýšením sa dosiahne, alebo prekročí určitá kritická hodnota výšky hladiny alebo prietoku presahujúca kapacitu koryta v danom profile a voda sa vylieva z koryta a zaplavuje priľahlé územia. V závislosti od veľkosti prekročenia týchto kritických hodnôt a stupňa povodňovej ochrany sú jej dôsledkom hospodárske škody. Klimageografia a hydrogeografia 97 Zvýšenie hladiny vody v toku môže byť vyvolané zväčšením prietoku následkom přívalových alebo dlhotrvajúcich zrážok, náhlym topením snehu, náhlym uvoľnením akumulovanej vody v nádrži, alebo zmenšením prietokového profilu koryta ľadovou zápchou a pod. Podľa príčin vzniku povodne hovoríme o povodniach: • přívalových - obvykle na malých povodiach (tzv. flash floods), • dažďových, • snehových, • zmiešaných - kombinácia snehových a dažďových, • ľadových, • havarijných - zapríčinených haváriou hydrotechnického diela na toku. Podľa intenzity príčinných javov hovoríme o povodniach katastrofálnych. K osobitným typom povodní patria povodne spôsobené větrovým náhonom morskej vody v ústiach riek. Na základe napozorovaných údajov vyhodnocujeme maximálny denný, mesačný a ročný prietok. Spracovaním dlhšieho radu maximálnych ročných prietokov zostrojíme empirickú čiaru prekročenia, z ktorej zistíme percentuálne hodnoty prekročenia príslušných prietokov. S využitím vhodného rozdelenia početnosti zostrojíme teoretickú krivku pravdepodobnosti prekročenia, pomocou ktorej môžeme zistiť hodnoty Qmax aj s nižšou, resp. vyššou pravdepodobnosťou prekročenia ako pri empirickej čiare. Okrem tohto spôsobu vyhodnocujeme maximálne prietoky aj pomocou čiary opakovania. Znázorňuje dobu opakovania jednotlivých prietokov, pričom doba opakovania je recipročnou hodnotou k dobe prekročenia: N = y . 100% alebo T = ^ . 100% (11.4) kde N je doba prekročenia a T je doba opakovania. Z obr. 11.7 jasne vyplýva, že čiaru opakovania je možné odvodiť z čiary prekročenia a naopak. Zo vzťahu (11.4), ako aj z obr. 11.7 je zrejmé, že prietok s pravdepodobnosťou prekročenia 1% má dobu opakovania 100 rokov. Musíme si však uvedomiť, že je to priemerná doba opakovania, t.j. takýto prietok sa v uvedenom období môže vyskytnúť 2 a viackrát, alebo sa nemusí vyskytnúť vôbec. 20 40 60 80 Pravdepodobnosť prekročenia (%) 40 60 Doba opakovania Obrázok 11.7 Čiara prekročenia (a) čiara opakovania (b) Počas postupu povodňovej vlny po toku dochádza k jej transformácii vplyvom vlastného koryta toku, ale aj vplyvom nádrží a retenčných priestorov budovaných pre tento účel. Prechod prietokovej vlny nádržou, resp. retenčným priestorom je predmetom nadstavbového kurzu z hydrológie pre študentov -špecialistov v magisterskom stupni štúdia. 11.1.2.2 Minimálne prietoky Minimálne prietoky (Qmni) patria k najdôležitejším charakteristikám toku. Ich hodnoty, trvanie a početnosť výskytu sú dôležité najmä z vodohospodárskeho hľadiska. Pri zabezpečení zásobovania pitnou a úžitkovou vodou, pri využití toku pre závlahy alebo energetiku, je poznanie minimálnych prietokov veľmi dôležité. V poslednom období sa zdôrazňuje hydroekologický význam minimálnych prietokov. Tento pojem je potrebné chápať v súvislosti so situáciami, keď sa minimálne prietoky stávajú limitom rozvoja niektorých ekosystémov. Za minimálny prietok považujeme najmenší okamžitý prietok v danom profile za zvolené obdobie. Na prirodzených tokoch sa za minimálny prietok považuje spravidla najmenší priemerný denný prietok. Udáva sa v m3.s1 alebo v l.s-1. 98 Minimálne prietoky sa vyskytujú najmä v období, keď výrazne poklesne alebo úplne ustane povrchový odtok a tok je zásobovaný len zo zdrojov podzemných vôd. Malú vodnosť toku reprezentuje vodný režim toku, ktorého prietoky sú menšie ako medzný prietok malej vodnosti. Hodnota medzného prietoku musí spĺňať niekolko podmienok. Musí umožniť vyčleniť malú vodnosť z celkovej vodnosti toku za predpokladu rovnakého rozsahu pravdepodobnosti prekročenia zvolených zložiek vodnosti. Veľkosť medzného prietoku nesmie vylúčiť v najvodnejšom alebo odtokovo najvyrovnanejšom roku ich malú vodnosť. Hodnota medzného prietoku musí byť volená tak, aby nedošlo pri zostavovaní radov charakteristík a parametrov malej vodnosti k ich diskontinuite. Na základe uvedených podmienok sa za medzný prietok malej vodnosti odporúča najväčší minimálny denný prietok za dlhšie obdobie. Obdobie malej vodnosti je úzko spojené s bezzrážkovým obdobím. Tieto prípady nastanú buď v zime pri nízkych teplotách, alebo v lete, resp. na jeseň, keď vplyvom vyšších teplôt sa zrážková voda rýchlo vyparí. Pri spracovaní minimálnych prietokov používame pojmy ako absolútne minimum, priemerný ročný minimálny prietok, suché obdobie, doba prerušenia prietokov a pod. Na spracovanie minimálnych prietokov najčastejšie využívame čiaru nedosiahnutia. Môžeme z nej odčítať hodnotu pravdepodobnosti nedosiahnutia určitej hodnoty prietoku. Od čiary prekročenia sa líši spôsobom zostrojenia, a to usporiadaním hodnôt nie do klesajúceho, ale do stúpajúceho radu. Vďaka tomu je priebeh čiary nedosiahnutia zrkadlovým obrazom čiary prekročenia (obr. 11.8). 3,5 -.-1 0 -I-1-1-1-1- 0 20 40 60 80 100 Pravdepodobnosť nedosiahnutia (v%) Obrázok 11.8 Empirická čiara nedosiahnutia minimálnych ročných prietokov Význam hodnôt minimálnych prietokov vzrastá aj preto, že sa používajú v metódach rôznych autorov pri stanovení veľkosti podzemného odtoku, resp. jeho podielu na celkovom odtoku. Podrobnejšie sa touto problematikou zaoberáme v kapitole 12.2.3. 11.1.3. Hodnotenie teplotného a ľadového režimu Teplota vody sa meria na hydrologických staniciach vždy pri rannom odčítaní vodočtu. Vzhľadom na minimálny rozdiel medzi touto hodnotou a priemernou dennou teplotou na našich tokoch sa nameraná hodnota považuje za denný priemer. Meranie sa uskutočňuje teplomerom s ochranným krytom, aby nedochádzalo k bezprostrednému ovplyvneniu nameranej hodnoty teplotou vzduchu. Namerané hodnoty sa spracujú buď graficky alebo do tabuliek. Priebeh hodnôt priemerných mesačných teplôt vybraných slovenských tokov je znázornený na obr. 11.9 až 11.11. Už takéto spracovanie veľa naznačí o vyrovnanosti, resp. nevyrovnanosti ročného chodu teplôt. Zmeny teploty vody v priebehu roka, jednotlivé sezónne zmeny a zmeny v priebehu dňa závisia najmä od klimatického pásma, v ktorom sa daný tok nachádza. Okrem vlastnej hodnoty teploty vody nás zaujíma aj doba trvania a častost' výskytu určitých hodnôt. Spracovaním hodnôt priemernej ročnej teploty vody za dlhšie časové obdobie pomocou metód matematickej štatistiky môžeme zostrojiť čiaru prekročenia rovnakým spôsobom ako pri prietokoch. Hodnoty pravdepodobnosti prekročenia v tab. 11.2 využijeme na rozdelenie jednotlivých rokov na mimoriadne chladné, chladné, priemerne teplé, teplé a mimoriadne teplé. Klimageografia a hydrogeografia 99 Ľadový režim toku hodnotíme na základe výskytu ľadových javov na toku. Medzi najčastejšie ľadové javy patria: ľadová kaša, ľadová triešť, ľadové kryhy a ľadová pokrývka. 100 Obrázok 11.12 Plávajúce ľadové kryhy na sibírskej rieke Lena. V priebehu jarného topenia ľadu dochádza k nakopeniu krýh a rozsiahlym záplavám. Pri hodnotení ľadových javov nás najčastejšie zaujímajú tieto parametre: počiatok a dĺžka výskytu a ich množstvo vo vodomernom profile toku. Ak by sme informácie o nástupe ľadových javov a dobe trvania vykreslili do izolíniovej mapy, mohli by sme sledovať celé oblasti s rovnakým ľadovým režimom. Z ľadových javov, ktoré vznikajú na hladine toku, hodnotíme najmä množstvo ľadovej triešte a ľadových krýh. Približné množstvo triešte pohybujúce sa na hladine vo vodomernom profile môžeme zistiť podľa vzorca: Qlr=i.b.v.g[kg.s1] (11.5) kde i je intenzita chodu triešte v desatinách pokrytia hladiny, b je šírka hladiny s plávajúcou triešťou, v je rýchlosť pohybu ľadu a g je množstvo triešte na jednotku plochy v kg, ktoré sa často nahrádza hrúbkou triešte h v m. V takom prípade je množstvo triešte vyjadrené v objemových jednotkách m3.s_1. Množstvo plávajúcich ľadových krýh (obr. 11.12) sa vypočíta podobne: Qk=i.b.v.h (11.6) V obidvoch prípadoch získame len približné výsledky, lebo určenie i a b je dosť náročné a aj nepresné. Na presnosť výsledku v priebehu dňa vplývajú zmeny i a g. Zmeny teploty vody v priebehu dňa sú najväčšie v teplom ročnom období pri riekach v miernych šírkach a v horských oblastiach teplých klimatických pásiem na Zemi. Na slovenských riekach dosahujú denné amplitúdy v lete za slnečného počasia 1 až 2 °C, na malých horských tokoch s dôkladnejším prevzdušnením to môže byť 4 až 5 °C. Najväčšie výkyvy v priebehu roka vykazujú opäť denné teploty riek mierneho pásma, kde sa hodnota amplitúdy môže pohybovať až do 30 °C (pozri obr. 11.9 až 11.11). Smerom do vyšších geografických šírok sa amplitúda zmenšuje a v polárnych oblastiach dosahuje len niekoľko stupňov. Smerom k rovníku sa amplitúda tiež znižuje ale hodnoty sa udržujú na vyššej úrovni medzi 25 až 30 °C. 11.1.4. Hodnotenie režimu splavenín Splaveniny sú výsledkom erózneho procesu v povodí toku. Erózia začína na svahoch, kde zrážková voda sústredená do siete pramienkov vody rozrušuje jemné častice pôdy a transportuje ich. Sústreďovaním vody do ronových rýh sa zvyšuje erózna sila vody, ryhy sa prehlbujú, zväčšujú, menia sa na výmole a odnášaného materiálu pribúda. Podľa charakteru svahu (konvexný, konkávny, kombinovaný), jeho sklonu a dĺžky a v závislosti od vzdialenosti sa do toku dostáva určitá časť transportovaného materiálu. Tento materiál sa podľa momentálnej unášacej sily toku mení na plaveniny a vlastné, čiže dnové splaveniny. Materiál prinášaný do toku zo svahov nie je jediným zdrojom splavenín. Tok svojou eróznou činnosťou -hĺbkovou a bočnou eróziou rozrušuje brehy a dno toku a uvoľnený materiál sa opäť dostáva do toku v podobe splavenín. Podrobnejšie informácie nájdete v učebniciach geomorfologie. Klimageografia a hydrogeografia 101 Spôsoby merania splavenín vychádzajú z rozdelenia splavenín na plaveniny a vlastné splaveniny. Rozdiel medzi nimi je jasný z definície. Z toho vyplýva aj rozdielny spôsob merania. Množstvo plavenín rozptýlených vo vode hodnotíme ako mútnosť (kalnosť). Vyjadrujeme ju v mg.l_1, resp. g.m 3a označujeme w. Údaje o mútnosti získavame nepriamo odberom a rozborom vzoriek. Odber vzoriek sa uskutočňuje pomocou odberného zariadenia. V princípe ide najčastejšie o zariadenie, ktorého súčasťou je nádoba, do ktorej odoberáme vzorku vody. Po odobratí vzorky sa nechá voda odpariť (metóda dvojitého odparku) alebo je přefiltrovaná a odvážením sa zistí hmotnosť plavenín obsiahnutá v danom objeme vody. Množstvo dnových splavenín sa určuje priamym odberom pomocou lapáka. Konštrukcia lapáka býva rôzna, princíp je však rovnaký. Cez vtokový otvor sa voda spolu so splaveninami dostáva do usadzovacieho priestoru so sitami rôznej veľkosti (podľa typu). Voda odtečie cez výtokový otvor a materiál ostane zachytený na site. Po vytiahnutí lapáka sa množstvo zachytených splavenín odváži. Okrem mútnosti hodnotíme aj množstvo splavenín, ktoré prechádza daným profilom za jednotku času, čiže prietok splavenín. Označujeme ho G a meriame v kg.s_1. Analogicky s prietokom vody zistíme pretečené množstvo splavenín Ss (v tonách) za určité obdobie (napr. rok). Ak hodnotu Ss vydělíme plochou povodia, dostaneme hodnotu špecifického odtoku splavenín z 1 km2 povodia. Táto hodnota je považovaná za mieru erózie v povodí. Meranie prietoku splavenín a plavenín je analogické s meraním prietoku vody. Pri meraní splavenín odoberáme lapákom splaveniny vo vybraných zvisliciach a prietok G určíme na základe vzťahu pre elementárny prietok (gs): & = i.b (11-7) kde gspkv je hmotnosť splavenín v gramoch, t je čas pôsobenia lapáka v sekundách a b je šírka vtoku do lapáka v centimetroch. Z toho vyplýva, že elementárny prietok určíme v g.s_1.m_1. Grafickým znázornením rozdelenia elementárnych prietokov v šírke toku získame obrazec, ktorého plocha predstavuje v príslušnej mierke prietok splavenín profilom (G). Na výpočet množstva splavenín, ktoré odtečie za rok, sa používajú aj rôzne korelačné vzťahy, zistené z merania prietokov vody a prietoku splavenín. Napríklad pre profil v Bratislave platí vzťah: G = 0,00835Q + 15,45 (11.8) kde G je prietok splavenín v kg a Q je prietok v m3.s_1. Obrázok 11.13 „Tajomstvo sedimentov rieky Chuang-che". Táto čínska rieka preteká púštnymi a polopúštnymi oblasťami a odnáša velké množstvo sprašových častíc. Množstvo splavenín unášaných riekami nie je vôbez zanedbateľné. Alpský Rýn prináša do Bodamského jazera ročne asi 40 000 m3 hrubého štrku a 3 000 000 m3 písku a ílu. V rieke Amudarja dosahuje kalnosť až 4 kg.m3 a v rieke Chung-che v priemere 34 kg.m3, no pri povodni až 700 kg.m"3. Na obr. 11.13 je zachytená krajina okolo tejto čínskej rieky, z jej povodia ročne „zmizne" 1 660 milónov ton materiálu. 102 11.2. HODNOTENIE TOKOV PODĽA REŽIMU ODTOKU 11.2.1. Klasifikácie režimu odtoku svetových tokov Okrem nepretržitej zmeny okamžitých prietokov môžeme v režime odtoku počas roka sledovať určité, pravidelne sa opakujúce zmeny prietokov. Je to spôsobené kolísaním klimatických činiteľov v súvislosti so striedaním ročných období. Významnú úlohu zohrávajú aj niektoré fyzicko-geografické vlastnosti povodia podliehajúce rýchlejším alebo pomalším výkyvom. Tieto zmeny označujeme ako režim odtoku. Hodnotením tokov podľa režimu odtoku sa zaoberalo mnoho autorov. Prvú klasifikáciu povrchových tokov spracoval E. Vojejkov na konci 19. storočia. Do všeobecného povedomia sa však dostali klasifikácie, ktoré spracovali M. Pardé a najmä M. I. Ľvovič. Obidve tieto klasifikácie vychádzajú z hodnotenia režimu odtoku. M. I. Ľvovič vo svojej klasifikácii postavil obidve klasifikačné kritériá, t.j. zdroj vodnosti a rozdelenie odtoku počas roka na jednu úroveň. Medzi zdroje vodnosti zaraďuje: • dážď (R), • sneh (S), • ľadovec (G) a • podzemnú vodu (U). Pri rozdelení odtoku počas roka používa ročné obdobia: • jar (P), • leto (E), • jeseň (A), • zimu (H). Každý zdroj zásobovania a ročné obdobie člení na 3 skupiny podľa toho, akým percentuálnym podielom sa zdroj vodnosti zúčastňuje na odtoku a v ktorom ročnom období je realizovaný. Prehľad označenia jednotlivých typov je v tab. 11.3. Tabulka 11.3 Prehľad označenia jednotlivých typov v klasifikácii M. I. Ľvoviča Percentuálny podiel Zdroj zásobovania Ročné obdobie viac ako 80% 50 % - 80% menej ako 50% R*, S*, G*, U* R-x, S-x, G-x, U-x r-x, s-x, g-x, u-x P", E", A", H" P-y, E-y, A-y, H-y p-y, e-y, a-y, h-y * z angl. R - Rain (dážd), S - Snow (sneh), G - Glacier (ľadovec), U - Underground Water (podzemná voda) ** z franc. P - Printemps (jar), E - Eté (leto), A - Autumn (jeseň), H- Hiver (zima) V snahe nájsť typické vlastnosti povodí a riek, ktoré by umožnili zjednodušiť dosť neprehľadnú stupnicu 38 kombinácií vyhľadal Ľvovič rieky, ktoré pretekajú oblasťami približne rovnakého charakteru a vybral ich ako predstaviteľov typu. Tieto typy zhrnul do 12 základných skupín, ktoré označil podľa riek a podľa oblastí Ďalej ich delí na pásmové a nepásmové (tab. 11.4). V neskoršom období M. I. Ľvovič vypracoval aj mapu priestorového rozloženia jednotlivých typov. Tabulka 11.4 Prehľad zjednodušeného označenia typov riek podľa M. I. Ľvoviča Pásmový typ Nepásmový typ 1 amazonský 6 oderský 2 nigerský 7 volžský 3 mekongský 8 yukonský 4 amurský 9 nurský 5 stredomorský 10 grónsky 11 kaukazský 12 loanský Naše toky podľa tohto delenia patria k typu oderskému s dažďom ako prevažným zdrojom vodnosti a s prevahou odtoku v jarných mesiacoch. Výnimku netvorí ani naša vysokohorská oblasť, lebo Ľvovič ráta jún k jarným mesiacom (podľa kalendárneho roka). M. Pardé klasifikuje toky na základe počtu maxím a miním v roku. Toto primárne kritérium dopĺňa kritériom zdroja vodnosti, pričom tento zdroj vyjadruje buď priamo (dažďový typ, snehový typ, atd), alebo nepriamo pomocou oblasti (mediteránny typ, jurský typ, pyrenejský typ, atd). Výsledkom je podrobná ale pomerne zložitá klasifikácia, ktorú autor samozrejme doplnil podrobnou charakteristikou jednotlivých typov. Klimageografia a hydrogeografia 103 Na základe počtu maxím a miním autor vyčleňuje 2 základné typy riek: • rieky s jednoduchým režimom - dosahujú počas roka jedno výrazné maximum a jedno minimum, ďalej sú charakteristické velkým rozdielom medzi maximom a minimom a územie, v ktorom sa nachádza ich povodia možno považovať klimaticky za jednotné • rieky s komplexným režimom - okrem hlavného maxima a minima dosahujú ešte ďalšie zvýšenie alebo zníženie prietokov Rieky s komplexným režimom autor ďalej člení nasledovne: • rieky prvého rádu - sú to rieky s komplexným režimom, ktoré dosahujú počas roka 2 až 3 maximá a minimá • rieky druhého rádu - sú to rieky s premenlivo komplexným režimom odtoku. Patria sem rieky, ktoré v rôznych častiach svojho povodia buď striedajú režimy odtoku, čo je spôsobené zmenou zdroja napájania (napr. Rýn), alebo sem patria rieky, ktorých dominantným zdrojom vodnosti je dážď, ale pretekajú cez rôzne klimatické oblasti (Níl, Niger) V nasledujúcej tabuľke 11.5 je uvedené nielen rozčlenenie na jednotlivé podtypy ale aj ich základná charakteristika. Tabulka 11.5 Typy (subtypy) režimu odtoku podľa Pardého a ich základná charakteristika Typ (subtyp) maximum minimum Rieky s jednoduchým režimom 1. Rieky s glaciálnym režimom (Rhône - Gletsch) VII, VIII II, III 2. Rieky s oceánickým dažďovým režimom (Seina - Paris) Ako jediné so skupiny riek s jednoduchým režimom odtoku nemajú výrazný rozdiel medzi minimom a maximom I-III VII-IX 3. Rieky s tropickým dažďovým režimom • na severnej pologuli: VII, VIII, IX II, III, IV • na južnej pologuli: II, III, IV VII, VIII, IX 4. Rieky so snehovým režimom pohorí (Rýn - Feisberg) Pomalý, postupný nárast prietokov VI II, III 5. Rieky so snehovým režimom nížin (Dneper - Kamenka, Volga - Kirov) Rýchly nárast prietokov IV, V, VI II, III, IV Typ (subtyp) 1. maximum 2. maximum Rieky s komplexným režimom 1. rádu 1. Snehovo-prechodný typ (Drac - Sautet) VI XI, XII 2. Snehovo-dažďový typ (Emme - Emmenmatt) IV, V XI, XII 3. Dažďovo-snehový II, III, IV, v X, XI, XII, I, VI 1. maximum - dážď zosilnený topením snehu, 2. maximum - spôsobené dažďom 3.1. Jurský typ (Orbe - Oranges) 3.2. Stredomorský (mediteránny) typ (Tiber - Rím) 3.3. Pyrenejský typ (Gave d'Aspe - Bidos) 3.4. Kontinentálny typ strednej Európy (Nisa - Klódzko) a Appalačského pohoria (Susquehanna - Harrisburg) 3.5 Snehovo-dažďový typ rieky Mississippi (Mississippi - Hannibal) 4. Dažďový typ s dvoma maximami 5. Typ s viac ako dvoma maximami 1. maximum - spôsobené topením snehu 2. maximum - spôsobené búrkami 3. maximum - spôsobené monzunovou cirkuláciou Tento subtyp je rozšírený najmä v oblasti SZ Japonska J. Marcinek však tento typ uvádza aj na predhorí Álp, kde prvé maximum je spôsobené dažďom spojené s topením snehu (Marec), druhé letnými búrkami (Júl) a tretie zo zimných dažďov prichádzajúcich od oceánu (November). Rieky s komplexným režimom 2. rádu 1. Snehovo alebo ľadovcovo-prechodný typ (Indus, Ganga) VI XI, XII 2. Snehovo-dažďový typ (Rýn, Missouri) VI, v XI, XII 3. Snehový typ s dvomi, resp. viacerými dažďovými epizódami (Mississippi, Dunaj, Rhôna) VI, v XI, XII 4. Dažďový typ s dvomi alebo tromi dažďovými epizódami (Níl, Niger, Kongo, VI, v XI, XII Amazonka) 104 11.2.2. Klasifikácia režimu odtoku slovenských tokov Rozdelením odtoku v priebehu roka a zdrojmi vodnosti slovenských tokov sa zaoberal vo svojich prácach najmä O. Dub (1947, 1950, 1951), pričom výsledky zhrnul vo Všeobecnej hydrológii Slovenska (1954). Klasifikácia slovenských tokov podľa O. Duba je uvedená v tab. 11.6. Pri porovnaní svojej klasifikácie s klasifikáciou Ľvoviča O. Dub konštatuje, že z hľadiska zdroja vodnosti patria všetky slovenské toky do skupiny R-x. Z hľadiska režimu odtoku vysokohorskú oblasť zaraduje do skupiny e-y, stredohorskú a vrchovinno-nížinnú oblasť do skupiny p-y. Vysokohorská oblasť zaberá oblasť našich najvyšších pohorí. Je charakteristická dlhotrvajúcou snehovou pokrývkou, vysokým priemerným ročným úhrnom zrážok a nízkou priemernou ročnou teplotou vzduchu. Maximálne mesačné prietoky sa vyskytujú v máji a júni, minimálne mesačné prietoky v januári a februári. Územie je charakterizované vysokou vodnosťou, ktorú možno dokumentovať na špecifickom odtoku, ktorý dosahuje vo Vysokých Tatrách hodnoty 40 l.s_1.km"2 v ostatných oblastiach 30 - 35 l.s_1.km"2. Vysoký je aj koeficient odtoku, ktorý v tejto oblasti dosahuje hodnoty 70 - 90 %. Typ režimu odtoku možno charakterizovať ako prechodne snehový. Tabulka 11.6 Prehľad klasifikácie tokov podľa O.Duba Charakter Stupeň Podiel ročných období na odtoku (v %) oblasti Zima Jar Leto Jeseň Vysokohorská Al A2 5,8 16,2 27,7 31,0 46,0 30,8 20,5 22,0 Stredohorská BI B2 15.3 17.4 36,8 39,5 24,0 21,0 23,9 22,1 Vrchovinná Nížinná Cl C2 21,1 24,1 42,2 45,6 17,9 14,6 18,8 15,7 V stredohorskej oblasti dochádza k pravidelnej akumulácii snehu a k pravidelnému premŕzaniu pôdy, čo spôsobuje výrazný pokles mesačných prietokov. Maximálne mesačné prietoky sú v apríli, minimálne v septembri a októbri. Celkový odtok je menší ako z predchádzajúcej oblasti. Priemerný špecifický odtok dosahuje v hornej časti hodnoty 20 - 30 l.s_1.km"2 v dolnej cca. 15 l.s_1.km"2. Zo zrážok odtečie 40 - 60%. (koeficient odtoku). Typ režimu odtoku možno charakterizovať ako snehovo-dažd'ový. Pre vrchovinno-nížinnú oblasť je typická nestálost zím, nestála snehová pokrývka, ako i nepravidelné premŕzanie pôdy. Spôsobuje to, že sa zima neprejavuje výrazným poklesom mesačných prietokov. Miestne toky dosahujú maximálne mesačné prietoky vo februári a v marci, minimálne v auguste a septembri. Priemerný špecifický odtok dosahuje v nížinách hodnoty 1,5 l.s_1.km"2 a vo vrchovinách 7 l.s_1.km"2. Koeficient odtoku sa pohybuje od 10% do 30%. Typ režimu odtoku možno charakterizovať ako dažd'ovo-snehový. Pre jednotlivé skupiny tokov platí, že podiel prvého polroku na ročnom odtoku dosahuje pri vysokohorskej oblasti hodnotu menej ako 50%, pri stredohorskej 50 - 60% a pri vrchovinno-nížinnej viac ako 60%. Toto rozdelenie samozrejme úzko súvisí so zdrojom vodnosti a s klimatickými pomermi. V roku 1980 bol vydaný Atlas SSR. V kapitole „Ovzdušie a vodstvo" je publikovaná mapa autorov E. Šima a M. Zátka „Typy režimu odtoku". Hoci autori vychádzali z pôvodnej koncepcie O. Duba, doplnili informácie o jednotlivých oblastiach o typy režimu odtoku a spodrobnili základné hydrologické charakteristiky. Z ostatných mapových podkladov kapitoly „Ovzdušie a vodstvo" je zrejmé, že spresnenie bolo urobené na základe máp klimatických oblastí a klimatogeografických typov. Na rozdiel od O. Duba autori nedělili vysokohorskú oblasť na dve podoblasti. Prehľad uvedenej klasifikácie je v tab. 11.7. Symbolom Qma sú označené dlhodobé priemery mesačných prietokov. Tabulka 11.7 Typy režimu odtoku (E. Šimo, M. Zatko, Atlas SSR, 1980) Oblasť Typy režimu odtoku Základné hydrologické charakteristiky akumulácia vysoká vodnosť najvyššie Qma najnižšie Qma podružné zvýšenie vodnosti koncom jesene a začiatkom zimy vysokohorská prechodne snehový X-III, (IV) IV-VII (VIII) V-VI (VII > IV) I-II nevýrazné stredohorská snehovo -- dažďový XI-III IV-VI V (VI > IV) I-II nevýrazné XI-II III-v [V (V>III) (VII) IX výrazné XII-I II-IV [II (IV>II) IX výrazné Klimageografia a hydrogeografia 105 V období rokov 1986 - 1989 spracovali J. Turbek a R. Škoda (1989) časovú a priestorovú premenlivosť priemerných mesačných prietokov slovenských tokov. Autori na území Slovenska na základe hodnoty koeficientu variácie (Cv) mesačných prietokov vyčlenili 5 základných typov (Cv do 0,60; 0,61 - 0,80; 0,81 - 1,10; 1,11 - 1,30; nad 1,31), ktoré potom na základe podielu mesačného odtoku na ročnom odtoku rozdelili na 14 oblastí Hodnoty percentuálneho podielu jednotlivých mesiacov na ročnom odtoku sú v tab. 11.8. V tab. 11.9 sú potom uvedené jednotlivé toky, patriace do príslušných oblastí Keďže autori uvedenú regionalizáciu spracovali na základe hodnôt mesačných prietokov, boli viazaní na toky s vodomernými stanicami. Z tohto dôvodu ostali na mape Slovenska neoznačené plochy. Je to územie s nedostatkom vodomerných staníc, resp. s krátkymi pozorovacími radmi. Tabulka 11.8. Hodnoty percentuálneho podielu mesačného odtoku na ročnom odtoku v jednotlivých oblastiach Slovenska Mesiace Oblasť XI XII I II III IV V VI VII VIII IX X Podiel mesačného odtoku na ročnom odtoku (v%) a 7,5 8 7,5 8 12 11 9,5 8 7,5 8,5 6 6,5 1 b 8 8 6,5 5,5 10 16 11,5 8,5 7 6,5 6 6,5 c 5,5 6,5 5,5 5 8 11 11 11 11 10 8 7,5 a 8,5 7,5 5,5 6 11 14 11,5 9,5 8,5 6,5 5 6,5 2 b 8 6,5 4,5 4 6,5 16 15,5 11 8,5 7 6 6,5 c 6 5 4 3,5 6 10 14 15 13 10 7 6,5 a 7,5 10 8,5 11,5 15,5 13 8,5 7 5,5 4,5 3,5 5 3 b 7 7 5,5 7 13,5 16,5 8,5 7,5 9,5 7 5 6 c 7,5 7,5 5,5 6 13 17,5 11,5 8,5 7,5 5 4,5 6 d 6 4,5 3 3,5 4 10 19,5 15 13 9 6,5 6 a 7 9 7 10 17 14 10 7 6 4,5 3,5 5 4 b 7 8 6 9 18,5 15 7,5 8 8,5 4,5 3 5 c 6,5 8,5 7 11 17,5 18 10 6,5 4,5 3,5 3 4 5 a 8,5 9 7,5 13 22 13,5 7,5 5,5 4 3 3 3,5 Tabulka 11.9 Povodia jednotlivých tokov Slovenska patriace do príslušných oblastí Oblasť Povodia a ľavostranných prítokov Váhu od Rajčianky po Tepličku vrátane ľavostranných prítokov Rajčianky 1 b pravostranných prítokov Váhu od Kvačianky po Oravu, ľavostranných prítokov Váhu - Revúcej a Ľu-bochnianky, prítokov Oravy z Oravskej Magury a Skorušinských vrchov a Turca a Bystrice (Hron) c Bieleho Váhu a ľavostranných prítokov Oravy zo Západných Tatier a Slanej po Muráň, povodie Hnilca okrem dolnej časti, povodie Hornádu po Hnilec a horná časť Turné po Hrhov 2 b Čierneho Váhu, ľavostranných prítokov Váhu po Ľubochnianku (okrem Kľačianky), pravostranných prítokov Hrona po Bystricu a horná časť Hnilca po Stratenú c ľavostranných a pravostranných (po Ľubicu) prítokov Popradu a Bielej vody a Javorinky a pravostranných prítokov Váhu od Kysuce po Jablonku, vrátane ľavostranných prítokov Váhu od Tepličky po Striebornicu, vrátane Nitry a Žitavy a pravostraných prítokov Hrona z Kremnických vrchov a Vtáčnika 3 b prítokov Kysuce a Oravy, stekajúce z Kysuckých a Oravských Beskýd a Kysuckej vrchoviny, Toryse a Svinky a pravostranných prítokov Popradu pod Ľubicou c Čierneho Hrona, Slatinky a jej pravostranných prítokov, Muráňa, Klenoveckej a Tisoveckej Rimavy, horné časti Bodvy a Idy a prítokov Bodrogu, stekajúce z Vihorlatu a Popričného d Tichého a Koprového potoka, Belej a jej pravostranných prítokov zo Západných Tatier a pravostranných prítokov Váhu zo Západných Tatier a Turca (Slaná), Rimavice, Blhu a Gortvy 4 b Sekčova a prítokov Hornádu a Bodrogu, stekajúcich zo Slánských vrchov, Ondavskej a Laboreckej vrchoviny a Bukovských vrchov c tokov stekajúcich zo západných a juhozápadných svahov Malých Karpát 5 a slovenská časť Ipľa, ľavostranných prítokov Hrona od Slatiny po Sikenicu vrátane a povodie Neresnice Okrem rozdelenia odtoku počas roka, resp. priemernej vodnosti v jednotlivých obdobiach sa ako kritérium pre klasifikáciu používa aj pomer K-ročných vodností Qa s pravdepodobnosťou prekročenia 1% a 99%: 106 k = ÍSt (ii-9) Na Slovensku sú najvyrovnanejšie vysokohorské toky, kde K dosahuje hodnoty 1,5 - 3, pri priemerne vyrovnaných je to 3 - 6 a pri nevyrovnaných 6 a viac. Zatiaľ poslednou regionálnou typizáciou tokov na území Slovenska je mapa ... v Atlase krajiny Slovenskej republiky (2002). Obrázok 11.14 Typy režimu odtoku (Šimo, Zaťko, 2002) Autori mapy prehodnotili typy režimu odtoku slovenských tokov znázornené na mape v Atlase SSR (1980) a dospeli k záveru, že uvedené výsledky sú stále v platnosti. Z tohto dôvodu je možné ako legendu k mape na obr. 11.14 použiť tabuľku 11.7, v ktorej sú uvedené pôvodné výsledky práce autorov. Klimageografia a hydrogeografia 107 podpovrchový odtok PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLOGIE Podpovrchová voda (subsurface water) - voda vyskytujúca sa v zemskej kôre vo všetkých skupenstvách v priamom kontakte s horninovým prostredím. Tiež uvádzaná ako voda vyskytujúca sa vo vodných útvaroch pod zemským povrchom (v zemskej kôre) a ako spoločné označenie pre pôdnu a podzemnú vodu. Pôdna voda (soil water) - kvapalná fáza vody, vyplňujúca tú časť priestoru pórov pôdy, ktorá nie je zaplnená pôdnym vzduchom. To, čo sa označuje pojmom pôdna voda je v skutočnosti roztok, obsahujúci v relatívne malých koncentráciách organické a anorganické látky, z ktorých najdôležitejšie sú živiny (makro a mikroelementy). Koncentrácia rozpustených látok v pôdnej vode je spravidla tak nŕzka (nižšia ako 0,001 kg.kg1), že fyzikálne vlastnosti pôdneho roztoku sú blízke vlastnostiam vody. Preto pri výpočte pohybu vody v pôdach považujeme pôdnu vodu za kvapalinu s vlastnosťami čistej vody. Výnimkou sú pôdy s vysokým obsahom solí (zasolené pôdy), kde sa musí vysoká koncentrácia rozpustených látok brať do úvahy. Pôdna voda môže byť pre rastliny prístupná alebo neprístupná. Podzemná voda (ground water) - podpovrchová voda v kvapalnom skupenstve v pásme nasýtenia v priamom kontakte s horninovým prostredím. Tiež uvádzaná ako podpovrchová voda v kvapalnom skupenstve (voda vyplňujúca dutiny zvodnených hornín bez ohľadu na to, či vytvára alebo nevytvára súvislú hladinu, tiež voda vytvárajúca súvislú hladinu v pôde), je považovaná za dvojfázový systém. Pásmo nasýtenia (saturation zóne) - časť horninového prostredia, v ktorom sú všetky póry vyplnené vodou. Pórovitosť pôdy (soilporosity) - pórovitosť pôdy Pp je podiel objemu pórov Vp na objeme pôdy Vt, vyjadruje sa rovnicou Pp = Vp/Vt. Najčastejšie sa vyjadruje v percentách z celkového objemu pôdy alebo v častiach z jednotky, je to bezrozměrná veličina. Najmenšiu hodnotu pórovitosti majú piesočnaté pôdy (0,3), najväčšiu pórovitosť majú pôdy s vysokým obsahom ílových častíc (viac ako 0,6). Priepustnosť (permeability) - kvantitatívne vyjadruje vlastnosť pôdy alebo iného pórovitého prostredia prepúšťať tekutiny. Je charakteristikou pórovitého prostredia a nezávisí na vlastnostiach prúdiacej tekutiny. Zjednodušene si ju môžeme predstaviť ako relatívnu plochu pórov v pórovitom prostredí, kolmú na smer prúdenia. Zásobnosť (storativity) - schopnosť horniny uvoľniť zo zásoby v póroch alebo prijať do zásoby v póroch určitý objem vody pri zmene piezometrického napätia. Napätá hladina podzemnej vody (confined groundwater level) - plocha horného ohraničenia (stropu) zvodne, ktorá je pod vyšším hydrostatickým tlakom, ako je atmosférický tlak. Nenapätá hladina podzemnej vody (unconfined water level) - plocha horného ohraničenia zvodne, ktoré je pod tlakom rovným atmosférickému tlaku. Prameň (spring) - sústredený prirodzený výver podzemnej vody na zemský povrch. Rozoznávame prameň: artézsky, bariérový, depresný, epizodický, erózny, intermitentný, kontaktný, krasový, občasný, pre-livový, puklinový, sutinový, vrstvový, zlomový. Výver (outflow) - výtok podzemnej vody na zemský povrch. Výver pod hladinou vodného recipientu sa označuje ako skrytý výver. Hydroizobata (hydroisobathic line) - čiara spájajúca miesta rovnakých hĺbok hladín podzemnej vody pod terénom, meraných v rovnakom čase. Hydroizohypsa (groundwater-level contour) - čiara spájajúca body s rovnakou úrovňou voľnej hladiny určitej zvodne, meranou v rovnakom čase Hydroizopieza (isopiestic line) - čiara spájajúca body s rovnakou piezometrickou úrovňou určitej zvodne meranou v rovnakom čase. Hydrológia podpovrchových vôd (hydrogeológia) sa ako samostatná vedná disciplína zaoberá vodou pod zemským povrchom nielen ako súčasťou hydrologického cyklu ale skúma aj vzťahy medzi vodou a horninovým prostredím, v ktorom sa voda pohybuje. 108 12.1. ZDROJE VZNIKU A ČLENENIE PODPOVRCHOVÝCH VÔD Hlavným zdrojom podpovrchovej vody je voda, ktorá je súčasťou hydrologického cyklu na Zemi. Keďže preniká do plytkých vrstiev zemskej kôry označujeme ju voda vadózna (plytká). Jej zdrojom môže byť kondenzacím voda, t.j. ochladená a kondenzovaná vodná para, ktorá ako súčasť vzduchu prízemnej vrstvy atmosféry prenikla do pórov, dutín a puklín. Druhým zdrojom môže byť voda infiltračná, t.j. voda, ktorá pod zemský povrch vsiakla zo zrážok alebo z vody tečúcej po zemskom povrchu. V hĺbkach zemskej kôry sa môžu tuhnutím žeravej lávy uvolňovat molekuly kyslíka a vodíka, ktoré sa pri vysokom tlaku môžu zlúčiť. Tak vznikne voda juvenilná v podobe vodnej pary. Vystupovaním do chladnejších vrstiev zemskej kôry dochádza ku kondenzácii a vodná para sa mení na kvapalnú vodu. Podpovrchová voda, ktorá sa nachádza v priestore pôdneho krytu a vypĺňa trhliny a pukliny spolu so vzduchom (pásmo prevzdušnenia) sa nazýva pôdna voda. V hlbších vrstvách sa všetky pukliny vyplnené len vodou (pásmo nasýtenia) a označujeme ju podzemná voda. Hranicu medzi uvedenými pásmami tvorí súvislá hladina podzemnej vody. 12.1.1 Vlastnosti horninového prostredia Za jednu zo základných charakteristík horninového prostredia považujeme pórovitosť. Určujeme ju rôznymi spôsobmi, najčastejšie vážením alebo z merných hmotností. Pri určovaní pórovitosti vážením odvážime vysušenú vzorku a potom odvážime tú istú vzorku nasýtenú vodou. Z rozdielu hmotností a z mernej hmotnosti kvapaliny sa určí objem pórov a objem vzorky a z ich podielu zistíme pórovitosť. V druhom prípade pomocou objemovej hmotnosti suchej vzorky a priemernej špecifickej hmotnosti materiálu, z ktorého sa vzorka skladá vypočítame pórovitosť na základe vzťahu: p = (l-&).100% (12.1) kde je objemová hmotnosť suchej vzorky a je priemerná merná hmotnosť materiálu. Ďalšou charakteristikou horninového prostredia je priepustnosť. Je to schopnosť horninového prostredia prepúšťať tekutinu. Jej veľkosť (v m2) závisí od voľných priestorov (pórov a puklín), ktorými môže prúdiť podzemná voda a nezávisí od vlastností prepúšťanej tekutiny. Z uvedeného vyplýva, že na veľkosť priepustnosti bude mať vplyv najmä velkost, objem a spojitosť voľných priestorov, pričom nezanedbateľná bude aj drsnosť ich povrchu. Najlepšiu priepustnosť majú skrasovatené horniny. Prietočnosť (T) vyjadrujeme ako súčin koeficientu priepustnosti (kp) a hrúbky zvodnenej vrstvy (b). Je to v podstate vlastnosť celej zvodnenej vrstvy prepúšťať vodu. Zásobnosť chápaná v zmysle definície uvedenej v prehľade terminológie sa vyjadruje koeficientom zá-sobnosti. Je úzko spojená s pojmom vodná kapacita horninového prostredia. Tento pojem vyjadruje schopnosť prostredia prijať a zadržať určité množstvo vody. Pri úplnom zaplnení voľných priestorov v prostredí hovoríme o plnej (úplnej, resp. maximálnej) vodnej kapacite. Množstvo vody, ktoré je prostredia schopné udržať po predchádzajúcom nasýtení označujeme ako retenčnú vodnú kapacitu. Pojmy týkajúce sa vodnej kapacity sa používajú v spojitosti s vlastnosťami pôd, ich použitie v hydrogeológii je zriedkavé. 12.1.2. Pôdna voda Vyskytuje sa vo všetkých troch skupenstvách. Z hľadiska trvácnosti poznáme trvalé a prechodné druhy pôdnej vody. Trvalé druhy pôdnej vody • vodná para - zapĺňa pukliny a póry. Vzniká vyparovaním tekutej vody v pôde pri zvýšení teploty. • adsorpčná (adhézna) voda - tvorí na povrchu zŕn alebo puklín nesúvislé alebo súvislé vrstvičky vody s hrúbkou 5-15 mm. K zrnám, resp. stenám puklín je pripútaná fyzikálnymi silami - adsorpčnými. Tvorí sa ako z vodnej pary, tak aj z infiltrujúcej vody. • kapilárna voda - zapĺňa póry (kapiláry) s hrúbkou maximálne 1 mm alebo pukliny s priemerom 0,25 mm. K povrchu, resp. stenám je pripútaná kapilárnymi silami. Je typická pre jemnozrnné materiály. Vyskytuje sa v bezprostrednej blízkosti hladiny podzemnej vody - pásmo kapilárneho zdvihu. V prípade, že vypĺňa priestory nad hladinou - podopretá kapilárna voda. Pri poklese hladiny podzemnej vody môže vzniknúť zavesená kapilárna voda. Klimageografia a hydrogeografia 109 Prechodné druhy pôdnej vody • vsakujúca voda - preniká z povrchu pôdy do hlbších vrstiev puklinami, voľnými priestormi po koreňoch rastlín, chodbami živočíchov a pod. Pri výdatných zrážkach a topení snehu môže úplne vyplniť voľné priestory. Z povrchu do hlbších vrstiev preniká vplyvom gravitačnej sily až dosiahne hladinu podzemnej vody a dopĺňa vodu kapilárnu. • pôdny ľad - vzniká pri poklese teploty pôdy pod 0 °C. Najprv sa tvorí ako inoväť z vodnej pary pôdneho vzduchu. Pôvodne drobné ľadové kryštáliky môžu narastať ochladzovaním a premŕzaním vystupujúcej kapilárnej vody, resp. adsorpčnej vody. 12.1.3. Podzemná voda Výskyt podzemnej vody je podmienený existenciou takej horniny, ktorá má schopnosť vodu nielen prijať ale aj odovzdávať. Musí obsahovať póry a pukliny väčšie ako kapilárne. Pohyb je vyvolaný výhradne gravitačnou silou. Prenáša hydrostatický tlak. Voda prirodzene preniká do väčšej hĺbky Vo vertikálnom smere rozlišujeme tri pásma: 1. Vrchné pásmo - intenzívna výmena povrchovej a podzemnej hydrosféry. Voda je prevažne sladká, slabo mineralizovaná (prosté vody, hydrokarbonátové) 2. Stredné pásmo - spomalená výmena vody, ktorá podmieňuje silnejšiu mineralizáciu pri pobyte v horninovom prostredí s vyššou teplotou (termálne vody sírnaté, resp. horké vody) 3. Spodné pásmo - veľmi spomalená výmena vody, ktorá podmieňuje silnú mineralizáciu. Často sa v ňom vyskytujú slané a hypertermáľne vody. Z hľadiska podmienok zvodnenej vrstvy, v ktorej sa nachádza podzemná voda používame nasledujúcu klasifikáciu: 1. podzemná voda s voľnou hladinou - nadložná vrstva bezprostredne netlačí na hladinu podzemnej vody, môže kolísať pri normálnom tlaku (obr. 12.1) 2. podzemná voda s napätou hladinou (artézska voda) - nadložná vrstva vďaka prehnutiu tlačí na hladinu podzemnej vody, hladina je pod tlakom. Po narušení nadložnej vrstvy dochádza k výstupu vody nad úroveň hladiny podzemnej vody. V prípade, že voda dosiahne až zemský povrch hovoríme o pozitívnej výstupnej výške, v prípade, že voda povrch nedosiahne hovoríme o negatívnej výstupnej výške (obr. 11.2). Obrázok 11.1 Voľná hladina podzemnej vody Z obsahového hľadiska sa pri sledovaní podzemnej vody zaoberáme prameňmi a hladinou podzemnej vody. Za prameň považujeme sústredený alebo rozptýlený výron alebo výtok podzemnej vody na zemský povrch. Základnou hydrologickou veličinou, ktorú sledujeme je výdatnosť prameňa (l.s_1, alebo m3.sNa ďalšie hodnotenie výdatnosti prameňa používame celú škálu metód analogickú s hodnotením povrchových vôd. 110 •— Slil Obrázok 11.2 Podzemná voda s napätou hladinou (artézska voda). Na výrezoch je znázornený případ pozitívnej (a) ako aj negatívnej (b) výstupnej výšky. Špecifickým prípadom výskytu hladiny podzemnej vody sú púštne oázy. Infiltračná oblasť je často vzdialená desiatky, až stovky kilometrov od miesta výstupu na zemský povrch. Základnou podmienkou pritom je rovnako ako pri prameňoch existencia poruchy v nadložnej vrstve, vďaka ktorej môže dôjsť k prenikaniu vody do výších vrstiev, resp. až na povrch (obr. 11.3). Obrázok 11.3 Výskyt podzemnej vody v púštnej oáze Z hľadiska sledovania hladiny podzemnej vody nás zaujíma najmä jej úroveň, buď v absolútnom vyjadrení nadmorskou výškou alebo jej hĺbka pod zemským povrchom. Hladinu podzemnej vody znázorňujeme pomocou rôznych izočiar. V prípade, že znázorňujeme nadmorskú výšku hladiny podzemnej vody, tak použijeme hydroizohypsu. Ak znázorňujeme úroveň hladiny podzemnej vody pod povrchom použijeme hydroizobatu. V prípade, že znázorňujeme úroveň hladiny podzemnej vody s napätou hladinou používame hydroizopiezu. Na mape hydroizohýps môžeme naznačiť smer prúdenia podzemnej vody. Podzemná voda vždy prúdi z miest s vyššou piezometrickou výškou do miest s nižšou piezometrickou výškou. Smer prúdenia je vždy kolmý na priebeh hydroizohýps (obr. 11.4). Stupeň rozkolísanosti hladiny podzemnej vody môžeme hodnotiť podľa Netopila (1984): r = Hw%—Hgti% . 100 (12.2) kde r - miera rozkolísanosti hladiny podzemnej vody, Him - hladina prekročená priemerne v priebehu 10% dní roku, H9o% - hladina prekročená priemerne v priebehu 90% dní roku a h - priemerná mocnosť zvodnenej vrstvy. Klimageografia a hydrogeografia 111 Obrázok 11.4 Priebeh hydroizohýps s vyznačeným smerom prúdenia podzemnej vody -- výrez mapy (smer prúdenia je kolmý na priebeh izočiar v danom bode) S prúdením podzemnej vody úzko súvisí sklon hladiny podzemnej vody, ktorý v hydraulike podzemných vôd nazývame hydraulický gradient. Vypočítame na základe vzťahu: . _ H2-Hí lh- } (12.3) kde Hx a H2 sú hodnoty nadmorskej výšky hladiny v dvoch pozorovacích objektoch a 1 je vzdialenosť medzi nimi. Sklon hladiny však môžeme zistiť aj z mapy hydroizohýps, pričom postup je rovnaký ako v prípade určenia priemerného sklonu povodia (7.5) v kapitole 7.2. Hydraulický gradient využijeme najmä pri výpočte rýchlosti prúdenia podzemnej vody. Na výpočet rýchlosti laminárneho filtračného pohybu vody v horninovom prostredí najčastejšie využívame Darcyho zákon: v = kf. ih kde kf je koeficient filtrácie a ih hydraulický gradient. Koeficient filtrácie (m.s_1) vyjadríme na základe vzťahu: (12.4) (12.5) kde kp je koeficient priepustnosti (m2), y je merná tiaž vody (N.m2) a ji je dynamická viskozita vody (N.nrls-1). V prípade, že poznáme plochu prietočného profilu, ktorým prúdi podzemná voda, môžeme s využitím vzťahu (12.6) vypočítať prietok podzemnej vody na základe známeho vzťahu: Q = F. v (12.6) kde F je v tomto prípade profil, ktorým môže pretekať podzemná voda a v je rýchlosť prúdenia podzemnej vody v tomto profile. 12.1.4. Pramene Sústredený alebo rozptýlený výtok podzemnej vody na zemský povrch sa nazýva prameň. Pramene môžeme klasifikovať podľa rôznych kritérií. Podľa trvania výronu vody rozlišujeme pramene: • stále, • občasné (periodické), • epizodické. Podľa zmeny výdatnosti rozlišujeme pramene s • veľmi vyrovnanou, • priemerne vyrovnanou, • nevyrovananou výdatnosťou. 112 Podľa spôsobu výstupu vody z podzemia rozdeľujeme pramene na: • zostupné, • výstupné a • pretekajúce (prelivné). Pri zostupných prameňoch podzemná voda vyteká na povrch pri jej zostupnom pohybe z oblasti infiltrácie do oblasti vyvierania. Patria sem najmä pramene roklinové, údolné, vrstevné a suťové. Pri výstupných prameňoch voda vyteká na povrch pri jej výstupnom pohybe vplyvom tlaku vody vo vodonosnej vrstve nachádzajúcej sa medzi dvomi nepriepustnými polohami, ktoré sú zvrásnené alebo porušené zlo-mom. Podzemná voda môže vystupovať aj vplyvom vztlaku plynov (gaslift), napríklad v niektorých minerálnych prameňoch, alebo účinku zvýšenej teploty (termolift) pri termálnych podzemných vodách. Niektoré pramene sú len nepatrnými priesakmi podzemnej vody, ktoré sotva zvlažujú pôdu, iné však vodu doslova chŕlia. Najvýdatnejšie pramene obyčajne tvoria vývery podzemných riek, ktoré tečú v podzemných korytách vyerodovaných v ľahko rozpustných karbonátových horninách, najmä vo vápencoch. 12.1.4.1. Krasové pramene (vyvieračky) Ako vyvieračky označujeme krasové pramene, v ktorých podzemné vodné toky vytekajú zo skrasovate-ných vápencových komplexov na povrch. Vyznačujú sa často veľkou výdatnosťou, ktorá však v závislosti od množstva zrážok značne kolíše. V prímorských krasových oblastiach sa môžu nachádzať aj pod morskou hladinou za predpokladu, že hydrostatický tlak krasovej podzemnej vody je vyšší ako tlak nadložného stĺpca morskej vody. Niektoré krasové pramene sú len občasné a obyčajne v suchších obdobiach vysychajú. Z iných zase môže voda vytekať v časové periodicky sa opakujúcich intervaloch (periodické vyvieračky). 12.1.4.2. Ponory a hltače Ponory sú miesta, kde sa povrchová voda stráca do podzemia. K tomu môže dochádzať pozvoľne, keď sa voda povrchového toku postupne stráca v sieti puklín a trhlín, alebo náhle, keď celý povrchový tok mizne do podzemia otvorenými chodbami (prepadanie). Ponory sa vyskytujú predovšetkým na dne krasových údolí, najmä na úpätí strmých vápencových stien. Často k tomu dochádza aj na obvode krasových území, najmä na styku vápencov s ich nepriepustným podložím, kde dochádza k strácaniu vody, ale i celých povrchových tokov pritekajúcich z nekrasových území. Hltače odvádzajú predovšetkým prívalovú zrážkovú vodu na dne suchých údolí Ich názov je odvodený od toho, že voda sa v nich stráca veľmi rýchlo, doslova ako by bola do podzemia hltaná, čo sa na povrchu prejavuje vytváraním výrazných vodných vírov. Vyskytujú sa aj vo väčších závrtoch, ktorých dno môže byť v prípade výdatných zrážok dočasne zaplavené. Voda sa takými hltačmi vody dostáva pomerne rýchlo do sk-rasovateného podložia, a preto po skončení vydatnějších zrážok obyčajne zanikajú. Závrty vo vápencových horninách na dne údolí sú často prekryté riečnymi nánosmi a přívalová voda sa obyčajne najprv stráca v týchto nánosoch. Príkladom je tok Demänovky v Demänovskej doline, kde sa v jej hornom toku značná časť vody stráca v glacifluviálnych štrkoch uložených na skrasovatených vápencoch. 12.1.4.3. Metódy hodnotenia prameňov V zmysle definície považujeme za prameň prirodzený sústredený výver podzemnej vody na zemský povrch alebo pod hladinou povrchového vodného útvaru. Ak prameň priamo napája povrchový vodný útvar, len veľmi ťažko zisťujeme akékolVek jeho charakteristiky. V prípade, že prameň vyviera na zemský povrch, môžeme urobiť technické úpravy na jeho zachytenie a vlastné meranie. Základná charakteristika, ktorú sledujeme pri prameňoch je výdatnosť prameňa. Označujeme ju Q a vyjadrujeme v l.s1 alebo m3.s1 v závislosti od velkosti prameňa. Pozorované hodnoty potom spracovávame metódami, ktoré už poznáme z hodnotenia povrchových vôd. Využívame ich najmä na charakteristiku režimu prameňa, čiže zmien výdatnosti. Na tieto zmeny vplýva najmä veľkosť infiltračnejej oblasti (čím väčšia, tým vyrovnanejší režim), jej geomorfologické parametre, klimatické pomery, rozsah, uloženie a priepustnosť zvodnených vrstiev a tlakové pomery v zvodnenej vrstve. Pre pramene s plytkým obehom je charakteristická vysoká závislosť od klimatických faktorov (zrážky, výpar). Z toho potom vyplýva aj rozkolísanost výdatnosti, ktorá s malým oneskorením sleduje rozkolísanost klimatických charakteristík. Tlakové pomery sa prejavujú tak, že čím väčší je rozdiel medzi tlakom v zvodnenej vrstve a atmosférickým tlakom, tým je výdatnosť prameňa vyššia. Pramene s hlbokým obehom majú podstatne vyrovnanejší režim. Podľa charakteru zmien výdatnosti rozdělujeme pramene na trvalé, pri ktorých výdatnosť neklesne nikdy na nulu a občasné, ktoré vyvierajú v určitých intervaloch. Na základe pomeru Qmax a Qmin určujeme pri trvalých prameňoch stupeň rozkolísanosti. Klimageografia a hydrogeografia 113 Tabulka 12.1 Typy prameňov podľa stupňa rozkolísanosti Charakter prameňa Qmax / Qmin Pramene veľmi stále Pramene stále Pramene nestále Pramene velmi nestále Pramene celkom nestále 1 : 1 od 1 : 1 do 1 : 2 od 1 : 2 do 1 : 10 od 1:10 do 1 : 30 od 1 : 30 do 1 : oo Stálosť, resp. nestálost prameňa môže opäť signalizovať hĺbku obehu vody prameňa. Stupnica pre hodnotenie stupňa spoľahlivosti prameňa je uvedená v tab. 12.2. Tabulka 12.2 Stupnica pre hodnotenie spoľahlivosti prameňa Stupeň spoľahlivosti Qmin / Qmax výborný do 3,0 veľmi dobrý 3,1-5,0 dobrý 5,1 -10,0 skromný 10,1 - 20,0 zlý 20,1 - 100,0 veľmi zlý nad 100,0 Na základe miery variability výdatnosti prameňa, vypočítanej podľa vzorca: QiR3x~Qmm. V Qa 100% (12.7) , je najnižšia výdat- kde V je miera premenlivosti výdatnosti prameňa, Qmax je najvyššia výdatnosť, Q„ nosť a Qa je priemerná výdatnosť, charakterizujeme tieto typy prameňov: 1. Pramene stále s mierou premenlivosti výdatnosti do 25%. 2. Pramene subvariabilné s mierou premenlivosti výdatnosti od 25 do 100%. 3. Pramene variabilné, ktorých miera premenlivosti presahuje 100 %. Pri hodnotení stálosti prameňov využil Netopil (1984) pravdepodobnosť prekročenia. Na základe hodnôt vypočítaných podľa vzorca: 6 m% 090% (12.8) kde r je miera rozkolísanosti výdatnosti prameňa a Qio%, Qs>o% sú hodnoty výdatnosti s pravdepodobnosťou prekročenia 10 a 90%, autor rozdelil pramene do typov uvedených v tab. 12.3. Tabulka 12.3 Typy prameňov podľa stupňa rozkolísanosti Typ prameňa r mimoriadne vyrovnaný značne vyrovnaný priemerne vyrovnaný málo vyrovnaný mimoriadne nevyrovnaný * 1.0- 2,5 2,6 - 5,0 5.1- 7,5 7,6 -10,0 10,0 a viac * patria sem i pramene, ktoré občas vysychajú Z hodnôt výdatnosti prameňa za dlhšie časové obdobie získavame hydrologický rad, ktorý spracovávame metódami, známymi z hodnotenia povrchových tokov. Pri riešení úloh, týkajúcich sa režimu prameňov, ale aj vzťahu medzi povrchovým a podzemným odtokom, ako aj pri predpovediach minimálnych prietokov využívame výtokovú čiaru prameňa a čiaru vyprázdňovania. Výtokovú čiaru predstavuje klesajúca vetva hydrogramu a čiara vyprázdňovania je dolná časť výtokovej čiary. Vo všeobecnosti je časové obdobie zodpovedajúce klesajúcej vetve hydrogramu charakterizované ako bezzrážkové obdobie. Z množstva teoretických rovníc, opisujúcich výtokovú čiaru sme vybrali nasledujúce: Boussinesquova rovnica Q = Qo.e (12.9) 114 Voskresenského rovnica Q = Qo.eM (12.10) kde Q je prietok, resp. výdatnosť prameňa, Q0 je počiatočný prietok, resp. výdatnosť, e je základ prirodzeného logaritmu, a je koeficient vyprázdňovania prameňa, t je čas a n je exponent charakterizujúci tvar rovnice výtokovej čiary. Koeficient vyprázdňovania prameňa vypočítame na základe vzťahu: a = ^ (12.11) alebo zo vzťahu: a = c . yjj (12.12) kde c je koeficient charakterizujúci typ prúdenia, tvar infiltračnej oblasti a priebeh nepriepustného podložia, T je koeficient prietočnosti zvodneného prostredia, S je koeficient zásobnosti a L je dĺžka zbernej oblasti prameňa. Koeficient vyprázdňovania určuje priebeh čiary vyprázdňovania, charakterizuje spôsob vyčerpávania zásob a jeho hodnota sa mení najmä v závislosti od geologických vlastností horninového prostredia. Pre predpovede prietokov pomocou výtokových čiar boli odvodené charakteristické typy výtokových čiar. Touto typizáciou sa rozlišujú charakteristické prípady vyčerpávania vodných zásob povodí. Boli pritom použité rôzne parametre, ktoré vychádzajú z odlišnosti fyzickogeografických podmienok. 12.1.5 Minerálne a termálne podzemné vody Podľa chemického zloženia v najširšom zmysle, môžeme podzemné vody rozdeliť na: • obyčajné a • minerálne. Minerálne vody sa od obyčajných líšia množstvom a druhom rozpustených minerálnych látok, plynov a teplotou. Rozoznávame: • prírodné minerálne vody - sú to vody v prírodných prameňoch i umelých objektoch, ktoré v mieste vý-veru majú obsah rozpustných pevných látok viac ako 1 000 mg v 1 litri, resp. viac ako 1 000 mg C02 v 1 litri. • prírodné minerálne vody liečivé - sú to vody, ktoré svojim chemickým zložením a fyzikálnymi vlastnosťami majú vedecky dokázané liečivé účinky na lúdský organizmus. • prírodné minerálne vody stolové - sú vhodné ako osviežujúce nápoje. Obsah rozpusteného C02 musí byť v nich väčší ako 1 000 mg.l_1, obsah rozpustených pevných látok menší ako 5 000 mg.1"1, pričom jednotlivé zložky ani samostatne, spolu nemajú výrazné farmakologické účinky. Samostatnou skupinou sú mineralizované vody. Týmto pojmom označujeme minerálne vody, ktoré majú na lúdský organizmus prevažne nepriaznivý fyziologický účinok. Rozdělujeme ich do 2 skupín. 1. Do prvej skupiny zaraďujeme tie, ktoré cirkulujú v horninách podobne ako obyčajné podzemné vody, avšak sa vo väčšej miere obohacujú niektorými látkami. Sú to najmä vody s vyšším obsahom Fe4+, alebo vody s vysokou síranovou tvrdosťou. 2. Vody druhej skupiny získavajú zvláštnu mineraľizáciu v styku s ložiskami rúd, úžitkových minerálov a hornín a dosahujú veľmi vysokú mineralizáciu. Sem patria napríklad síranové vody, ktoré vznikajú v styku s ložiskami sulfitických rúd, alebo metánové vody naftových ložísk. 12.1.5.1. Vznik minerálnych vôd Pri riešení tejto otázky treba rozlišovať vznik, resp. pôvod vodnej zložky minerálnych vôd a pôvod resp., vznik chemickej zložky minerálnych vôd. Vodná zložka minerálnych vôd býva pevninského resp., kontinentálneho pôvodu a vytvára sa prevažne infiltráciou atmosferickej vody do hornín (vadózna voda). V menšej miere môže mať aj juvenilný pôvod -hlbinné vody. Na území Slovenska prevažujú minerálne vody vadózneho pôvodu. Vodná zložka môže byť tiež morského pôvodu. Predpokladom zachovania vody takéhoto pôvodu je nepriepustné prostredie, ktoré uzatvára určité priepustné polohy, v ktorých sa zachovali vody bývalých morí, resp. slaných jazier. Takéto minerálne vody sa označujú aj ako reliktné minerálne vody. Klimageografia a hydrogeografia 115 Chemická zložka minerálnych vôd je velmi úzkom vztahu s mineralogicko - petrografickými vlastnosťami horninového prostredia, v ktorom sa voda vyskytuje a pohybuje. Podľa tvorby chemického obsahu minerálnych vôd a ich výsledného chemického zloženia sa u nás rozlišujú: • petrogenné, • marinogenné a • zmiešané minerálne vody 12.1.5.2. Klasifikácia minerálnych a termálnych vôd Minerálne a termálne podzemné vody možno triediť z hľadiska rôznych kritérií, napr.: • chemických, • geochemických, • balneologických, • hydrogeologických. Na území Západných Karpát rozdelili Franko a kol. (1975) minerálne a termálne vody nasledovne: 1. Podľa hydrologických štruktúr. Hydrologickú štruktúru definujú ako geologicko-tektonicky a hydrologický vymedzenú jednotku, na ktorú je viazaná podzemná voda s jej vlastnými podmienkami pohybu a tvorby. 2. Podľa výdatnosti. Vo svetovej literatúre je klasifikácia podľa výdatnosti prameňov, resp. vrtov minerálnych vôd rôzna. Závisí to odpočtu prameňov, ich vydatnosti, veľkosti územia a pod. 3. Podľa teploty vody. Minerálne vody s teplotou menšou ako 15 °C označujeme ako studené, s teplotou 15 - 40 °C ako termálne, s teplotou 41 - 100 °C ako hypertermálne, a s teplotou viac ako 100 °C prehriate minerálne vody. Pri detailnejšej klasifikácii sa termálne vody členia na: teplice s teplotou: 15 - 20 °C veľmi nízkotermálne vody : 20-30 °C nízko termálne vody: 30 - 40 °C Hypertermálne vody sa podrobnejšie rozdeľujú: na stredne termálne s teplotou: 40 - 70 °C vysoko termálne vody steplotou: 70 - 100 °C. 4. Podľa chemického zloženia. Doteraz neexistuje klasifikácia, ktorá by vo všeobecnej a jednoduchej forme vyjadrovala zákonitosti zmien a priestorového rozloženie chemizmu vôd. Väčšina klasifikácií vychádza s princípu prevládajúcich iónov, alebo z princípu hypotetických solí. Klasifikácie podľa chemizmu sú najkomplikovanejšie a najrozmanitejšie. Treba si však uvedomovať, že chemické zloženie minerálnych vôd je ich hlavným klasifikačným znakom. Ako jedno z kritérií sa užíva zastúpenie 6 hlavných iónov minerálnych vôd: Cl", S042HC03", Na+, Ca2+, Mg2+. 5. Podľa obsahu rozpustených pevných látok rozlišujeme: • veľmi slabo mineralizované 0-1 g. ľ1 • slabo mineralizované 1-5 g. ľ1 • stredne mineralizované 5 - 10 g. ľ1 • silno mineralizované 10 - 35 g.ľ1 • veľmi silno mineralizované 35 - 50 g.ľ1 • solanky (rôsoly, ropy) nad 50 g.ľ1 6. Podľa plynov sa berú úvahy C02 a H2S. Minerálne vody, ktoré obsahujú v litri aspoň lg C02 sú vody uhličité - kyselky, ktoré v 11 obsahujú 1 mg H2S sú sírne. Pre vody liečivé je významný obsah biologicky a farmakologicky účinných prvkov, napríklad síra, jód, železo, arzén. Tieto sa tiež berú do úvahy pri klasifikácií a názvosloví. Významným kritériom je aj rádioaktivita minerálnych vôd. 12.2. METÓDY STANOVENIA PODZEMNÉHO ODTOKU Rozdelením celkového odtoku na povrchový, podpovrchový (hypodermický) a podzemný (základný) sme sa zaoberali v kapitole 11. Z uvedeného jasne vyplýva, že podiel jednotlivých typov odtoku na celkovom odtoku sa mení v priestore, ale najmä v čase. Úlohou hydrológie je stanoviť veľkosť podielu jednotlivých typov na celkovom odtoku. 116 Na vyčlenenie podielu podzemného odtoku je vytvorených veľa metód. Vychádzajú zo separácie podzemného odtoku z hydrogramu povrchového toku, využívajú štatistické metódy spracovania minimálnych prietokov alebo analyzujú čiary prekročenia a pod. Najjednoduchší spôsob separácie hydrogramu je na obr. 12.5. Hydrogram je rozčlenený vodorovnou čiarou, ktorá prechádza počiatkom prietokovej vlny. Táto metóda predpokladá konštantnú veľkosť podzemného odtoku a jeho podiel na celkovom odtoku je závislý od veľkosti povrchového odtoku. Q podzemný 10 12 t (dni) Obrázok 12.5 Jednoduchá separácia hydrogramu Ak predpokladáme premenlivosť veľkosti podzemného odtoku v priebehu postupu prietokovej vlny, musí sa táto skutočnosť prejaviť aj na spôsobe separácie hydrogramu. Dôkazom toho je zobrazená situácia na obr. 12.6. S rastúcou hodnotou celkového odtoku (prietokov) klesá hodnota podzemného odtoku a naopak. Táto metóda, podobne ako väčšina ostatných vychádza zo základného predpokladu, že podiel podzemného odtoku na celkovom odtoku je najväčší pri minimálnych prietokoch počas bezzrážkového obdobia. 40 35 30 25 20 15 10 - 5 - 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 t (dni) Obrázok 12.6 Separácia hydrogramu so zohľadnením kolísania prietokov Vzhľadom na účel týchto učebných textov ďalšie metódy separácie hydrogramu neuvádzame. Podrobnejšie sa s nimi môžete oboznámiť v citovanej literatúre (Kríž, 1983; Fendeková, 1988 a i.). Klimageografia a hydrogeografia 117 Hydrológia stojatých vôd PREHĽAD ZÁKLADNEJ TERMINOLOGIE Jazero (lake) - prirodzený vodný útvar (nádrž) s obmedzeným a spomaleným obehom vody. Z hydrologického hľadiska rozdělujeme jazerá na odtokové (voda z nich odteká presakovaním - jazerá s podzemným odtokom alebo povrchovo - jazerá so stálym odtokom) a bezodtokové. Umelá vodná nádrž (storage reservoir) - vodný útvar vzniknutý umelou akumuláciou vody. Izobata (isobathic line) - izočiara, spájajúca miesta s rovnakou hĺbkou pod zvolenou úrovňou, napr. pod úrovňou hladiny vody. Teplotná stratifikácia (thermal stratification) - teplotné rozvrstvenie vody v jazerách alebo vodných nádržiach podľa hĺbky. Stratifikácia sa počas roka mení v závislosti od vzťahu teploty a hĺbky. Rozoznávame stratifikáciu priamu a nepriamu. Priama teplotná stratifikácia (direct thermal stratification) - teplotné rozvrstvenie v nádrži, pri ktorom teploty vody klesajú s hĺbkou. Vyskytuje sa po ukončení jarnej homotermie pri ďalšom ohrievaní vody v celej hĺbke nádrže. Nepriama (obrátená) teplotná stratifikácia (indirect thermal stratification) - rozvrstvenie teploty vody v nádrži, pri ktorom chladnejšie vrstvy vody spočívajú na teplejších. Vyskytuje sa v zime pri teplotách od 0° do 4 °C. Epilimnion (epilimnion) - vrchná vrstva vody v hlbších jazerách a nádržiach s intenzívnou tepelnou cirkuláciou vody počas roka. V nej sa mení teplota vody v závislosti od teplotných pomerov ovzdušia a od prúdenia vody. Vytvára sa v čase letnej a zimnej stagnácie. Metalimnion (metalimnion) - vrstva vody v nádrži, v ktorej sa teplota vody výrazne mení s hĺbkou. Tento stav je zjavný najmä v letnom období. V zimnom období je zmena nepatrná. Vytvára prechod medzi hornou vrstvou vody prevažne v hlbších nádržiach, ktorá sa intenzívne otepluje vplyvom klimatických činiteľov a spodnou vrstvou s pomerne ustálenou teplotou až po dno. Hypolimnion (hypolimnion) - vrstva vody pod metalimnionom, v ktorej sa teplota s hĺbkou mení iba nepatrne. Vytvára sa v čase letnej a zimnej stagnácie. Mixolimnion (mixolimnion) - vrchná cirkulujúca vrstva vody v meromiktickej nádrži. Vytvára sa v čase jarnej a jesennej cirkulácie a siaha až po chemoklínu. Monimolimnion (monimolimnion) - spodná stagnujúca vrstva vody v meromiktickej nádrži. Vytvára sa v čase jarnej a jesennej cirkulácie a leží pod chemoklínou. Chemoklíma (chemoclime) - relatívne tenká vrstva v meromiktických nádržiach, ktorá pri cirkulácii rozdeľuje vrchnú cirkulujúcu vrstvu - mixolimnion od spodnej stagnujúcej vrstvy - monimolimniomu. Meromiktická nádrž (meromictical reservoir) - nádrž, v ktorej sa pri cirkulácii premiešava iba ten objem vody, ktorý leží nad chemoklínou t.j. len do určitej hĺbky. Holomiktická nádrž (holomictical reservoir) - vodná nádrž, v ktorej sa pri cirkulácii premiešava celý objem nádrže od hladiny ku dnu. 13.1. PRIRODZENE VODNE NÁDRŽE Prirodzené vodné nádrže - jazerá sú prírodné zníženiny (jazerné panvy) vyplnené vodou (zrážkovou, riečnou, z ľadovca a pod.). Jazerá však môžu vzniknúť len v tých zníženinách, do ktorých pritečie viac ako ako sa z nej odparí alebo odtečie vo forme povrchového alebo podpovrchového odtoku. Jazerá rozdeľujeme na viac druhov podľa rozličných hľadísk, ako podľa spôsobu vzniku jazernej panvy, podľa síl, ktoré jazero vytvorili a podľa ich hydrologickej povahy. 118 Podľa spôsobu vzniku jazernej panvy rozlišujeme jazerá: • hrádzové čiže hradené, • kotlinové čiže vyhĺbené a • zmiešané. Hrádzové čiže hradené jazerá vznikli zahataním údolia zosuvom, nánosom, morénou, lávovým prúdom a pod. Zvláštnym prípadom sú jazerá hradené vlastným chemickým sedimentom (travertínom). Zahrá- děním údolia priehradou vznikajú aj umelé vodné nádrže. Kotlinové čiže vyhĺbené jazerá vznikli vyplnením nejakej prirodzenej zníženiny vodou. Zmiešané jazerá vznikli spolupôsobením viacerých činiteľov alebo preformovaním niektorého z jazier predošlého typu vplyvom ďalších činiteľov. Podľa síl vytvárajúcich jazero rozlišujeme: • jazerá ľadovcové, • jazerá vzniknuté eróziou, • jazerá vzniknuté tektonickou činnosťou, • jazerá vzniknuté vulkanickou činnosťou, • jazerá vzniknuté činnosťou mora, • jazerá vzniknuté eolickou činnosťou (vyviatím). Ľadovcové jazerá vznikli ako výsledok činnosti ľadovca v zníženinách (ľadovcových korytách) uzavretých morénami, ktoré zostali po ústupe ľadovcov (jazerá mořenové, výtopiskové), sú okrúhle alebo nepravidelné, s mnohými zálivmi, prípadne ostrovmi, alebo sú to horské jazerá v skalných kotloch okrúhleho tvaru ľadovcového pôvodu, v tzv. karoch, vyznačujúce sa značnou hĺbkou, nezávislou od výšky dna nad hladinou mora. Ľadovcové jazerá sú najpočetnejším typom jazier na Zemi, pretože vznikli v dobe relatívne nedávnej po ústupe ľadovcov počas posledného zaľadnenia. Do skupiny ľadovcových jazier patrí prevažná časť našich jazier a mnohé jazerá severské. Medzi najznámejšie ľadovcové jazerá patria Ženevské jazero, Bodamské jazero, Lago di Garda, u nás všetky tatranské plesa (Štrbsképleso, VelkéHincovo pleso a pod.). Údolné jazerá sú výsledkom eróznej činnosti tečúcej vody. Vytvorili ich rieky tak, že nahrnuli mocné hrádze splavenín, ktorými zahatali údolie, alebo vzniklo inudačné jazero v zahataných, mŕtvch ramenách rieky, ktorá ho napája podzemnými vodami. Také sú jazerá pri mohutných tokoch, ako Mississipi, Dunaj a pod. Erózneho pôvodu sú aj krasové jazerá, ktoré vznikli chemickým pôsobením povrchových aj podzemných vôd, odnášaním častíc a tvorením prázdnych priestorov, ktoré prepadnutím vytvorili zníženinu. Typické jazerá tohto druhu sú v Dinárskom krase, u nás je ich niekoľko v juhoslovenskom krase. Tektonické jazerá sú rozsiahle, pretiahle a veľmi hlboké jazerá v synklinálach alebo v priekopových prepadlinách (Mŕtve more, Tanganika - hĺbka 1435 m, Albertovo jazero, Issyk-Kuľ v Tjan-Šane, Bajkalské -hĺbka 1741 m)(obr. 13.1) Obrázok 13.1 Pohľad z geostacionárnej družice na Bajkal, jazero tektonického pôvodu, najhlbšie na svete Klimageografia a hydrogeografia 119 Vulkanického pôvodu sú kalderové jazerá (obyčajne velmi hlboké) vyplňujúce kaldery, t,j. priestorové krátery, jazerá vzniknuté zahradením údolia lávovým prúdom a jazerá, ktoré vznikli v explozívnych kráteroch (maary). Medzi najznámejšie patria jazerá Crater Lake v Oregone (USA), ďalej jazero Nicaragua (obr. 13.2), na Slovensku Morské oko vo Vihorlate. Obrázok 13.2 Vulkanické jazero Nicaragua, ktoré vzniklo v údolí zahradenom lávovým prúdom Pobrežné jazerá vznikli činnosťou mora napr. tak, že oddelením zálivov piesčito-hlinitými nánosmi sa vytvorili lagúny alebo väčšie limany, alebo ústupom mora sa jeho priehlbiny stali jazernou panvou. Jazerá v aridnej klíme vznikli vyviatím jazernej panvy vetrom a vyplnením týchto plytkých zníženín vodou po veľkých dažďoch alebo po topení snehu v horách (napr. oázy Líbyjskej púšte). Sú veľmi plytké a malé. Vodou bývajú vyplnené len periodicky počas vysokých prietokov, ktoré v nich končia. Voda prináša rozpustené soli, ktoré sa po odparení vody menia na soľné kôry a slané močiare. Z hydrologického hľadiska rozdeľujeme jazerá na: • jazerá odtokové a • jazerá bezodtokové. Odtokové jazerá sa napĺňajú povrchovou alebo podzemnou vodou, ktorá z nich odteká v najnižšom mieste hrádze, alebo aj presakovaním. Tak je to napr. pri Štrbskom plese, to sú jazerá s podzemným odtokom. Ak trvá odtok po celý rok, hovoríme o jazerách so stálym odtokom, iné jazerá majú občasný odtok (napr. Čadské jazero v Afrike). Podľa toho, či v jazere ústi zjavný povrchový prítok a či má zjavný odtok, rozoznávame jazerá bez prítokov, jazerá s prítokom a jazerá s prítokom i odtokom. Keď má tok, ktorý z jazera vyteká, rovnaký stupeň ako tok vtekajúci, hovoríme o jazere prietočnom (napr. Čudské jazero v SSSR). Odtokové jazerá sú prevažne sladkovodné. Rozkyv ich hladín nie je veľký. Pôsobia ako retenčné, prípadne ako akumulačné nádrže, ktoré zadržiavajú veľké vody a vyrovnávajú odtok. Rieky vytekajúce z takýchto jazier sú vyrovnané a energeticky hodnotné. So vzdialenosťou sa tento regulujúci účinok stráca. Bezodtokové jazerá spotrebujú všetok prítok na výpar z hladiny, lebo priesak je vďaka minerálnym a organickým usadeninám na dner minimálny. Tieto jazerá bývajú niekedy bez väčších prítokov, čiže sú uzavreté, slepé, keď do nich ústi väčší tok, nazývame ich konečnými (Araľské jazero). Pretože ich obsah ani výšku hladiny nereguluje odtok, majú značný rozkyv hladín. Výparom sa v nich postupne kondenzujú soli a ich voda sa stáva slanou. Medzi ďalšie kritériá, podľa ktorých rozdeľujeme jazerá patria teplota a chemické zloženie. Podľa teploty rozlišujeme jazerá: • teplé • chladné • studené Kritériom pre ich členenie je teplotná stratifikácia v priebehu roka. Na jej základe rozlišujeme tri základné typy: 1. Ak je teplota vrstvy pri hladine vyššia ako 4 °C, tak sa s rastúcou hĺbkou znižuje na 4 °C, pri tejto teplote má objemová jednotka vody najväčšiu hmotnosť. Takéto zvrstvenie sa nazýva priama teplotná 120 stratifikácia. Pri teplých jazerách sa vyskytuje počas celého roka, pri chladných jazerách len v teplej časti roku. 2. Ak je teplota vody pri hladine nižšia ako 4 °C, tak potom pod ňou môže byť len voda s teplotou vyššou ako 4 °C.Toto zvrstvenia sa nazýva nepriama (obrátená) teplotná stratifikácia. Najčastejšie sa vyskytuje na chladných jazerách v zimnom období, v studených jazerách sa vyskytuje trvalo. 3. V chladných jazerách sa po roztopení ľadu účinkom slnečného žiarenia a tokom tepla z teplejšej atmosféry teplota vrchnej vrstvy vody zvyšuje, na jeseň pri zosilnenej konvekcii znižuje a na krátku dobu sa vyrovnáva, t.j. v celej hĺbke jazera dosahuje 4 °C. Tento stav sa nazýva homotermia. V období priamej teplotnej stratifikácie je pokles teploty s hĺbkou pomalší a mocnosť prehratej vody sa zvyšuje od jari do leta a od leta do jesene opať znižuje. Táto vrstva sa nazýva epilimnion a je dobre pre-kysličená, čo pozitívne vplýva na zooplankton. Pokles teploty v nej dosahuje v priemere 0,5 °C na 1 m. Pod toutu vrstvou však ubúda teplota vody oveľa rýchlejšie, skokom a označuje sa metalimnion (skočná vrstva). Pokles teploty v nej dosahuje aj 2 °C na 1 m hĺbky. Pod skočnou vrstvou sa pokles teploty opäť výrazne spomalí (0,1 °C na 1 m) a táto vrstva sa nazýva hypolimnion. V rôznych klimatických pásmach Zeme môžeme sledovať rozdielne typy priamej stratifikácie. V ekva-toriálnom pásme dosahuje epilimnion až desiatky metrov, pričom skočná vrstva je nevýrazná. S rastúcou zemepisnou šírkou smrom na sever a na juh sa v lete zväčšujú rozdiely v teplotách vrchnej a spodnej vrstvy vody a zvýrazňuje sa skočná vrstva. Od mierneho pásma na sever však tento rozdiel opäť klesá a pri prechode na nepriamu stratifikáciu sa stráca. Podľa chemického zloženia rozlišujeme (obr. 13.3): • sladkovodné jazerá • soľné jazerá (minerálne) - sodné, horkoslanné, chloridové, sulfátové a i. • zvláštnym typom sú zmiešané jazerá, napr. Balchašské jazero Obrázok 13.3 Pohľad z geostacionárnej družice na Kaspické more (slané), Araľské jazero (pôvodne sladké) a jazero Balchaš (zmiešané) Z hľadiska rozsahu premiešavania, t.j. výmeny vody v jazere rozlišujeme: • holomiktickéé jazerá - s úplným premiešavaním vody v celom rozsahu jazernej panvy • meromiktické - s obmedzeným premiešavaním vody len do určitej hĺbky 13.2. MOKRADE Mokrade sú územia, v ktorých základným faktorom ovplyvňujúcim prostredie a v ňom žijúce rastliny a živočíchy, je voda. Vyskytujú sa tam, kde je vodná hladina na povrchu alebo blízko povrchu pôdy alebo Klimageografia a hydrogeografia 121 kde povrch územia pokrýva plytká vrstva vody. Mokrade sú porastené vlhkomilnou a vodomilnou vegetáciou, pričom vegetačný kryt je výrazným rozlišovacím znakom. Podľa neho sa rozlišujú: 1. mokrade ekvatoriálneho pásma s porastom dažďových lesov, tráv a vodných spoločenstiev, na pobrežiach s mangrovovými porastami, Obrázok 13.4 Rozsiahle mokradné systémy ekvatoriálneho pásma - povodie Amazonu Obrázok 13.5 Mangrovové porasty na pobreží Guinejského zálivu 2. mokrade vlhkých trópov a subtrópov s porastami rákosu, tráv ale aj vysokých drevín (bahenný cypruš-tek, blahovičnŕk a pod.), 3. mokrade suchých trópov a subtrópov s nahromadenou soľou a slanomilnou vegetáciou (playas, salinas), 4. mokrade mierneho pásma - slatiny, slatinné rašeliniská a vrchoviská, na pobreží marše. Slatiny vznikajú všade tam, kde riečna alebo podzemná voda prináša dostatok minerálnych látok, ktoré podporujú rast trávnatých porastov. Často vznikajú zarastaním a zanášaním jazier, mŕtvych riečnych ramien a na najnižších zaplavovaných údoliach riek. Pri zanikaní jazera je vodo- a vlhkomilné rastlinstvo usporiadané v pásoch, na ktoré nadväzujú aj pôdne typy. Najvzdialenejším od brehu je pásmo s plávajúcimi rastlinami (parožnatka), pokračuje pásmo rastlín s koreňmi zarastenými do dna a s listami a kvetmi na hladine (lekno). Bližšie k brehu nastupuje pásmo rákosia, ktoré síce tiež korení pod hladinou ale stebla tvoria súvislý porast nad hladinou. Nasleduje pásmo vyšších bahenných tráv a bylín (leknica, ostrica, záružlie), ktoré môžu kratšie obdobie prečkať aj na suchu. Posledné pásmo tvoria krovinaté porasty jelší a vŕb s plochami tráv, najmä ostrice. 122 Slatinné rašelinisko vzniká najčastejšie na dne riečnych údolí alebo kotlín na rovinatom alebo plošina-tom povrchu kde odtok vody nie je dokonalý a hladina podzemnej vody je veľmi vysoko. Zrážky a málo mineralizovaná podzemná voda neprinášajú dostatok výživných látok pre rastliny, presakujúca zrážková voda vyplavuje z pôdy živiny a tak sa vytvára prostredie vhodné pre rozvoj rašcUniku. Jeho rast smerom nahor po vlastných odumretých vrstvách ako aj rozširovanie sa do strán umožňujú neustále rozširovanie slatiny na miesta, ktoré boli pôvodne obsadené inými rastlinnými druhmi. Obrázok 13.6 Slatinné rašelinisko (Irsko) Vrchovisko, resp. vrchoviskové rašelinisko je pomenované podľa vypuklého tvaru. Prevládajúcou rastlinou je rašelinŕk, ktorý rastie smerom nahor a do strán. Má schopnosť udržať veľký objem vody (vyše 90 %) a je neobyčajne vitálny pri minimálnych nárokoch na minerálne látky. Na vrchovištiach rastú aj iné kyslomilné druhy, napr. smrek a borovica. Na vrchole sa spravidla nachádzajú malé jazierka s vodu zafarbenou „do hrdzavá". Hrúbka vrchoviska dosahuje niekoľko metrov, výnimočne viac ako 20 m, pričom takéto rašelinisko „rastie" niekoľko tisíc rokov. 13.3. UMELE VODNE NÁDRŽE Medzi najvýznamnejšie úlohy v sociálnoekonomickom rozvoji jednotlivých štátov, resp. ich regiónov patrí v súčasnosti zabezpečenie potrebného množstva vody primeranej kvality pre obyvateľstvo, priemysel, energetiku a poľnohospodárstvo. V tomto smere zohrávajú dôležitú úlohu rôzne vodné, resp. vodo-hospdárske diela, medzi ktoré patria aj umelé vodné nádrže. Umožňujú: • komplexné využívanie povrchových vôd, • sú ochranou pred povodňami, • majú význam z hľadiska zásobovania vodou, • umožňujú využiť vodnú energiu, • umožňujú lodnú dopravy, • slúžia ako zdroj vody pre zavlažovanie poľnohospodárskej pôdy, • slúžia pre turisticko-rekreačné činnosti, • slúžia pre chov rýb, • častokrát zlepšujú aj kvalitu vody v tokoch. S výstavbou a využívaním umelých vodných nádrží vzniká aj veľa negatívnych dôsledkov v krajine akými sú napríklad: • zatopenie častokrát najúrodnejšej pôdy v danej oblasti, • podmáčanie pôdy v susedstve nádrže, • erózia brehov a tým destabiliácia svahov, Klimageografia a hydrogeografia 123 • premiestenie komunikácií, sídiel, • potenciálne nebezpečenstvo náhlej deštrukcie priehradných hrádzí s katastrofálnymi dôsledkami, • problém zanášania a pod. 13.3.1. Umelé vodné nádrže vo svete Budovanie a využívanie vodných nádrží má na svete niekoľko tisícročnú tradíciu. Takéto stavby existovali už pred viac ako 3 000 rokmi pred naším letopočtom v Egypte, Mezopotámií a v Číne. Z územia Európy sú známe vodné nádrže tiež už pred začiatkom nášho letopočtu, a to zo Španielska, Grécka, Ta- li-anska a Francúzska. Väčšie vodné nádrže vznikali oveľa neskôr v 18. a 19. storočí v súvislosti najmä spotrebou vody pre rozvíjajúci sa priemysel a pre mechanickú energiu. Známe sú napríklad z Anglicka, Nemecka, Francúzska, ale aj z Čiech, Poľska i z územia Slovenska. V niektorých krajinách si výstavbu vodných nádrží vyžiadal aj rozvoj lodnej dopravy. Významnou etapou výstavby vodných nádrží je koniec 19. a začiatok 20. storočia. Nádrže sa budovali najmä za účelom získania elektrickej energie, zabezpečenia rozvíjajúceho sa priemyslu, poľnohospodárstva, zásobovania velkých miest a pod. Základné informácie o počte vodných nádrží a objeme vody v nich je v tab. 13.1. Tabulka 13.1 Počet a objem vodných nádrž s objemom vody nad 100 mil. m3 Kontinent Počet Objem nádrží Počet s objemom nádrží (mld m3) 1 mld m3 a viac Európa 484 570,3 75 Ázia 554 1463,1 136 Afrika 96 864,9 36 Severná Amerika 868 1606,4 233 Južná a Stredná Amerika 187 551,5 57 Austrália a Nový Zéland 70 75,7 20 Spolu 2257 5131,9 557 Počet vodných nádrží s objemom vody 100 mil. m3 a viac v povodiach niektorých svetových riek je nasledovný: • v povodí Dunaja 38, • v povodí Rýna 20, • v povodí Volgy 37, • v povodí Mississippi a Missouri 259, • v povodí Columbie 77, • v povodí Parany 33. Tabulka 11.2 Najväčšie umelé vodné nádrže sveta podľa objemu vody Názov Vodny Štát Výška Objem nádrže Plocha nádrže Rok nádrže tok (m) (v mld. m3) (km2) dokončenia Owen Falls Viktoriin Nil Uganda 31 204,8 8000 1954 Bratská Angara Rusko 106 169,3 5470 1968 Asuánska Nil Egypt 111 164 5120 1970 Kariba Zambezi Zambia - Zimbabwe 131 160,4 4450 1959 Akosombo Volta Ghana 141 148 8480 1965 Daniel Johson Maniconagau Kanada 214 141,9 1950 1974 Guri Caroni Venezuela 150 135 1500 1968 Krasnojarská Jenisej Rusko 100 73,3 2000 1967 Bennet Peace river Kanada 165 70,1 1683 1968 Cahora Bassa Zambezi Mozambik 65 63 2700 1977 Tabulka 11.3 Najvyššie umelé vodné nádrže sveta Názov Vodný Štát Výška Objem nádrže Rok nádrže tok (m) (v mld. m3) dokončenia Rogun Vachš Tadžikistan 325 11,6 1985 Nurek Vachs Tadžikistan 300 10,5 1985 Grand Dixence Dixence Švajčiarsko 285 0,4 1962 Vaiont Vaiont Taliansko 262 0,2 1961 Tehri Bhagiratti India 261 3,5 1990 124 Obrázok 13.7 Vodná nádrž Akosombo na Volte v Ghane Obrázok 13.8 Výstavba vodnej nádrže je vždy výrazný zásah do krajiny. Pohľad na časť staveniska priehrady „Tri sútesky" na rieke Jang 'c-tiang v Číne Podľa súpisu Medzinárodnej komisie pre velké priehrady - ICOLD (International Commision on Lar-ge Dams) existuje v súčasnosti na svete asi 35 tisíc vodných nádrží s celkovou plochou okolo 600 tisíc km2. Podľa uvedenej komisie sa medzi vodné nádrže zaradili len tie, ktoré spĺňajú niektoré z kritérií: • výška priehrady vyše 15 m, • dĺžka v korune hrádze nad 500 m, • maximálny povodňový prietok nad 2 000 m3, s-1, • objem nádrže minimálne 1 mil. m3. S vodnou nádržou Vaiont je spojená jedna z najväčších prírodných katastrôf v súvislosti s vodnými nádržami. V dôsledku dlhotrvajúcich dažďov 9. 10. 1963 sa zosunul celý jeden svah doliny, v ktorej leží vodná nádrž a asi 100 mil. m3 kamenia a zeminy sa zrútilo do nádrže. Vznikla pritom 165 m vysoká vlna, ktorá sa převalila cez priehradnú hrádzu bez toho, že by ju porušila. Vyše 40 mil. m3 vody zaplavilo dolinu pod priehradou a voda úplne zničila 3 obce, v ktorých zahynulo všetkých 2117 prítomných obyvateľov. Klimageografia a hydrogeografia 125 13.3.2. Umelé vodné nádrže na Slovensku Výstavba a využívanie vodných nádrží, resp. vodných diel, má aj na Slovensku niekolko storočnú tradíciu. Zaujímavým vodným dielom zo začiatku 16. storočia je Turčekovský vodovod, ktorý predstavuje najstarší prevod vody na našom území z jedného povodia (Váhu) do iného povodia (Hrona). Uznanie a slávu si získal systém vodných nádrží (tajchov) v okolí Banskej Štiavnice, Hodruše a Štiavnických Baní, ktorý bol vybudovaný v 16. až 18. storočí a slúžil pre zásobovanie obyvateľstva, chov rýb a technologické účely vtedajšieho banskoštiavnického rudného revíru. Pôvodne tu bolo asi 50 vodných nádrží, z ktorých sa i v súčasnosti využíva 19 pre rôzne účely. Napríklad z vodnej nádrže Rozgrund sa zásobuje pitnou vodou mesto Banská Štiavnica. Koncom 18. a v 19. storočí sa v niektorých horských oblastiach vybudovali tzv. klauzúry - vodné nádrže slúžiace na splavovanie dreva pod nádržou. Známe sú napr. Bacúch na Bacúšskom potoku v Nízkych Tatrách, Hrončok na Kamenistom potoku v Slovenskom rudohorí a na Bielom potoku v Slovenskom raji. Prvé priehrady v dnešnom vodohospodárskom a stavebnom ponímaní sa vybudovali na území Slovenska koncom 19. stor. a slúžili pre zásobovanie pitnou vodou, k ochrane pred povodňami i k výrobe elektrickej energie. K vodným elektrárnám, ktoré sa na území Slovenska vybudovali koncom 19. a začiatkom 20. storočia patria elektráreň v Podbrezovej, Lopeji, na Piesku, Dubovej, B. Bystrici, v Prešove, Rožňave a Spišskej Novej Vsi. V rokoch 1923 - 1925 bola vybudovaná derivačná energetická kaskáda vodných diel Motyčky, Dolný Jelenec a Staré Hory, ktorá svojmu účelu slúži aj dnes. Tabulka 13.3 Vodné nádrže na Slovensku s objemom vody 10 mil. m3 a viac a ich využívanie Nádrž Účel Tok Rok Objem (mil. m3) Plocha (km2) Výška (m) Liptovská Mara U,E,0,R Váh 1976 360 21,6 52 Oravská U,E,0,R Orava 1953 345,9 35 41 Zemplínska Šírava U,E,Z,0 Laborec 1965 334 32 13 Hrušov 0,E,P,R,Z Dunaj 1992 234 60,1 6 Veľká Domaša U,E,Z,0,R Ondava 1966 185 15,1 35 Ružín I U,R,Z,E Hornád 1968 59 3,9 63 Starina V Cirocha 1988 54,2 2,8 50 Kráľova E,Z,P,R Váh 1986 51,9 11,7 Málinec V Ipeľ 1994 24,5 1,38 Nosice E Váh 1958 36 5,7 33 Nová Bystrica V Harvelka, Riečnica 1989 35 1,9 57 Veľké Kozmálovce U,Z Hron 1968 24,5 1,4 14 Bukovec II v Ida 1976 23,4 1,05 56 Ružiná U,Z,R Budínsky potok 1973 14,2 1,7 22 SÍňava E,R Váh 1959 12,2 4,3 Palcmanská Maša E,R Hnilec 1956 11,05 0,85 31 Účel nádrže Z = závlahy U = zásobovanie úžitkovou vodou P = plavba V = zásobovanie pitnou vodou O = ochrana pred povodňami E = výroba energie R = rekreácia Prevažná časť umelých vodných nádrží sa u nás vybudovalo v 2. polovici súčasného storočia. Ich využívania je väčšinou viacúčelové: • energetika, • ochrana pred povodňami, • úžitková voda a pitná voda, • závlahy, • rekreácia, • plavba. Do konca roka 1994 bolo na Slovensku 51 vodných nádrží, každá s celkovým objemom vody viac ako 1 mil. m3, ktoré spolu zaplavujú vyše 180 km2. Okrem toho existuje u nás veľký počet malých vodných nádrží miestneho významu. 126 oceánografia Voda sústredená v oceánoch a moriach vytvára svetový oceán, ktorý je súčasťou hydrosféry. Zaberá takmer 3/4 zemského povrchu, preto existujú tiež názory, že by bolo správnejšie a presnejšie nazývať našu planétu Oceán a nie Zem. Keď však porovnávame niektoré ukazovatele vodnej a pevninskej časti našej planéty, jednoznačne vychádza, že názov planéta Zem je odôvodnený. Napríklad: • objem vody svetového oceánu je 1 370 mil.km3, čo je asi 1/800, resp. 0,12% objemu Zeme, • priemerná hĺbka svetového oceánu je 3 730 m, čo predstavuje približne len 0,0006 zemského polomeru, • hustota vody je približne 1, hustota hornín asi 5,5, čiže na vodu pripadá asi 0,0023% celkovej hmotnosti Zeme. 14.1. SVETOVÝ OCEAN, JEHO VYZNÁM A ROZDELENIE Svetový oceán predstavuje otvorený dynamický systém, v ktorom neustále prebieha výmena látok a energie ako v ňom samostatnom, tak aj medzi ním a ostatnými geosférami. Táto výmena sa realizuje formou celkových - globálnych obehov, na ktorých sa zúčastňujú tepelná energia, zemská príťažlivosť, vlaha, rôzne soli a plyny. Vysoká tepelná kapacita vody svetového oceánu spôsobuje, že je obrovským akumulátorom tepla a tým významným regulátorom teploty na Zemi. Prvoradú úlohu má v obehu zrážok a plynov, najmä kyslíka a co2. Voda svetového oceánu je v neustálom pohybe, ktorý spôsobujú rôzne príčiny ako naprŕkladi vietor, rozdiely v teplote a slanosti vody, vyrovnávanie úbytku vody v niektorých oblastiach, príliv a odliv ai. Dôležité sú zvlášť povrchové prúdy, ktoré spolu s vertikálnymi a hlbinnými vytvárajú všeobecnú cirkuláciu vôd svetového oceánu, ktorá má významnú úlohu v celoplanetárnych procesoch, napríklad: • spôsobuje výmenu vody vo svetovom oceáne • vplýva na rozdelenie jeho teploty a slanosti vody • prenáša ľad z polárnych oblastí do nižších geografických šírok • vplýva na cirkuláciu atmoféry a tým aj na podnebie jednotlivých oblastí Zeme, napríklad studené a teplé povrchové prúdy • mení okraje súše ai. Je známe, že svetový oceán je kolískou života na Zemi. Vo vode oceánov a morí sú rozpustené takmer všetky chemické prvky. Svetový oceán je životným prostredím pre rôznorodý rastlinný a živočíšny svet. V mnohých oblastiach svetového oceánu, najmä v širokých príbrežných zónach sú velké zásoby nerastných surovín, oceány a moria sú dôležitým dopravným priestorom. Čiže svetový oceán je aj pre človeka dôležitý a táto dôležitosť sa neustále prehlbuje a rozširuje možno povedať, že súčasnosti dostatočné poznanie a racionálne využívanie svetového oceánu patrí medzi najdôležitejšie problémy vzájomných vzťahov medzi prírodou a ľudskou spoločnosťou. Vyplýva to najmä z týchto príčin: • neustály rast potreby potravín, nerastných surovín, energie, ktoré súvisia s rastom počtu obyvateľstva na Zemi, • nerovnoměrnost priestorového rozdelenia mnohých dôležitých surovín na súši, • vyčerpanie, resp. nedostatok mnohých nevyhnutných surovín na súši, ich vysoká cena, náročnosť na získavanie a pod., Klimageografia a hydrogeografia 127 • nízke náklady na morskú dopravu, • nevyhnutnosť prognóz počasia a podnebia a iné. Vo svetovom oceáne je mimoriadne významná pobrežná zóna, v ktorej sa najtesnejšie prejavujú vzájomné vzťahy medzi hydrosférou, litosférou, atmosférou a biosférou. Je to oblasť najväčšej koncentrácie a rôznorodosti života v oceánoch a moriach. V súčasnosti sa tak intenzívne využíva pre rôzne účely, že na mnohých miestach hrozí nebezpečie jej degradácie. V pobrežnej zóne sa sústreďujú veľké sídelné aglomerácie, priemysel, poľnohospodárstvo, dopravná sieť. Napríklad zo 102 súčasných miliónových a mnohomiliónových miest (s počtom obyvateľov viac ako 3 milióny) 57 je na pobreží, alebo v blízkosti pobrežia oceánov a morí. Zo 136 hlavných miest štátov, ktoré susedia s morom, alebo oceánom, 79 je bezprostredne na pobreží alebo v zálivoch riek, ktoré sú dostupné námorným lodiam. Táto zóna sa v ostatných desaťročiach stále viac využíva ako miesto skladovania pevných komunálnych i priemyselných odpadov, často aj tuhých látok a pod. 14.1.1 Rozdelenie, názvy a hranice oceánov a morí Rozdeleniu svetového oceánu na jednotlivé oceány a moria sa venovali viacerí oceánografi. Najvýznamnejší sú uvedení v knihe Z. Kukala (1977). Najčastejšími kritériami sú: • obrysy pevnín a ostrovov, • reliéf dna, • určitý stupeň samostatnosti prúdového systému a atmosferickej cirkulácie, • existencia vodných más s určitou teplotou a slanosťou. Tabulka 14.1 Základné parametre svetového oceánu Oceán Pocha Priemerná Maximálna Objem Priemerná (v tis. km2) hĺbka (v m) hĺbka (v m) vody salinita (v %c) Tichý oceán 178 700 3 957 11 034 707115,9 34,9 Atlantický oceán 91 700 3 602 9 219 330 303,4 35,4 Indický oceán 76 200 3 736 7 450 284 683,2 34,8 Severný ľadový oceán 14 700 1 131 5 220 16 625,7 30,5 Spolu 361 300 3 730 1 338 728,2 35,0 Pre charakteristiku základných pojmov oceán, more, záliv je dostačujúco výstižná definícia podľa oceá-nológa E. Brunsa z roku 1958. • Oceán je časť svetového oceánu, ktorá leží medzi pevninami, má panvy s hĺbkami 4 000 až 6 000 m, uzatvorený prúdový systém, vlastné vodné masy s typickým rozdelením teplôt a slaností a vlastný systém sedimentov na dne. • More je časť oceánu zasahujúca do pevniny, alebo oddelená od oceánu reťazou ostrovov. Najmenšia plocha mora je 11 600 km2 (Marmarské more). Moria sa rozdelújú na okrajové a vnútorné. o Okrajové more je od oceánu oddelené jedným alebo dvomi plochami, alebo reťazou ostrovov. Svojou vodnou masou úzko súvisí s oceánom, jeho prúdový systém je časťou oceánskeho prúdového systému a teplotou a slanosťou sa veľmi neodlišuje od oceánu (Severné more, Beringovo more), o Vnútorné more je takmer úplne obklopené pevninou a s oceánom súvisí s jedným alebo viacerými prielivmi (Čierne more, Baltské more). K vnútorným moriam podľa uvedeného autora patria aj stredozemné moria. Sú to také vnútorné moria, ktoré ležia medzi 2-3 pevninami, majú samostatný prúdový systém, odlišnú teplotu a slanosť (Stredozemné more, Červené more). Okrem morí sa vyčleňujú ešte zálivy, ktoré sú definované ako časť oceámu, alebo mora, ktorá zasahuje do pevniny. Z rôznych, najmä historických dôvodov sa táto terminológia vždy nedodržiava a niektoré zálivy sa nazývajú morom a opačne. Napríklad Aljašský alebo Guinejský záliv sú typickými okrajovými moriami. Niekedy sa na mapách môžeme stretnúť s obidvoma názormi, napríklad Baffinov záliv i Baffinovo more. (Kukal, Z. a kol, 1977) Rozdelením svetového oceánu na jednotlivé oceány sa zaoberajú oceánografovia už od začiatku minulého storočia. Podľa doporučenie rady Kráľovskej geografickej spoločnosti v Londýne sa svetový oceán delil na 5 oceánov: 1. Tichý 2. Atlantický 3. Indický 4. Arktický 5. Antarktický (Južný) 128 Neskôr sa prijal návrh nemeckého oceánológa O. Kú m im la rozlišovať len 3 oceány: 1. Atlantický 2. Tichý 3. Indický Arktický sa pričlenil k Atlantickému a Antarktický k Tichému, Indickému a Atlantickému. V súčasnosti platí rozdelenie svetového oceánu podľa Medzinárodného hydrografického byra (International Hydrographie bureau - IHB, z roku 1953, a to na 4 oceány: 1. Atlantický 2. Indický 3. Tichý 4. Severný ľadový oceán Táto komisia stanovila aj hranice medzi jednotlivými oceánmi i hranice jednotlivých morí. Rozdielne sú len názory na časť hranice medzi Atlantickým a Severným ľadovým oceánom. Podľa IHB i ďalších, hranica vedie od najsevernejšieho bodu Nórska k najjužnejšiemu bodu Špicbergov a na východ pobrežia Grónska, odkiaľ je hranica totožná s názorom iných autorov, ktorí ju vedú od mysu Stadt v Nórsku k najsevernejšiemu ostrovu Shetlandského súostrovia, k mysu Stromnes na Islande a odtiaľ k východnému pobrežiu Grónska. 14.1.2 Svetový oceán, zdroj nerastných surovín Medzi najvýznamnejšie suroviny, ktoré sa ťažia z dna oceánov a morí patrí ropa a zemný plyn. Prvé pokusy ťažiť ropu z morského dna sú známe zo začiatku 20. storočia, priemyselná ťažba sa rozvinula až po 2. svetovej vojne. Realizuje sa prevažne v hĺbkach do 200 m a sústreďuje sa do niekoľkých velkých oblastí: • Perzský záliv, • Venezuelský záliv, • Guinejský záliv, • Severné more, • moria juhovýchodnej Ázie. Potenciálne zásoby ropy sa udávajú od vyše 300 až 550 miliárd ton, z toho na kontinentálnych šelfoch vyše 180 miliard ton. Zásoby zemného plynu sa udávajú na 260 triliónov m3. Obrázok 14.1 Ťažba ropy v Severnom mori V súčasnosti je známych vyše 1500 lokalít s ropou a zemným plynom. Ťažba ropy sa vyznačuje vysokým tempom rastu. V roku 1960 ropa získavaná z morského dna činila asi 8% svetovej ťažby, v roku 1967 to bolo 14% (v roku 1975 20%, v roku 1982 25,2%) a roku 2000 to malo byť až 35% svetovej ťažby ropy. Okrem ropy a zemného plynu dno oceánov a morí je miestom výskytu ďalších významných rudných i nerudných surovín, ktorých význam vo svetovom hospodárstve rýchle rastie. Mnohé suroviny, ktoré sa ťažia na pevnine majú svoje pokračovenie i pod morským dnom. V súčasnosti existuje asi 100 baní na šelfoch Austrálie, Kanady, Chile, Fínska, Francúzska, Grécka, USA a dal. Ťažia sa kamenné uhlie (Anglicko, Klimageografia a hydrogeografia 129 Japonsko), železná ruda (Francúzsko, Kanada), meď a nikel (Hudsonov záliv). Veľmi cenné suroviny obsahujú sypké sedimenty v príbrežných a plážových oblastiach oceánov a morí. Získavajú sa z nich najmä minerály cínu, titánu, zirkónu, železa, ale aj zlato, platina a diamanty. Napríklad v Japonsku každoročne získavajú milióny ton železnej rudy pri ostrove Kjušú, v Thajsku, Indonézii a Malajzii ťažia cín, pri juhozápadných brehoch Afriky sa získavajú diamanty, titan sa získava z plážových sedimentov v Mozambiku, Tanzánii a Madagaskaru, viaceré vzácne kovy pri pobreží Austrálie a pod. Obrázok 14.2 Spracovanie (vymývanie) sypkých príbrežných a plážových sedimentov na pobreží Mozambiku - ťažba diamantov K významným a veľmi perspektívnym surovinám na dne svetového oceánu patria železo - mangánové konkrécie. Vyskytujú sa na dne oceánskych morí a na povrchu stredooceánskych chrbtov, prevažne v hĺbkach od 3 500 do 6 000 m. Zistili sa však aj v plytších polohách a aj na dne Baltického, Bieleho a Karského mora. Okrem železa a mangánu obsahujú viaceré cenné kovy: meď, nikel, kobalt, molybdén, zinok, olovo ai. Majú rôzny tvar a hmotnosť. Vyskytujú sa vo forme guličiek, hrudiek,tenkých lavíc. Rozmery majú od 2 mm do 2 m a hmotnosť až do 100 kg. Význam týchto konkrécií spočíva viac v obsahu farebných kovov, ako v obsahu železa a mangánu. Najväčšie zásoby sa zistili v Tichom oceáne v oblasti 5 - 15° s. z. š. a 120 -150° z. z. d. Tu na 1 m2 dna sa priemerne vyskytuje 10 kg konkrécií. Veľké zásoby železo-mangánových konkrécií existujú v Indickom oceáne a v severnej časti Atlantického oceánu. Ťažba týchto surovín je zatiaľ veľmi náročná a nákladná. Prvýkrát sa realizovala v Mexickom zálive v roku 1970, aj to len z hĺbky 1 000 m nasávaním. Najdôležitejším nerastným bohatstvom svetového oceánu je jeho voda. Z nej sa v súčasnosti získava asi 1/3 svetovej ťažby kuchynskej soli, asi 2/3 hortika a takmer 90% brómu. Perspektívnou sa v blízkej budúcnosti javí aj získavanie uránu, zlata, striebra, molybdénu, síry a ďalších látok. 14.1.3. Svetový oceán, velká dopravná cesta Námorná doprava je jedným z najstarších druhov dopravy. V Stredozemnom mori Feničania, Gréci, Peržania, Egypťania a po nich Arabi, na severe Európy Vikingovia, v Ázii obyvatelia Mezopotámie, Číňania či Japonci, tieto národy už v dávnej minulosti využívali pobrežné vody ako aj otvorené moria na prepravu tovaru, ale aj vojakov pri svojich dobyvateľských cestách. Známi nórsky cestovateľ Thor Heyerdahl pri svojich plavbách s loďami Ra I a 77, či Tigris dokázal schopnosť starovekých národov uskutočňovať diaľkové plavby. Nové možnosti rozvoja lodnej dopravy znamenalo otvorenie Suezského prieplavu a Panamského prieplavu. Obidva prieplavy sú spojené s menom francúzskeho staviteľa F. Lessepsa. Suezský prieplav (obr. 14.3) slávnostne otvorili v roku 1869. Po začatí výstavby Panamského prieplavu (obr. 14.4) v roku 1881 však Lessepsova spoločnosť skrachovala a stavba bola prerušená. Až v rokoch 1904 až 1914 prieplav dokončili USA. 130 Obrázok 14.3 Fregata amerického vojnového námorníctva pri prechode Suezského prieplavu Obrázok 14.4 Panamský prieplav. Lode prekonávajú výškový rozdiel až 82 metrov pomocou systému stavidiel a nádrží. Význam lodnej dopravy neklesá ani v súčasnosti. Ťažba surovín, najmä ropy, uhlia, rôznych rúd a ich preprava na druhý koniec sveta sa aj v súčasných podmienkach uskutočňuje lodnou dopravou. Významné námorné dopravné cesty v Tichom oceáne je možné rozdeliť do dvoch skupín. Do prvej skupiny patria námorné trasy v smere sever - juh, od Aljašky až po Austráliu či Nový Zéland. Realizujú sa pozdĺž pobrežia a slúžia najmä pre prepravu surovín a výrobkov. Druhú skupinu tvoria námorné trasy v smere východ - západ, ktoré spájajú kontinentálnu Áziu s tichomorskými ostrovmi ako aj so Severnou a Južnou Amerikou. Na pobreží Tichého oceánu vznikli veľké prístavy : Vladivostok, Nachodka (Rusko), Jokohama, Kobe, Osaka, Tokio, Chiba (Japonsko) Shanghai (Čína) Hai Phond, Ho Chi Minh (Vietnam) Singapur (Singapur) Sydney, Melburne (Austrália) Weílington (N. Zéland) Huasco, Valparecio, Callo (Chile), Los Angels, San Francisco (USA), Vancouver (Kanada) a ďalšie. Cez Atlantický oceán vedú významné dopravné cesty, ktoré spájajú západnú Európu a Afriku so Severnou a Južnou Amerikou. Cesta nákladných lodí z Londýna do New Yorku trvá priemerne 10 - 12 dní, osobných 5-6 dní. Cez Atlantický oceán sa prepraví asi 2/3 nákladov na svete, ktoré sa dopravujú loďami. Najvýznamnejšie prístavy sú Rotterdam, Petrohrad, Riga, Odesa, Novorosijsk, Alexandria, Antverpy, Londýn, Hamburg, Marseile, New York, Buenos Aires, Kapské mesto, Dakar. Na dne Atlantického oceánu je aj hustá sieť telegrafických káblov s celkovou dížkou vyše 200 tisíc km. Klimageografia a hydrogeografia 131 Obrázok 14.5 Ruský ľadoborec na Severnej morskej ceste. Pri priaznivých podmienkach sa súvislá tenká ľadová vrstva vytvorí v priebehu niekoľkých hodín. Cez Indický oceán vedú dôležité námorné cesty medzi európskymi, ázijskými, africkými a austrálskymi prístavmi. Cez oceán sa prepraví asi 10% tovaru transportovaného loďami. Hlavné prístavy sú: Aden, Kuvajt, Basra, Karáči, Bombai, Čitagou, Kolamba, Durban, Dar es Salám (Afrika), Fremantle (Austrália). Obrázok 14.6 Trajekt v Baltskom mori. V jeho útrobách nájdu miesta osobné ale aj nákladné automobily (výrez) Pre námornú dopravu sa Severný ľadový oceán využíva 3 až 5 mesiacov v roku. Doprava sa uskutočňuje po Severnej morskej ceste, ktorá vedie z Karského do Beringovho mora a Severozápadným 132 priechodom, ktorý spája Atlantický oceán s Tichým cez prielivy Kanadsko-arktického súostrovia. Najvýznamnejšie prístavy sú Murmansk, Belomorsk, Archangelsk, Dikson, Tiksi, Tromso, Trondheim a Chur-chil. Dopravu musia pravidelne zabezpečovať ľadoborce (obr. 14.5). Významný podiel v osobnej lodnej doprave predstavuje trajektová doprava najmä vo vnútorných moriach, prielivoch a pod. Baltské more, Stredozemné more, Červené more, Juho- a Východočínske more, Japonské more, to všetko sú miesta s výrazným podielom trajektovej dopravy (obr. 14.6). S námornou dopravou úzko súvisí aj rozvoj lodiarskeho priemyslu, lodenice a doky s súčasťou väčšiny veľkých námorných prístavov (obr. 14.7). Obrázok 14.7 Lodenice v Lisabone. Japonsko, Veľká Británia, USA ale aj Irsko či Portugalsko patria ku krajinám s tradíciou lodiarskeho priemyslu 14.1.4. Svetový oceán, zdroj potravín Problém dostatku potravín je v súčasnosti jedným z najvážnejších celosvetových - globálnych problémov. Svetový oceán v tomto smere má mimoriadny význam a pri racionálnom prístupe predstavuje prakticky „nevyčerpateľný" zdroj. Z hľadiska potravín je to v prvom rade rybolov, ktorý dnes predstavuje 60 až 66 mil. ton rýb ročne. Z tohto množstva asi polovica sa využíva ako potrava pre ľudí, zvyšok sa priemyselne spracúva na krmivo pre dobytok, umelé hnojivá, tuky a pod. V priestorovom rozložení rybolovných oblastí existujú určité geografické zákonitosti: bohaté lovištia sú na východných pobrežiach oceánov, kde existujú výstupné prúdy vo vysokých geografických šírkach v dôsledku sezónneho premiešavania a doplňovania vrchných vrstiev vody výživnými látkami, oblasti oceánom a morí blízko ústia veľkých riek. Podstatná šasť svetového rybolovu je na severnej pologuli, asi 77%. Nie je známe koľko rôznych druhov morských živočíchov využíva človek ako potravu. Loví ich niekolko tisíc druhov, ale podstatná časť z nich pripadá asi na 20 druhov, z ktorých sú najvýznamnejšie slede, tresky, morský okúň, tuniaky, kambaly a raky (obr. 14.8). 14.1.5. Svetový oceán, zdroj energie Okrem ropy a zemného plynu perspektívnym a netradičným zdrojom energie pre ľudstvo môžu byť morské prúdy, príliv a odliv, vlny, teplotné a salinické gradienty. V súčasnosti sa javí najreálnejšie využívať energiu prílivu a odlivu. Takáto hydroelektráreň pracuje od roku 1968 vo Francúzsku a v Rusku na polostrove Kola. Intenzívne pokusy sa uskutočňujú v Kanade, Indii, USA a v Japonsku. Pokusy využiť morské vlny pre získanie energie sa robia v Anglicku, USA, Švédsku a v Japonsku. V Anglicku napr. predpokladajú získať až 30% elektrickej energie z tohto zdroja. Klimageografia a hydrogeografia 133 Obrázok 14.8 Rybolov v Nórskom mori - vykladanie ulovených rýb v prístave Bergen 14.1.6 Svetový oceán, zdroj sladkej vody V tomto smere ide mimoriadne významný a prakticky nevyčerpateľný zdroj. Získavanie sladkej vody zo slanej morskej je v súčasnosti veľmi náročné na energiu a takto získaná sladká voda je oveľa drahšia ako voda získavaná tradičným spôsobom. Najrozšírenejším technologickým procesom je destilácia, ktorou sa získava asi 96% sladkej vody, najmä v Kuvajte (obr. 14.9), Iráne, severnej Afrike, Kalifornii, Rusku a ďalších bývalých sovietskych republík. Relatívne vysoká cena takto získanej vody sa ešte zvyšuje jej dopravou od pobrežia do miesta spotreby. Obrázok 14.9 Odsoľovanie morskej a výroba pitnej vody (Kuvajt) 14.2. ZNEČISŤOVANIE SVETOVÉHO OCEÁNU Vodu, dno i pobrežia oceánov a morí človek stále viac využíva pre rôzne účely, čím zároveň aj spôsobuje, že tento priestor v mnohých smeroch znehodnocuje a ohrozuje. Sám si vedome ale aj nevedome vytvára problémy, ktorých riešenie si častokrát vyžaduje medzištátnu až celosvetovú spoluprácu. Zne- 134 čistbvanie hydrosféry, v rámci ktorej svetový oceán má prvoradý celoplanetárny význam, patrí medzi najväčšie problémy súčasnej civilizácie. Podľa Medzinárodnej oceánografickej komisie znečisťovanie svetového oceánu sa definuje ako: „Priame alebo nepriame prinášanie substancií alebo energií vplyvom človeka do oceánskeho životného prostredia (vrátane prínosu riekami), ktoré sú nebezpečné ľudskému zdraviu, škodia morským organizmom, obmedzujú využitie oceánov a morí, vrátane rybolovu a znižujú rekreačné možnosti". Príčiny znečisťovania svetového oceánu sú rôznorodé a ich dosah sa neustále zväčšuje. Škodlivé látky sa do oceánov a morí dostávajú prirodzeným spôsobom, napríklad eróziou na pobrežiach, vuľkanizmom na oceánskom dne, riekami, vetrom atmosferickými zrážkami a ľudskou činnosťou, napríklad odpadové vody z veľkých sídiel a elektrární, ťažba nerastných surovín, ukladanie toxických odpadov v sudoch a kontajneroch na morskom dne, ukladanie použitého paliva jadrových elektrárni, lodná doprava a pod. K látkam, ktoré sa na znečisťovaní svetového oceánu najviac podieľajú, na prvé miesto patria ropné látky. Predpokladá sa, že do svetového oceánu sa ročne dostáva asi 6 mil. ton ropy, z toho prevažná časť pričinením človeka. I keď najznámejšie znečistenia ropou sú z havárií tankerov, ktorým sa ropa transportuje (obr. 14.10), viac rôznych ropných látok sa dostáva do svetového oceánu vypúšťaním znečistených vôd pri čistení tankerov a prínosom znečistených vôd riekami z pevniny. Asi 10 % ropy z uvedeného množstva prichádza do svetového oceánu prirodzeným spôsobom, napríklad presakovaním z naftonosných vrstiev dna do morskej vody. Ropné látky sa ukladajú na hladine vo forme tenkej súvislej vrstvy. Toxicita a trvanie ropných látok na hladine závisí od ich druhu. Nebezpečenstvo ropného znečistenia je najmä v tom, že zabraňuje alebo znižuje výmenu plynov, pohlcuje kyslík rozpustený vo vode, obmedzuje fotosyntézu. Vplyv ropy veľmi negatívne pôsobí na vtáctvo tým, že im zlepuje perie, znižuje tepelné a izolačné vlastnosti a pod. Vplyvom na rybolov, znečistením pláží a pod. má ropné znečistenie negatívne dôsledky v hospodárstve príslušných štátov. Obrázok 14.10 Havária tankera Exxon Valdez pri pobreží Aljašky (1989), prečerpávanie ropy do náhradného plavidla Na znečisťovaní svetového oceánu sa stále viac podieľajú chlorované uhlovodíky, ktoré sú obsiahnuté v rôznych syntetických chemických látkach, napríklad v rozpúšťadlách prímesoch do farieb, pesticídoch a pod. Odhaduje sa, že asi 25% ročnej produkcie týchto látok sa dostáva do svetového oceánu a to riekami, odpadovými vodami priamo do oceánov a morí i vetrami. Tieto látky sú veľmi nebezpečné preto, že sú sú značne rezistentné, akumulujú sa v biomase, spomaľujú tiež fotosyntézu, rast a delenie buniek fytoplank- Klimageografia a hydrogeografia 135 tónu a pod. Vplyv chlorovaných uhlovodíkov sa môže negatívne prejaviť na celom potravinovom reťazci organizmov svetového oceánu. Svetový oceán je stále viac ohrozovaný aj znečisťovaním ťažkými kovmi a komunálnymi odpadmi. Z ťažkých kovov sú nebezpečné svojou toxicitou zlúčeniny ortuti, olovo a kadmium. Komunálnymi odpadmi sa do svetového oceánu dostávajú rôzne organické i anorganické látky - zlúčeniny fosforu, dusíka, detergenty, fenoly, patogénne mikroorganizmy a pod. Udáva sa, že asi 60 - 65 % organických látok má svoj pôvod od znečisťovateľov na pobreží, zvyšok prinášajú rieky. Odpadové vody obsahujú veľa výživných látok, čo spôsobuje eutrofizáciu vôd pri pobrežiach s negatívnymi dôsledkami pre živočístvo, najmä ryby. V mnohých oblastiach svetového oceánu ako na plážach, tak aj na dne okrajových a stredozemných morí sa vyskytuje množstvo pevných odpadov z dreva, skla, plastických látok a pod. Odhaduje sa, že v posledných rokoch do svetového oceánu sa dostáva 8 až 10 miliónov ton pevných odpadov, ktoré znehodnocujú príslušné časti oceánov a morí a nielen esteticky ale častokrát aj svojou toxicitou. Existuje veľmi úzka súvislosť medzi rozsahom znečistenia jednotlivých častí svetového oceánu a koncentráciou obyvateľstva, sídiel a rôznych hospodárskych aktivít na pobrežiach, ťažbou a dopravou ropy. Preto aj najväčšie znečistenie existuje pri pobrežiach ekonomicky vyspelých štátov, v stredozemných a okrajových moriach. Medzi najviac znečistené časti svetového oceánu patria napríklad Stredozemné more, Severné more, Baltské more, Americké stredomorie, severná časť Indického oceánu a ďalšie. 14.3. OCHRANA SVETOVÉHO OCEÁNU Pre zmenšenie nebezpečenstva znečisťovania svetového oceánu sa už niekoľko desaťročí vytvárajú príslušné opatrenia. Na celosvetovej alebo regionálnej úrovni sa prijali rôzne konvencie a dohovory, ktoré zahrňujú ochranu celého svetového oceánu, resp. jeho častí Problematike ochrany hydrosféry vrátane aj svetového oceánu sa venuje vyše 100 medzivládnych a nevládnych organizácií medzi ktorými je najvýznamnejšia Organizácia spojených národov a jej príslušné komisie. Prvá všeobecná konvencia na ochranu svetového oceánu pred znečistením naftou bola prijatá v roku 1954 a rôzne doplnky k nej v roku 1962, 1969, 1973 a 1978. Na 3. konferencii OSN a morskom práve (apríl 1982) sa prijala aj konvencia o ochrane svetového oceánu pred znečistením akéhokolVek pôvodu. Okrem konvencií zahrňujúcich ochranu celého svetového oceánu existuje celý rad rôznych konvencií, resp. zmlúv o ochrane jednotlivých morí alebo časti oceánov. Napríklad o ochrane Stredozemného mora (1968), Severného mora (1969), severovýchodného pobrežia Atlantického oceánu (1974), Baltického mora (1976), Čierneho a Azovského mora (1976) a ďalšie. Existuje tiež veľa konvencií a zmlúv o ochrane biologických zdrojov svetového oceánu. Napríklad v roku 1958 sa podpísala v Ženeve Konvencia o rybolove a ochrane živočístva na otvorených častiach svetového oceánu, Konvencia o ochrane živočístva Antarktídy (1980) a rad ďalších. Ochrane svetového oceánu sa venovala veľká pozornosť aj na Konferencii OSN o životnom prostredí a rozvoji v Rio de Janeiro v roku 1992. V oblasti záchrany života vo svetovom oceáne sa v súčasnosti angažuje viacero organizácií a hnutí. Najznámejšia z nich je organizácia Greenpeace. Je známa rôznymi „akciami", pri ktorých dochádza k priamej konfrontácii s loďami znečistújúcimi svetový oceán (napr. pri ukladaní odpadu na morské dno, pri čistení ropných tankerov na voľnom mori a pod. 14.4. NIEKTORÉ TERMINOLOGICKÉ A LEGISLATÍVNE OTÁZKY SÚVISIACE S MORSKÝM PRÁVOM Stále širšie možnosti využívania svetového oceánu - nerastné suroviny dna a vody oceánov a morí, biologické bohatstvo - nastoľovali postupne riešenie otázok do akej vzdialenosti a miery majú právo pobrežné štáty príslušnú časť svetového oceánu využívať. Od roku 1958 sa problematika vyhraničenia pobrežných vôd riešila na troch konferenciách OSN o morskom práve. Na tretej v apríli 1982 podpísali konvenciu, ktorá okrem iného vymedzuje aj príslušné pobrežné oblasti a stanovuje možnosti ich využívania príslušnými štátmi. (Konvenciu podpísalo 130 štátov, 17 sa zdržalo a 4 boli proti jej prijatiu). 136 Podľa tejto konvencie sa rozlišujú: • pevnina: časť súše po úroveň najnižšieho stavu mora alebo oceánu počas odlivu. Keď je pobrežie horizontálne členité stanovuje sa priamková bazálna línia, pričom dĺžka jednotlivých úsekov je spravidla maximálne 24 námorných míľ. • pobrežné vody: časť oceánu alebo mora do vzdialenosti 12 námorných míľ (22,224 km) od bazálnej línie. V tejto časti svetového oceánu jeho dno, voda aj vzduch patria úplne príslušnému pobrežnému štátu. Pobrežnými vodami (používa sa aj názov výsostné vody) v období mieru môžu sa prepravovať aj vojnové lode, nemôžu však ponorky a prelietavať lietadlá. • pridružená zóna: od pobrežných vôd zasahuje do vzdialenosti ďalších 12 námorných míľ. V tejto časti príslušný štát nemá úplné suveréne právo, ale môže uskutočňovať rôzne kontroly podľa vlastných opatrení a predpisov napríklad finančných, colných a zdravotných. • výhradná hospodárska zóna: časť svetového oceánu do vzdialenosti 220 námorných míľ (370,4 km) od bazálnej línie. V tejto časti pobrežný štát má výlučné právo využívaná všetkých prírodných zdrojov na dne, pod ním vo vode, na hladine i vo vzduchu, má právo vedeckého výskumu a organizovania ochrany. Štát však garantuje optimálne využívanie prírodných zdrojov. Cudzie štáty majú právo na volnú plavbu lodí, kladenie káblov a potrubí na dne oceánu alebo mora. • voľná časť svetového oceánu: časť svetového oceánu mimo výhradnej hospodárskej zóny, ktorá je prístupná všetkým štátom. Aj v tejto časti svetového oceánu je nevyhnutné dodržiavať stanovené pravidlá v námornej doprave, ochrane životného prostredia oceánov a morí, v rybolove, ťažbe nerastných surovín z dna oceánu a pod. Napríklad ťažbu železo - mangánových konkrécií z veľkých hĺbok musí schváliť „Medzinárodný úrad pre morské dno", pretože podľa základného hesla OSN „podmorské nerastné suroviny sú spoločným dedičstvom ľudstva". Prijatím 200 míľovej výhradnej hospodárskej zóny 37 % plochy svetového oceánu pripadlo pod právne normy a výhradné využívanie pobrežných štátov. Pod kontrolu týchto štátov sa dostal najmä rybolov, pretože vyše 90 % z celkového úlovku rýb pripadá v súčasnosti práve na uvedenú zónu. Veľkú výhodu získali najmä štáty, ktoré ležia na ostrovoch, poloostrovoch, alebo súostroviach. Veľmi znevýhodnené sú štáty v zálivoch s krátkym pobrežím, príklady ilustruje tabulka 14.2. Tabulka 14.2 Plocha pevniny a svetového oceánu vo výhradnej hospodárskej zóne (200 míl) vybraných štátov Štát Plocha (v km2) Pomer pevnina/voda Pevniny Svetového oceánu Státy s dlhým pobrežím Norsko 324 000 2 025 000 1:6,3 Chile 757 000 2 288 000 1:3,0 Somálsko 637 000 989 000 1:1,6 Poloostrovné štáty Grécko 133 000 505 000 1:3,8 Kórea 98 000 348 000 1:3,6 Španielsko 771 000 1 219 000 1:1,6 Ostrovné štáty Nový Zéland 268 000 4 833 000 1:18 Japonsko 372 000 3 861 000 1:10,4 Indonézia 1 904 000 5 409 000 1:2,8 Státy na súostroví Maledivy 3 000 959 000 1:3196 Tonga 7 000 700 000 1:1000 Státy v zálivoch Thajsko 513 000 325 000 1:0,6 Fínsko 337 000 98 000 1:0,3 Státy s krátkym pobrežím Belgicko 31 000 3 000 1:0,10 Kongo 350 000 25 000 1:0,07 Iné USA 9 372 000 7 825 000 1:0,83 Prijatím uvedenej konvencie vznikli však aj viaceré problémy najmä v plošne malých zálivoch, v okrajových moriach, v stredozemných moriach, kde sa 200 mílová zóna jednotlivých pobrežných štátov môže Klimageografia a hydrogeografia 137 prekrývať a často býva príčinou rôznych konfliktných situácii. Problémy vznikajú aj v tzv. historických zálivoch, v prielivoch a pod. 14.5. VODNE HMOTY SVETOVÉHO OCEÁNU Vodné hmoty svetového oceánu sú dostatočne rozsiahle objemy vody, ktoré vznikli v príslušných fyzic-kogeografických a časových podmienkach a majú charakteristické fyzikálne, chemické a biologické vlastnosti. Vznikajú predovšetkým vo vrchných vrstvách oceánov pod vplyvom klimatických podmienok a vzájomného pôsobenia termických a dynamických procesov. Pri vytváraní vodných hmôt prvoradú úlohu má vertikálne premiešavanie, ktoré spôsobuje vytvorenie relatívne rovnorodej vodnej hmoty. Oceánske prúdy, vodné hmoty prenášajú aj do miest mimo vzniku, dochádza k ich miešaniu s vodami iného pôvodu a k transformácii najmä v periférnych oblastiach. Hranice medzi vodnými hmotami odlišných vlastností s veľkými gradientami teploty alebo slanosti sa nazývajú oceánskymi frontami. Pre členenie a charakteristiku vodných hmôt sa berie do úvahy najmä teplota, slanosť, obsah kyslíka, optické a biologické vlastnosti vody. Analogicky s atmosférou aj vo svetovom oceáne možno rozlíšiť 2 základné vrstvy: 1. povrchovú, ktorá siaha po hranicu vertikálneho premiešania vody, to je oceánska troposféra, 2. hlbinnú, relatívne rovnorodú, ktorá je oceánskou stratosférou. Vo svetovom oceáne sa vyčleňujú tieto 4 typy vodných hmôt: 1. povrchové 2. stredné - prechodné 3. hlbinné 4. dnové - pridnové Vzhľadom na zonálnosť fyzickogeografických podmienok vodné hmoty, najmä povrchové, možno rozdeliť na: • rovníkové, • tropické - južné a severné, • subpolárne a polárne, ktoré zahrňujú arktické a antarktické vody. Rovníkové povrchové vody - vyznačujú sa najvyššou teplotou, zníženou salinitou, hustotou a komplikovaným systémom cirkulácie. Tropické povrchové vody majú zvýšenú slanosť, vysokú teplotu. Subpolárne povrchové vody vyznačujú sa veľkou rôznorodosťou vlastností, ktorá je spôsobená s pestrými podmienkami ich formovania v Atlantickom a Tichom oceáne. Polárne arktické a antarktické vody sa vyznačujú nízkou teplotou (-1, 2, -1,5°C) a slanosťou (32,5 -34,6%). Vytvárajú sa severne od arktického a južne od antarktického frontu. Stredné vodné hmoty - ich vrchnou hranicou je priemerná hĺbka 300 - 500 m a spodnou 1000 - 1200 m. Mocnosť týchto hmôt je v jednotlivých oblastiach svetového oceánu rôzna väčšinou od 600 - 800 m. Najmocnejšie sú prevažne v polárnych oblastiach a v centrálnych častiach anticyklonálnych pohybov prúdov, kde prevažuje zostup vody do hĺbky. V rovníkovej zóne, kde naopak existujú výstupy vody k povrchu je mocnosť menšia. Vytváranie stredných oceánskych vodných hmôt súvisí s poklesom povrchových a výstupom hlbinných vôd. Podstatná časť subpolárnych stredných vodných hmôt sa formuje poklesom povrchových hmôt medzi antarktickými a sub antarktickými frontami. Subantarktické vodné hmoty v Atlan- tic-kom oceáne siahajú po 20°s. z. š., v Indickom oceáne po 5 až 10° j. z. š., v Tichom oceáne po rovník. Hlbinné vodné hmoty svetového oceánu sú celkove veľmi jednotvárne. Vznikajú prevažne vo vysokých geografických šírkach ako výsledok zmiešania povrchových a stredných hmôt. Hlavné oblasti ich formovania sú severozápadné časti Tichého a Atlantického oceánu a antarktické oblasti. Mocnosť týchto hmôt je priemerne 2000 - 2500 m. Maximálna mocnosť do 3000 m je v rovníkových oblastiach a v subantarktických pánvach. Dnové vodné hmoty - vznikajú poklesom a transformáciou vyššie položených vrstiev prevažne vo vysokých geografických šírkach. Ich mocnosť je priemerne 1000 - 1500 m, okrem hlbokomorských priekop kde dosahujú aj 6000 m. Rýchlosť horizontálnych a vertikálnych pohybov týchto hmôt je 5 až 10 krát menšia ako vyššie ležiacich hmotách. Vo svetovom oceáne sú najrozšírenejšie dnové antarktické vody s nízkou teplotou a relatívne vysokým obsahom kyslíka. V Atlantickom oceáne siahajú po 40° s. z. š., v Indickom oceáne po kontinentálny svah Arabského mora a po Jávu, v Tichom oceáne väčšinou po rovník miestami až po 10 - 20° s. z. š.. 138 14.6. POHYBY VODY SVETOVÉHO OCEÁNU Pohyby vody svetového oceánu rozdělujeme nasledovne: • ak sa pohyby vodných častíc uskutočňujú po uzavretých dráhach, hovoríme o vlnení vody, • ak sa voda premiestňuje vo vertikálnom alebo horizontálnom smere, hovoríme o prúdení vody, o morských prúdoch a o slapových javov. 14.6.1. Vlnenie a slapové javy Eolické vlnenie (spôsobené vetrom) je výsledkom interakcie atmosféra - hydrosféra. Medzi silou vetra a intenzitou vlnenia existuje priamy vzťah a nepravidelnosť vín rastie so silou vetra a jej premenlivosťou. Vodné častice sa pri vlnení pohybujú po dráhach blízkych kruhovým, tzv. orbitách. Orbitálny pohyb vodných častíc je vyvolaný: • nerovnomerným pohybom vzduchových častíc v čase a priestore, čím sú vytvorené krátkodobé rozdiely v tlaku na časti morskej hladiny, • turbulentným pohybom vzduchových častíc. Každú vlnu tvorí hrebeň vlny a dolina. Ďalšie parametre sú (obr. 14.11): 1. dĺžka vlny, t.j. horizontálna vzdialenosť medzi dvomi hrebeňmi, 2. výška vlny, t.j. vertikálna vzdialenosť medzi najvyšším bodom hrebeňa vlny a najnižším bodom za ním nasledujúcej doliny, 3. perióda vlny, t.j. doba medzi prechodom dvoch nasledujúcich hrebeňov vín rovnakým bodom, 4. rýchlosť vlny, t.j. podiel dĺžky vlny a jej periódy. Obrázok 14.11 Parametre vlny Podľa tvaru vín a príčin ich vzniku rozlišujeme vlny nútené a vlny volné. Nútené vlny vznikajú v oblastiach priameho pôsobenia vetra. V ich usporiadaní chýba akákoľvek pravidelnosť, čo súvisí najmä s intenzívnou turbulenciou v atmosfére. Ostré, krátke a vysoké vlny sa rýchlo vytvoria aj zanikajú a z plochých dlhých vín môže vzniknúť pri ich rezonancii aj ojedinelá a abnormálne vysoká vlna. Volné vlny vznikajú prechodom nútených vín do oblastí klúdu v atmosfére. Vlnenie sa stáva pravidelnejším lebo vysoké a krátke vlny zaniknú, rýchlejšie a väčšie dĺžkou predbehnú kratšie alebo ich pohltia. Čelo vlny sa vyrovnáva a posúva sa za hranicu vzniku voľnej vlny. Vzniká pravidelný systém vín s nižšou výškou ale väčšou dĺžkou a periódou a oblými hrebeňmi. V pobrežných oblastiach oceánov a morí nastáva skracovanie dĺžky a zvyšovanie výšky vín.V hĺbke, ktoré sa rovná polovici výšky vlny sa orbitálne krúženie vodných častíc mení na naklonenú elipsu. Hrebeň vlny sa zaostruje, preklápa a láme sa. Na plytkom morskom pobreží môže zlomenie hrebeňa prebehnúť aj niekoľkokrát, pričom vlna stráca energiu a jej výška sa zmenšuje. Miesto, kde sa hrebene vín lámu sa nazýva vlnolam. Ak vlny narážajú na pobrežie šikmo, dochádza k ich stáčaniu a prispôsobovaniu sa pobrežnej čiare. Vzniká tzv. refrakcia vín, pri ktorej sa energie vín koncentruje proti výbežkom pevniny a plytčinám (konvergencia) a v zálivoch a depresiách sa rozptyluje (divergencia). Tieto poznatky sa využívajú pri projekcii všetkých stavieb na pobreží, vrátane prístavov. Refrakcia vín je príčinou príbrežných prúdov a pohybov plážového materiálu v smere šikmého nabie-hania vín. Tieto prúdy sú často vlnami pritlačené k pobrežiu ale na niektorých miestach sa vracajú naspäť a vytvárajú spätný prúd. Takto sa vracajú naspäť aj plážové sedimenty, ktoré sa následne usadzujú a vytvá- Klimageografia a hydrogeografia 139 rajú rôzne formy - nánosy, laguny a pod. Následkom refrakcie vín v uzavretých zálivoch a zátokách vznikajú stojaté vlny (séšé). Z obr. 14.12 je možné na základe tvaru pobrežia získať predstavu o pôsobení vín. Obrázok 14.12 Popis útvarov na pobrežnej línii Obrázok 14.13 Typy pobrežia - bariérová pláž (a), fjord (b), pobrežný útes - klif (c), delta (d), atol (e), rias (f) Vlny spôsobené slapovými javmi (príliv a odliv) sú pre svoju dĺžku a periódu označované ako dlhé vlny. Zem a Mesiac pôsobia na seba navzájom gravitačnými silami. Na strane Zeme privrátenej k Mesiacu sa príťažlivosť Mesiaca nepatrne zvyšuje, na odvrátenej strane sa o niečo zmenšuje oproti odstredivej sile Zeme. Rozdiel týchto dvoch síl na miestach, kde je Mesiac na Zemou v zenite alebo v nadine, ženie morskú vodu k Mesiacu alebo od neho. Voda na zemskom povrchu dostáva tak tvar eliptického telesa a vplyvom rotácie Zeme putujú přílivové vrcholy denne okolo Zeme. Príťažlivosť Slnka sa v dôsledku jeho veľkej vzdialenosti rovná len asi 2/5 príťažlivosti menšieho ale blízkeho Mesiaca. Pri nove a splne Mesiaca, keď sú Slnko, Zem a Mesiac v jednej línii je vysoký, tzv. skočný príliv. Keď majú Mesiac, Zem a Slnko pravouhlé postavenie, t.j. v prvej a v poslednej fáze Mesiaca je nízky, tzv. hluchý príliv. Za jeden mesiac sa opakuje dvakrát skočný a dvakrát hluchý príliv. Praktické pozorovania a merania ukazujú, že na otvorenom oceáne a mori sa príliv a odliv prejavujú len veľmi málo - maximálne do výšky 2 m. Smerom k pobrežiu, vplyvom zmenšujúcej sa hĺbky sa přílivová vlna spomaľuje a narastá. Vysoké přílivové vlny sa vyskytujú najmä v úzkych a dlhých zálivoch. Svetové maximum pripadá na záliv Fundy Bay na polostrove Nové Škótsko a dosahuje až 21 m. Na obr. 14.14 je znázornené postavenie Slnka, Zeme a Mesiaca pri jednotlivých fázach, s čím súvisí aj intenzita slapových javov. Na obr. 14.15 je znázornený rozdiel vo výške hladiny na konnkrétnom mieste. 140 Obrázok 14.14 Závislosť intenzity prílivu a odlivu na fáze Mesiaca Obrázok 14.15 Reálny rozdiel medzi výškou hladiny pri prílive a odlive Samostatným typom dlhých vín sú vlny tsunami („dlhé vlny v prístave"). Pri tsunami je uvedená do pohybu celá vodná masa od hladiny až po dno, aj keď sa tvar vlny pohybuje v horizontálnom smere podobne ako tvar eolickej vlny. Dĺžka vlny dosahuje 130 až 300 km a výška na voľnom mori je len niekoľko decime-trov až meter. Pri prechode do šelfového mora sa výška vlny zväčšuje a pri pobreží už dosahuje aj niekoľko desiatok metrov (obr. 14.16). Výška vlny je závislá na tvare pobrežia, zvyšuje sa v zálivoch a ústiach riek -estuároch. Rýchlosť tsunami narastá s hĺbkou oceánu. Pri hĺbke 4000 m môže dosiahnuť aj 700 km. h-1. Obrázok 14.16 Vznik a postup tsunami Klimageografia a hydrogeografia 141 Tsunami vzniká najčastejšie v dôsledku podmorského zemetrasenia a sopečnej činnosti, menej prípadov bolo spôsobených zosuvom veľkého množstva sedimentov na pevninskom svahu alebo v pobrežnej oblasti. Kedže podmorské zemetrasenia sú najčastejšie v blízkosti hlbokomorských priekop, je nimi najviac postihnutý Tichý oceán. Tieto ničivé vlny však dokážu prejsť celým oceánom a spustošiť oblasti tisíce kilometrov od zdroja. Pri výbuchu sopky Krakatau (Krakatoa) v roku 1883, pri ktorom bol rozmetaný celý ostrov až pod morskú hladinu zasiahla ničivá tsunami vysoká 40 m pobrežie Jávy a Sumatry a doznievala v Tichom oceáne vo vzdialenosti 18 000 km. Zahynulo viac ako 36 000 obyvateľov týchto ostrovov. V blízkosti rozmetanej sopky sa krátko po výbuchu z morského dna vynorilo „dieťa Krakatau" - ostrov Anak Rakata. Zrod najmladšieho ostrova na svete - Surtsey (obr. 14.17), blízko Islandu má síce rovnaký scenár - výbuch sopky, ale dôsledky v podobe vlny tsunami sa neprejavili. Obrázok 14.17 Najmladší ostrov na svete - Surtsey. „Zrodil sa" v novembri 1963 pri pobreží Islandu ako dôsledok podmorskej erupcie sopky. Aj keď sú príčiny vzniku tsunami známe, podmienky ich vývoja a postupu ostávajú nejasné. Nevznikajú totiž pri každom zemetrasení, či podmorskej erupcii sopky a výška vín je premenlivá ako v priestore tak aj v čase. V priemere len jedno podmorské zemetrasenie z dvadsiatich „dokáže vyrobiť" vlnu tsunami. Každá tsunami, ktorá dosiahne pobrežie má katastrofálne následky. Bol preto vytvorený varovný systém, ktorý vyhodnocuje záznamy podmorských zemetrasení a zaznamenáva zmeny hladiny svetového oceánu v miestach výskytu zemetrasenia. Viaceré miesta v Tichomoří, ktoré už boli postihnuté tsunami investovali do dômyselného systému hrádzí a ochranných priestorov, ktoré v kombinácií s včasným varovným systémom dávajú šancu na prežitie. 14.6.2. Oceánske a morské prúdy ich vznik, rozdelenie a význam Oceánske a morské prúdy podmieňujú prenos veľkého množstva vody v horizontálnom a vertikálnom smere. Vznikajú pod vplyvom rôznych síl. Medzi základné patria: • pravidelné a stále vetry, ktoré podmieňujú tzv. nútené, alebo driftové prúdy • rozdielne fyzikálne a chemické vlastnosti vody, najmä rozdiely v teplote a slanosti - hustotné prúdy • zotrvačnosť větrových prúdov - voľné prúdy • príťažlivá sila Mesiaca a Slnka - prílivo-odlivové prúdy • rozdiely v úrovni hladiny oceánskej, resp. morskej vody - odborné prúdy Na oceánske prúdy, najmä ich smer významne vplývajú aj sily, ktoré nepodmieňujú ich vznik, napríklad Coriolisova sila, odstredivá sila zemskej rotácie, trenie vody o dno, pobrežia pevnín, vnútorné trenie vody, rozdelenie pevnín a oceánov, reliéf dna a ďalšie . Oceánske prúdy sa rozdelújú aj podľa ďalších kritérii. Napríklad: • podľa stálosti sa vyčleňujú: o stále prúdy, ktoré si v priemere zachovávajú smer i rýchlosť počas dlhého obdobia (Golfský prúd, Kuro-šio, pasátové prúdy), o perodické prúdy ktoré sezónne, alebo v určitom časovom období menia smer (monzunové prúdy, prílivovoodlivové prúdy), 142 o nestále, náhodné prúdy, ktoré vznikajú pod vplyvom nepravidelne sa vyskytujúcich silných vetrov, náhlej zmeny teplota vzduchu a pod. • podľa výskytu možno rozlišovať prúdy: o povrchové, o hlbinné, o pridnové, o pobrežné. • podľa fyzikálno-chemických vlastností prúdy teplé a studené, výstupné a zostupné prúdy • podľa vlastností pohybu prúdy: o priame, o cyklonálne, o anticyklonálně. 14.6.1. Význam oceánskych a morských prúdov 1. Cirkulácia vody vo Svetovom oceáne podmieňuje výmenu látok, mechanickej a tepelnej energie medzi oceánmi, moriami a atmosférou, medzi povrchovými a hlbinnými, tropickými a polárnymi oceánskymi vodami, premiešovanie vrchných vrstiev oceánskej a morskej vody. 2. Oceánske prúdy narušujú šírkovú zonálnosť v rozdelení teploty vrchných vrstiev oceánskej vody. V Atlantickom, Indickom a Tichom oceáne povrchové prúdy spôsobujú kladnú teplotnú anomáliu v západných častiach oceánov, ktorá súvisí s prenosom teplých vôd od rovníka do vyšších geografických šírok na južnej i severnej pologuli a zápornú anomáliu prínosom studených vôd z vyšších geografických šírok k rovníku vo východných častiach oceánov. Záporné teplotné anomálie sú zvýraznené výstupom studenných hlbinných vôd pri západných pobrežiach pevnín. Tento výstup je podmienený odtokom vrchných vrstiev vody pod vplyvom pasátov. 3. Oceánske a morské prúdy výrazne ovplyvňujú aj priestorové rozdelenie slanosti, obsahu kyslíka, biogénnych látok, farby priezračnosti a ďalších látok vo svetovom oceáne, čo má velký význam pre biologické pomery a tým aj rastlinný a živočíšny svet. Časová a priestorová zmena prúdov významne vplýva na biologickú produktívnosť oceánov a morí. 4. Oceánske prúdy majú veľký vplyv na podnebie Zeme. Napríklad v tropických oblastiach, kde prevláda východný prenos vody (severné a južné rovníkové prúdy) na západných pobrežiach oceánov býva vysoká vlhkosť vzduchu, oblačnosť a zrážky. Na východných pobrežiach oceánov, kde vejú vetry z pevniny je relatívne suché podnebie. Oceánske prúdy vplývajú tiež na rozdelenie tlaku a cirkuláciu atmosféry. Nad osami teplých prúdov pohybujú sa série cyklón, ktoré vplývajú na počasie pobrežných oblastí susedných pevnín. Nad teplými prúdami, ktoré zasahujú do vysokých geografických šírok vzniká výrazná cyklonálna cirkulácia, ktorá podmieňuje bohatú zrážkovú činnosť. Naproti tomu nad studenými prúdami sa vytvára vysoký tlak v dôsledku čoho je tu málo zrážok. Zvlášť výrazný je vplyv teplých oceánskych prúdov na podnebie, keď zasahujú ďaleko do miernych a polárnych geografických šírok. Je dobre známy vplyv Severoatlantického prúdu a jeho častí na podnebie Európy. Známy je tiež vplyv studených morských prúdov na podnebie a počasie susedných pevnín - vplyv Peruánsko-čilského, resp. Humboldtovho prúdu na podnebie Čílskeho pobrežia (púšť Atacama) Benguel-ského prúdu na pobrežie Afriky (púšť Namíb), západoaustrálskeho prúdu na podnebie západnej časti Austrálie a pod. 14.7 HYDROLOGICKÉ RAJONY SVETOVÉHO OCEÁNU Je možné vyčleniť určité oblasti s približne rovnakými vlastnosťami, podobne ako aj na súši, i keď hranice medzi nimi sú oveľa menej výrazné, čo spôsobuje pohyblivosť morskej vody najmä oceánske prúdy. Viacerí autori na základe rôznych kritérií rozčlenili svetový oceán na fyzickogeografické, resp. hydro-geografické oblasti: • G. Schotta (Geographie des Indischen und Sühlen Ozeans, Hamburg 1935, Geographie des Atlantischen Ozeans, Hamburg 1942), • G. Wüst (Die Grenzen der Ozeane, Berlin 1939), • N. V. Stepanov (General Classification of the water masses of the world ocean, their formation and transport. Oceánology 9, Leningrad). Klimageografia a hydrogeografia 143 • G. Dietrich, ktorý vo svojej učebnici „Allgemeine Meereskuude eine Einführung in die Ozeaon-graphie", Berlin 1957, použil povrchové prúdy, ktoré výrazne ovplyvňujú hydrologické, klimatické, fyzikálne, chemické a biologické pomery vo svetovom oceáne. Pre polárne oblasti a šelfové moria použil iné kritéria, pretože ich hydrologické pomery sa viac formujú pod vplyvom iných činiteľov. Tabulka 14.3 Hydrologické rajóny svetového oceánu Rajóny pasátových prúdov Východné podrajóny pasátových prúdov Centrálne podrajóny pasátových prúdov Západné podrajóny pasátových prúdov Rajóny rovníkových protiprúdov Rajóny monzunových prúdov Tropický podrajón monzunových prúdov Mimotropický podrajón monzunových pudov Rajóny povrchových prúdov subtropických oblastí Rajóny volných prúdov Rajóny prúdov západných vetrov Polárne rajóny Vnútorné polárne subrajóny Vonkajšie polárne subrajóny Rajóny šelfových morí 14.7.1. Rajóny pasátových prúdov Vyznačujú sa tým, že počas roku prevládajú západné prúdy (pohyb vody od východu na západ). V tomto rajóne prevažujú pasátové vetry. V Atlantickom a v Tichom oceáne sú dva takéto rajóny, na severenej a južnej pologuli, v Indickom oceáne jeden na južnej pologuli. Rajóny sa rozdeľujú na tri podrajóny: východný, cetrálny a západný. Obrázok 14.7 Rajóny pasátových prúdov vo svetovom oceáne - východný (1), centrálny (2), západný (3) 14.7.1.1. Východný podrajón pasátových prúdov • Prevládajúci smer povrchových prúdov je k rovníku (Kanársky, Benguelský, Kalifornský, Humboltov, Západoaustrálsky). Ide o prúdy, ktoré pritekajú z vysokých geografických šírok do nízkych k rovníku, preto je ich voda relatívne chladnejšia (studené prúdy). • Teplotná anomália sa zväčšuje v tých miestach, kde v dôsledku pasátov dochádza k cirkulácii od pevniny a k výstupu vody z väčších hĺbok na miesto odtečenej vrchnej vrstvy. Tieto miesta sú známe aj pod názvom zóny výstupu hlbinných vôd (Upuvelling areas). • Vystupujúca voda pochádza z hĺbky 100 - 300 m (rýchlosť pohybu pri výstupe je veľmi malá, cca 80 m za mesiac). 144 • Vystupujúca hlbinná voda obsahuje veľa výživných látok, čo podmieňuje rozvoj planktónu a následkom toho aj bohatý rozvoj vyšších živočíšnych foriem. Tieto oblasti patria medzi najvýznamnejšie rybolovné miesta a na pobrežiach sa tu sústreďujú velké kŕdle vtákov. Bohatstvo planktónu vplýva na farbu a prie-zračnosť vody. Nevyskytujú sa tu koraly. • Zvláštnosti východného podrajónu v jednotlivých oceánoch sa prejavujú aj vo vzťahu k atmosfére a tým aj podnebiu na príslušných častiach oceánov a pevnín. Teplota povrchových oceánskych vôd je nižšia ako teplota vzduchu, zvlášť v blízkosti pobreží. Spôsobuje to výskyt častých hmiel. Pasátové vetry v miestach ich vzniku sú celkove suché. Pri prúdení pozdĺž pobrežia k rovníku sa zohrievajú čím sa obsah vodných pár ešte znižuje. Preto tieto podrajóny majú málo zrážok a patria medzi najsuchšie na Zemi. Na pobrežiach vznikli známe púšte (Namib, Atakama, Západoaustrálska púšť). 14.7.1.2. Centrálny podrajón pasátových prúdov • Prevládajú v ňom prúdy západného smeru, juhorovníkové, severovníkové. • Podrajóny sú oveľa jednotvárnejšie ako predchádzajúce. Je tu celkove málo zrážok a vysoký výpar, čo podmieňuje vysokú slanosť povrchových vrstiev vody. Malé zmeny teploty počas roka neumožňujú výraznejšiu vertikálnu výmenu vody. • Podrajóny sú chudobnejšie na planktón i vyššie živočíšne formy. • Oceán aj atmosféra sú tu značne jednotvárne. Podnebie je tu mimoriadne priaznivé pre človeka. Voda má sýto modrú farbu. V týchto podrajónoch však vznikajú tropické uragány. 14.7.1.3. Západný podrajón pasátových prúdov • Prevládajú v ňom prúdy smerujúce na sever, resp. na juh od rovníka. Vyznačujú sa vysokou teplotou vody, ktoré spolu s vysokým výparom podmieňuje nestálost nízkych vrstiev atmosféry, čo sa okrem iného prejavuje v bohatstve zrážok a bujnej tropickej vegetácií na pobreží, napríklad na pobreží Brazílie. Ako príklad vzťahu medzi oceánom a atmosférou môžeme uviesť aj rozdiely medzi podrajónom 14.6.1.1 a 14.6.1.3, kde približne v rovnakých geografických šírkach na pobreží Afriky je púšť Namíb, resp. Atakama na pobreží Južnej Ameriky, na pobreží Brazílie, resp. pobrežiach Polynézie rastie tropická vegetácia. 14.7.2. Rajóny rovníkových protiprúdov • Sú to oblasti v Atlantickom, Tichom a Indickom oceáne, v ktorých sa po celý rok alebo sezónne vyskytujú povrchové prúdy pohybujúce sa od západu na východ medzi severo a juhorovnŕkovými prúdmi. Obrázok 14.8 Rajóny rovníkových protiprúdov • Tieto prúdy vyrovnávajú odnos vody pasátovými prúdmi vo východných častiach oceánov, preto sa na-zývajajú vyrovnávajúce, resp. kompenzačné prúdy. Klimageografia a hydrogeografia 145 • Patria medzi najvýraznejšie v oceánoch. V Atlantickom a Tichom oceáne rovníkové protiprúdy po celý rok sú severne od rovníka. Rýchlosť týchto prúdov dosahuje 50 až 150 cm.s-1, čo patrí medzi najvyššie hodnoty na otvorených častiach oceánov. • Rovníkový protiprúd je najvýraznejší v Tichom oceáne, kde dosahuje šírku až 500 km a dĺžku 15 000 km. • V Indickom oceáne rovníkový protiprúd ako samostatný prúd sa vyskytuje len v zime a na rozdiel od susedných oceánov je na južnej pologuli. V lete počas juhozápadného monzúnu sa premiestňuje na severnú pologulu a splýva s juhozápadným monzunovým prúdom. • Na severnej i južnej strane týchto prúdov dochádza k výstupu hlbinných vôd na povrch, sú to tzv. zóny divergencie. V dôsledku toho v týchto oblastiach je znížená teplota vrchných vrstiev vody. • Vystupujúca voda je chudobná na kyslík, ale bohatá na výživné látky, ktoré vo vrchných vrstvách, kde je dostatok svetla, podmieňujú bohatý rozvoj planktómu. Preto sú tu aj významné a veľmi perspektívne rybolovné oblasti. 14.7.3. Rajóny monzunových prúdov Pravidelná zmena monzunových vetrov podmieňuje aj zmenu smeru povrchových prúdov v príslušných oblastiach svetového oceánu. Táto zmena sa prejavuje aj vo fyzikálnych a chemických vlastnostiach oceánskej vody jednotlivých prúdov. Vzhľadom na rôzny vplyv monzúnov v tropických a mimotropických oblastiach vyčleňujú sa 2 podrajóny monzunových prúdov: tropický a mimotropický. 14.7.3.1. Tropický subrajón monzunových prúdov • Vyskytuje sa prevažne v Indickom oceáne. • V zimnom období (november - apríl) monzún nad Indickým oceánom sa prejavuje ako SV vietor, v oblasti indických morí ako severný vietor a vo východoázijských okrajových moriach Tichého oceánu ako severozápadný, resp. severný vietor. • V tomto období v severnej časti oceánu sú podobné pomery ako v rajóne pasátových prúdov Tichého a Atlantického oceánu. Povrchový prúd sa pohybuje na západ k pobrežiu Afriky, jeho voda sa postupne stáva slanšou - pretože sa zmenšuje množstvo zrážok. • Od mája do septembra pôsobí letný monzún - v severnej časti Indického oceánu sa prejavuje ako JZ vietor, vo východoázijských moriach ako južný, resp. JV vietor. • Zmena smeru povrchových prúdov podmieňuje zmenu slanosti vody počas roku, najmä v Bengálskom zálive a Andamanskom mori, a to až o 1 - 3 %o čo sa odráža aj v rastlinstve a živočístve týchto morí. 14.7.3.2. Mimotropický subrajón monzunových prúdov • Vyčleňuje sa od Formózskeho prielivu v Tichom oceáne, a to na základe výraznej zmeny teploty vody v dôsledku monzúnovej cirkulácie. Obrázok 14.9 Rajóny monzunových prúdov 146 • Ročné výkyvy teploty vody povrchových vrstiev dosahujú vyše 10 °C, v niektorých oblastiach vyše 15 °C a v severných častiach subrajónu až vyše 20 °C. Ročná amplitúda 20 °C sa nikde inde v oceáne nevyskytuje. • Monzunová cirkulácia spôsobuje, že v Japonskom, Ochotskom i Beringovom mori v zime klesá teplota až na záporné hodnoty - moria zamŕzajú. • Napríklad voda v prístave Vladivostok, ktorý je na geografickej šírke Florencie, v zime tiež zamŕza. Na jar a v lete, v oblasti letného monzunu vznikajú časté a husté hmly. 14.7.4. Rajóny subtropických oblastí • Ide o prechodné oblasti medzi rajónami pasátových prúdov západných driftových prúdov. • Pasátové a západné prúdy obtekajú tieto rajóny v anticyklonálnom smere, čo podmieňuje nahromadenie ľahšej vrchnej vrstvy vody v centrálnych častiach rajónov. Vytvára sa tu mocná vrstva vody so zvýšenou slanosťou a teplotou. • V žiadnom inom rajóne svetového oceánu nie je taká vysoká teplota a slanosť v hĺbke 200-400 m ako v týchto rajónoch, ktorých je spolu päť. • Tieto rajóny sú chudobné na život. Mocná povrchová vrstva je chudobná na výživné látky v dôsledku nedostatku vertikálnej výmeny. V severných, resp. južných častiach rajónov sú zmeny teploty počas roku väčšie, preto dochádza k lepšej vertikálnej výmene a v dôsledku nej do vrchných vrstiev vody sa dostávajú výživné látky. Tieto časti rajónov sú na život bohatšie ako centrálne. • Nedostatok planktónu vo vode týchto rajónov, najmä v častiach, ktoré sú bližšie k rovníku spôsobuje, ža ich voda je veľmi čistá a priezračná s výraznou kobaltovo - modrou farbou. V týchto rajónoch, najmä v oblastiach orientovaných k rovníku sú mimoriadne priaznivé klimatické podmienky. • V častiach orientovaných k polárnym oblastiam sú takéto podmienky len v lete. V zime sa tu prejavuje vplyv západných vetrov, ktoré podmieňujú veľkú oblačnosť a zrážky. 14.7.5. Rajóny voľných prúdov • Ide o odtokové prúdy, ktoré vznikajú v dôsledku nahromadenia vody pasátovými vetrami v západných častiach oceánov. • K nim sa zaradujú Golfský prúd, Kuro-šio, Brazílsky prúd, Východoaustrálsky a Mozambický prúd. Sú to prúdy s relatívne veľkými rýchlosťami. Najznámejšie a najvýraznejšie medzi nimi sú Golfský prúd v Atlantickom a Kuro-šio v Tichom oceáne. Ide o teplé prúdy, ktoré majú velký vplyv na hydrologické a klimatické pomery nielen v samotných oceánoch, ale aj v susedných pevninách. Obrázok 14.10 Rajóny subtropických oblastí Klimageografia a hydrogeografia 147 14.7.6. Rajóny prúdov západných vetrov • Na severnej pologuli sa sem zaraďujú Severoatlantický prúd v Atlantickom oceáne a Severopacifický prúd v Tichom oceáne. Na južnej pologuli je to Prúd západných vetrov (Západný príhon). • Cirkulácia vzduchu nad týmito prúdmi sa vyznačuje veľkou premenlivosťou. Často sa tu vytvárajú cy-klonálne situácie, najmä v zime, ktoré podmieňujú vznik búrok. Na južnej pologuli je to najmä medzi 40 a 50° južnej geografickej šírky, na severnej medzi 40 - 45° severnej geografickej šírky. Tieto oblasti sa preto nazývajú ako „revúce štyridsiatky". • Spadne tu veľa zrážok, zvlášť v jesenných a zimných mesiacoch. Zrážky značne prevyšujú výpar, preto aj slanosť vrchných vrstiev vody je nižšia ako v susedných oblastiach smerom k rovníku. Obrázok 14.12 Rajóny prúdov západných vetrov • Vo vnútri rajónov západných vetrov prebieha polárny front. Na južnej pologuli je to v oblasti najsilnejších západných vetrov. • V oblasti polárneho frontu dochádza ku konvergencii povrchových vôd. Stretávajú sa tu menej slané ale studené vody s teplejšími. Studené ťažšie vody klesajú do hĺbok, ktoré obohacujú kyslík. Hranica medzi teplejšími a chladnejšími vodami v zóne konvergencie je okrem iného aj hranicou vody, ktorá je bohatá na silikáty. • Na oceánskom dne je zároveň hranicou výskytu diatomových ílov, ktoré sú tvorené z kremitých schránok rozsievok - Diatomacae. 148 • Na severnej pologuli nie sú také výrazné zóny konvergencie oceánskych vôd. Aj tu však dochádza k premiešavaniu vody výstupnými a zostupnými prúdmi, najmä v zime, kedy sa znižuje teplota vrchných vrstiev vody. Ťažšia chladnejšia voda klesá do hĺbky a na jej miesto vystupuje teplejšia a na výživné látky bohatšia voda. • Takéto premiešavanie existuje napríklad na New Fondladských plytšinách, v hraničnej zóne medzi Labradorským a Golfským prúdom a v Tichom oceáne medzi teplým prúdom Kuro-šio a studeným Kuril-ským. Výstupné prúdy prinášajú k povrchu veľa výživných látok, ktoré podmieňujú bohatý rozvoj planktónu a tým aj vyšších živočíšnych druhov. Preto aj uvedené miesta, podobne ako aj plytšiny západne od Grónska, okolo Islandu, Faerských ostrovov i ďalšie, patria k najvýznamnejším rybolovným oblastiam vo svetovom oceáne. 14.7.7. Polárne rajóny 14.7.7.1. Vnútorné polárne rajóny • Povrch týchto rajónov ako na severnej, tak aj južnej pologuli je pokrytý ľadom po celý rok. • Na severnej pologuli patrí sem prevažne časť Severného ľadového oceánu a severoamerických morí. • Na južnej pologuli relatívne úzka časť okolo antarktického šelfového ľadovca. • Rozdiel medzi obidvomi rajónmi je aj v tom, že v severnom vnútornom rajóne prevláda tabuľový ľad, v južnom je veľa ľadových vrchov - eisbergov prevažne zo šelfového ľadovca. • V dôsledku ochladenia vody a zvýšenia slanosti pri jej zamŕzaní sa zvyšuje hustota vody pod ľadovco-vou pokrývkou, čo podmieňuje vertikálnu cirkuláciu vody, ktorá na niektorých miestach dosahuje až dno. Obrázok 14.13 Polárne rajóny 14.7.7.2. Vonkajšie polárne rajóny • Ide o oblasti okolo vnútorného polárneho rajónu na obidvoch pologuliach, ktoré sú pravidelne pokryté ľadom v zime príslušnej pologule. • Hranicu týchto rajónov výrazne ovplyvňujú povrchové prúdy. • Napríklad v Atlantickom oceáne studené prúdy Labradorský a Východogrónsky prinášajú polárny tabuľový ľad i ľadové vrchy až na 46° južnej geografickej šírky ku New-Foundladským plytčinám. • Opačne teplý Severoatlantický prúd spôsobuje, že časti Nórskeho a Grónskeho mora až po 79° severnej geografickej šírky sú bez ľadu po celý rok. 14.7.8. Rajóny šelfových morí Zaraďujú sa sem moria s hĺbkou prevažne 0 - 200 m. Tieto zaberajú asi 7,8 % povrchu svetového oceánu, ale len 0,2 % jeho objemu. Na fyzikálne a chemické i biologické vlastnosti vody tohto rajónu, dynamiku morskej vody vplývajú ako susediace časti príslušného oceánu, tak aj pevniny. Klimageografia a hydrogeografia 149 Cvičenia, príklady a ich riešenie Cvičenia 1. Na topografickej mape vyznačte hranicu povodia s povrchovým odtokom. Ako sa bude táto čiara volať? 2. Na priložených náčrtoch riečnej siete označte rády jednotlivých tokov. Použite číslovanie rádu tokov podľa Strahlera a potom podľa Hortona. Príklad Na vodnom toku sú 2 miesta označené A a B. Bod A má admorskú výšku 724 m n.m. a bod B 638 m n.m. Vzdialenosť týchto bodov po vodnom toku na mape mierky 1:10 000 je 16,6 cm. Aký je priemerný sklon úseku toku medzi bodmi A a B? (§) Riešenie Rozdiel nadmorskej výšky FP a Hi = 724 - 638 = 86 metrov Ak má mapa mierku 1:10 000, 1 cm na mape je 100 metrov v skutočnosti, t.j. 16,6 cm = 1660 m, t.j. 1,66 km. Sklon úseku toku vypočítame podľa vzorca 7.4 nasledovne: Priemerný sklon úseku toku medzi bodmi A a B je 5,2 %. 150 ^ Prildad Vypočítajte hodnotu priemerného ročného úhrnu zrážok pre povodie na priloženej mape. Mierka mapy je 1:10 000. Hodnoty izohyet sú uvedené v mm. vš^/ Riešenie Zostrojeniu mapy izohyet predchádzala interpolácia hodnôt medzi bodovými hodnotami - miestami, v ktorých sa nachádzajú zrážkomerné stanice. Výsledkom je uvedená mapa izohyet. Na vyriešenie tohto príkladu použijeme vážený aritmetický priemer, konkrétne vzorec: PRÚZ = šgp- kde Hi jednoduchý aritmetický priemer 2 po sebe idúcich hodnôt izohyet (napr. 525+550 = 537,5) a Fj je plocha ohraničená týmito izohyetami. Matemický zápis celého výpočtu by vyzeral nasledovne: Hl+H2 c- H2+H3 c- Hn-1+H' PRÚZ = — ■F1+^T^.F2+...+^— .F„ Fi+F2+...+F„ Príklad Aký bude okamžitý odtok (pri nulovej dobe koncentrácie) pre povodie s plochou 40 km2, ktoré bude zasiahnuté zrážkou s dobou trvania 1 hodina a intenzitou 60 mm.hod? iďJ Riešenie Pre výpočet použijeme vzťah 8.2, pričom použijeme qz = 16,67i, ďalej si prevedieme 60 mm za hodinu na intenzitu, t.j. intenzita je 1 mm za min. Výpočet bude vyzerať nasledovne: 16,67 x 1 mm.min = 16,67 m3.s4.kmJ x 40 km2= 666,8 m3.s1 (km2 sa vykrátili) Príklad Aká je potenciálna zásoba vody pre vodnú nádrž Liptovská Mara na konci apríla? Priemerná výška snehovej pokrývky je v Tatrách a Západných Tatrách 36 cm, vodná hodnota zodpovedá firnu, t.j. 0,8 a plocha pokrytá snehom je 418 km2. V Nízkych Tatrách je priemerne 29 cm snehu, jeho vodná hodnota je 0,7 a plocha pokrytá snehom je 148 km2. Meteorológovia hlásia výrazné oteplenie. S akým objemom vody by mohli počítať vodohospodári? v^/ Riešenie Tatry + Západné Tatry = 360 mm x 0,8 x 418 000 000 m2 = 120 384 000 m3 vody Nízke Tatry = 290 mm x 0,7 x 148 000 000 m2 = 30 044 000 m3 vody Spolu = 150 428 000 m3 vody. Klimageografia a hydrogeografia 151 Liptovská Mara má celkový objem 360 000 000 m3 vody, t.j. na zachytenie vypočítaného objemu by musela byť vyprázdnená na cca 60%. Cvičenie 1. Zistite si nadmorskú výšku miesta Vášho bydliska a pomocou vzorcov 8.5 až 8.10, resp. 8.11 vypočítajte, aký by mal byť priemerný ročný úhrn zrážok. Ak je to možné, porovnajte si výpočet s nameranou hodnotou. 2. Dážď trval od 7.30 do 9.05 hod a za celú dobu trvania napršalo 42 mm zrážok. Do ktorej kategórie podľa intenzity (tab. 8.2) by ste tento dážď zaradili? Príklad S využitím údajov v tab. 10.1 zostrojte čiaru prekročenia denných vodných stavov a určte hodnoty M-denných vodných stavov. (§) Riešenie Pre riešenie príkladu použijeme 2 stíce tab. 10.1 a to dolné hranice intervalov a kumulatívnu početnosť. Po prevedení údajov do počítačového programu MS Excel si pripravíme podklady na konštrukciu grafu, t.j. čiary (empirickej) prekročenia. Po skonštruovaní grafu vyznačíme hodnoty M-denných vodných stavov, pričom M je počet dní, napr. 30, 60, 90,270 a pod. Cvičenia 1. Zistite mieru nevyrovnanosti ročného rozloženie odtoku: - metódou sezónneho podielu na celoročnom odtoku - použitím koeficientu nevyrovnanosti Kr (vzorec 11.1) 2. Zostrojte čiaru prekročenia denných teplôt vody vybraného toku a zistite počet dní s vhodnými podmienkami na rekreačné využitie toku (kritérium tt > 20 °C) 3. Aký je v Bratislave prietok splavenín (G) pri priemernej hodnote prietoku vody 2050 m3.s-1. Použite vzorec 11.8. 4. Vyberte si 10 vodných tokov z územia Slovenska, vypočítajte ich hodnotu K-ročnej vodnosti a na základe tohto kritéria toky klasifikujte. 5. Na priloženej mape farebne vyznačte teplé (červenou farbou) a studené (modrou farbou) morské prúdy. 6. Na priloženej mape vyfarbite všetky rajóny svetového oceánu. 152 Klimageografia a hydrogeografia 153 Farba Rajón Rajóny pasátových prúdov Východné podrajóny pasátových prúdov Centrálne podrajóny pasátových prúdov Západné podrajóny pasátových prúdov Rajóny rovníkových protiprúdov Rajóny monzunových prúdov Tropický podrajón monzunových prúdov Mimotropický podrajón monzunových púdov Rajóny povrchových prúdov subtropických oblastí Rajóny volných prúdov Rajóny prúdov západných vetrov Polárné rajóny Vnútorné polárné subrajóny Vonkajšie polárné subrajóny Rajóny šelfových morí 154 POUŽITA LITERATURA Atlas Slovenskej socialistickej republiky. 1980. Bratislava, SAV 1980. Atlas krajiny Slovenskej republiky. 2002. Bratislava : Ministerstvo ŽP SR; Banská Bystrica : Slovenská agentura živ. pro-str., 2002. AVERKIJEV, M.S. 1954. Meteorologie. Praha, Naše vojsko, 1954, 476 s. BAVER, L., D. 1983. Soilphysic. III. ed. New York, J.Willey and Sons 1983. BEDRNA, Z. a kol. 1989. Pôdne režimy. Bratislava, Veda 1989. BENETIN, J. 1970. Dynamika pôdnej vlahy. Bratislava, SAV 1970. BLÚTHGEN, J. : Allgemeine Klimageographie, Bd. II. W. de Gruyter and Co., Berlín, 751 s. BRAMER, H. 1982. Geographische Zonen derErde. Gotha, VEB Hermann Hack, 1982, 128 s. ČINČURA, J. a kol. 1983. Encyklopédia Zeme. Bratislava, Obzor, 1983, 717 s. DUB, O. 1947. Vodnosť slovenských riek a ich hydrologická klasifikácia podia matematickej štatistiky. Bratislava, VÚV 1947. DUB, O. 1950. Odtok slovenských riek a jeho rozdelenie v roku. Hidrológiai Kôzlôny XXX, č.3-4, 1950. DUB, O. 1951. Vodný režim Slovenska. Bratislava, Zemepisný sborník SAVU 1951. DUB, O. 1954. Všeobecná hydrológia Slovenska. Bratislava, Vydavateľstvo SAV 1954. DUB, O. 1957. Hydrológia, hydrografia, hydrometria. Bratislava, SVTL 1957. FENDEKOVÁ, M. 1988. Hydrológia pre geológov. Vysokoškolské skripta PriF UK, Bratislava, 1988. FRANKO, O., GAZDA, S., MICHALI ČEK, M. 1975. Tvorba a klasifikácia minerálnych vôd Západných Karpát, GÚDŠ Bratislava, 1975. HAVLÍČEK, V. a kol. 1986. Agrometeorologie. Praha, SPN, 1986, 264 s. HERBER, V. 1990. Statistické metody v hydrologii I. Vysokoškolské skripta, Masarykova univerzita, Brno, 1990. CHRÓMOV, S. P. 1968. Meteorológia a klimatológia. Bratislava, SAV, 1968, 456 s. KOHNKE, H. 1968. Soilphysics. New York, Mc.Graw-Hill Book Company 1968. KŘIŽ, H. 1983. Hydrologie podzemných vod. Praha, Academia 1983. KŘIŽ, V. a kol. 1988. Hydrometrie. Praha, SPN 1988. LVOVI Č, M.I. 1964. Tipy vodnovo režima rek (zemnovo šara). Fiziko-geografičeskij atlas mira, Moskva, 1964. MATULA, M., MELIORIS, L. 1982. Úvod do inžinierskej geológie a hydrogeológie. Vysokoškolské skripta PriF UK, Bratislava, 1982. MELIORIS, L., MUCHA, L, POSPÍŠIL, P. 1986. Podzemná voda - metódy jej výskumu a prieskumu. Bratislava, Alfa 1986. MUCHA, I. a kol. 1974. Metódy hydrogeologického výskumu. Vysokoškolské skripta PriF UK, Bratislava, 1974. MUNZAR, J. a kol. 1989. Malý průvodce meteorologii. Praha, Mladá fronta, 1989, 248 s. NETOPIL, R. a kol. 1984. Fyzická geografie I. Praha, SPN, 1984, 273 s. PAULIKOVÁ, E. 1983. Hydraulika podzemných vôd - cvičenia. Vysokoškolské skripta PriF UK, Bratislava, 1983. PETROVIČ, Š. a kol. 1969. Podnebí Československé socialistické republiky, Souborná studie. Praha, HMÚ, 1969, 355 s. PODZIMEK J- 1959. Fysika oblaku a srážek. Praha, ČAV, 1959, 447 s. PRISTACHOVÁ, G. 1985. Kvantitatívne geomorfologické charakteristiky povodí a riečnych sietí s prihliadnutím na možnosti ich využitia v hydrológii. Písomná práca k ašpirantskému minimu. Bratislava, VÚVH 1985. PROŠEK, P., REIN, F. 1982. Mikroklimatologie a mezní vrstva atmosféry. Praha, SPN, 1982. 237 s. SEIFERT, V. 1987. Rozumíme počasí? Praha, Artia, 1987, 191 s. SCHMIDT, M. 1980. Meteorológia pre každého. Bratislava, Alfa, 1980, 256 s. TURBEK J-, ŠKODA, P. 1989. Rozdelenie odtoku v roku na území Slovenska. Zborník prác SHMÚ, č. 29/11,1989. ZAŤKO, M. 1994. Svetový oceán, jeho význam a rozdelenie. In: Geografia, roč. 2, 1994, č. 2, s. 38-40. ZAŤKO, M. 1996. Umelé vodné nádrže. In: Geografia, roč. 4, 1996, č. 1, s. 19-21. Obrázok 3.12 Priemerný ročný úhrn zrážok v jednotlivých klimatických oblastiach sveta Obrázok 4.6 Klimatické zóny Zeme - pásmo vlhkej tropickej klímy (la), klíma saván (lb), pásmo suchej klímy - klíma stepí (2a), pásmo suchej klímy - klíma púští (2b), pásmo mierne teplej klímy (3a), pásmo mierne teplej klímy so suchým letom (3b), pásmo mierne studenej (boreálnej) klímy (4a), klíma vysokohorských oblastí miernych a nízkych zemepisných šírok (4b), pásmo polárnej (studenej) klímy (5) Obrázok 4.8 Klimatické oblasti Slovenska (Lapin a kol., 2002). Legenda: Teplá oblasť (T) - okrsky TI, T2, T3, T4, T5, T6, T7; Mierne teplá oblasť (M) - okrsky Ml, M2, M3, M4, M5, M6, M7; Chladná oblasť (C) - okrsky Cl, C2, C3. Popis jednotlivých okrskov je uvedený v tab. 4.1. Obrázok 4.9 Klimageografické typy Slovenska (Tarábek, 1980). Legenda: Nížinná klíma - teplá (Nl), prevažne teplá (N2); Kotlinová klíma - teplá (Kl), mierne teplá (K2), mierne chladná (K3), chladná (K4); Horská klíma - teplá (Hl), mierne teplá (H2), mierne chladná (H3), chladná (H4), studená (H5), veľmi studená (H7). Popis jednotlivých subtypov je uvedený v tab. 4.2. Tabulka 11.2 Odchýlky poradníc krivky prekročenia od priemeru pri Cv = 1 podľa S. Fostera a J. Rybkina Pravdepodobnosť prekročenia p (v %) 0,01 0,05 0,1 1 3 5 10 20 25 30 40 50 60 70 75 80 90 95 97 99 99,9 0,00 3,72 3,29 3,09 2,33 1,88 1,64 1,28 0,84 0,67 0,52 0,25 0,00 -0,52 -0,52 -0,67 -0,84 -1,28 -1,64 -1,88 -2,33 -3,09 0,05 3,83 3,38 3,16 2,36 1,90 1,65 1,28 0,84 0,66 0,52 0,24 -0,01 -0,26 -0,52 -0,68 -0,84 -1,28 -1,67 -1,86 -2,29 -3,02 0,10 3,94 3,46 3,23 2,40 1,92 1,67 1,29 0,84 0,66 0,51 0,24 -0,02 -0,27 -0,53 -0,68 -0,85 -1,27 -1,61 -1,84 -2,25 -2,95 0,15 4,05 3,54 3,31 2,44 1,94 1,68 1,30 0,84 0,66 0,50 0,23 -0,02 -0,28 -0,54 -0,68 -0,85 -1,26 -1,60 -1,82 -2,22 -2,88 0,20 4,16 3,62 3,38 2,47 1,96 1,70 1,30 0,83 0,65 0,50 0,22 -0,03 -0,28 -0,55 -0,69 -0,85 -1,26 -1,58 -1,79 -2,18 -2,81 0,25 4,27 3,70 3,45 2,50 1,98 1,71 1,30 0,82 0,64 0,49 0,21 -0,04 -0,29 -0,56 -0,70 -0,85 -1,25 -1,56 -1,77 -2,14 -2,74 0,30 4,38 3,79 3,52 2,54 2,00 1,72 1,31 0,82 0,64 0,48 0,20 -0,05 -0,30 -0,56 -0,70 -0,85 -1,24 -1,55 -1,75 -2,10 -2,61 0,35 4,50 3,88 3,59 2,58 2,02 1,73 1,32 0,82 0,64 0,48 0,20 -0,06 -0,30 -0,56 -0,70 -0,85 -1,24 -1,53 -1,72 -2,06 -2,60 0,40 4,61 3,96 3,66 2,61 2,04 1,75 1,32 0,82 0,63 0,47 0,19 -0,07 -0,31 -0,57 -0,71 -0,85 -1,23 -1,52 -1,70 -2,03 -2,54 0,45 4,72 4,04 3,74 2,64 2,06 1,76 1,32 0,82 0,62 0,46 0,18 -0,08 -0,32 -0,58 -0,71 -0,85 -1,22 -1,51 -1,68 -2,00 -2,47 0,50 4,83 4,12 3,81 2,68 2,08 1,77 1,32 0,81 0,62 0,46 0,18 -0,08 -0,33 -0,58 -0,71 -0,85 -1,22 -1,49 -1,66 -1,96 -2,40 0,55 4,94 4,20 3,88 2,72 2,10 1,78 1,32 0,80 0,62 0,45 0,16 -0,09 -0,34 -0,58 -0,72 -0,85 -1,21 -1,47 -1,64 -1,92 -2,32 0,60 5,05 4,29 3,96 2,75 2,12 1,80 1,33 0,80 0,61 0,44 0,16 -0,10 -0,34 -0,59 -0,72 -0,85 -1,20 -1,45 -1,61 -1,88 -2,20 0,65 5,16 4,38 4,03 2,78 2,14 1,81 1,33 0,80 0,60 0,44 0,15 -0,11 -0,35 -0,60 -0,72 -0,85 -1,19 -1,44 -1,59 -1,84 -2,20 0,70 5,28 4,46 4,10 2,82 2,15 1,82 1,33 0,78 0,59 0,43 0,14 -0,12 -0,36 -0,60 -0,72 -0,85 -1,18 -1,42 -1,57 -1,81 -2,14 0,75 5,39 4,54 4,17 2,86 2,16 1,83 1,34 0,78 0,58 0,42 0,13 -0,12 -0,36 -0,60 -0,72 -0,86 -1,18 -1,40 -1,54 -1,78 -2,08 0,80 5,50 4,63 4,24 2,89 2,18 1,84 1,34 0,78 0,58 0,41 0,12 -0,13 -0,37 -0,60 -0,73 -0,86 -1,17 -1,38 -1,52 -1,74 -2,02 0,85 5,62 4,72 4,31 2,92 2,20 1,85 1,34 0,78 0,58 0,40 0,12 -0,14 -0,38 -0,60 -0,73 -0,86 -1,16 -1,36 -1,49 -1,70 -1,96 0,90 5,73 4,80 4,38 2,96 2,22 1,86 1,34 0,77 0,57 0,40 0,11 -0,15 -0,38 -0,61 -0,73 -0,85 -1,15 -1,35 -1,47 -1,66 -1,90 0,95 5,84 4,88 4,46 2,99 2,24 1,87 1,34 0,76 0,56 0,39 0,10 -0,16 -0,38 -0,62 -0,73 -0,85 -1,14 -1,34 -1,44 -1,62 -1,84 1,00 5,96 4,97 4,53 3,02 2,25 1,88 1,34 0,76 0,55 0,38 0,09 -0,16 -0,39 -0,62 -0,73 -0,85 -1,13 -1,32 -1,42 -1,59 -1,79 1,10 6,18 5,13 4,67 3,09 2,28 1,89 1,34 0,74 0,54 0,36 0,07 -0,18 -0,41 -0,62 -0,74 -0,85 -1,10 -1,28 -1,38 -1,52 -1,68 1,20 6,41 5,30 4,81 3,15 2,31 1,91 1,34 0,73 0,52 0,35 0,05 -0,19 -0,42 -0,63 -0,74 -0,84 -1,08 -1,24 -1,33 -1,45 -1,58 1,30 6,54 5,46 4,95 3,21 2,34 1,92 1,34 0,72 0,51 0,33 0,04 -0,21 -0,43 -0,63 -0,74 -0,84 -1,06 -1,20 -1,28 -1,38 -1,48 1,40 6,87 5,63 5,09 3,27 2,37 1,94 1,34 0,71 0,49 0,31 0,02 -0,22 -0,44 -0,64 -0,73 -0,83 -1,04 -1,17 -1,23 -1,32 -1,39 1,50 7,09 5,80 5,23 3,33 2,39 1,95 1,33 0,70 0,47 0,30 0,00 -0,24 -0,45 -0,64 -0,73 -0,82 -1,02 -1,13 -1,19 -1,26 -1,31 1,60 7,31 5,96 5,37 3,39 2,42 1,96 1,33 0,68 0,46 0,28 -0,02 -0,25 -0,46 -0,64 -0,73 -0,81 -0,99 -1,10 -1,14 -1,20 -1,24 1,70 7,54 6,12 5,50 3,44 2,44 1,97 1,32 0,66 0,44 0,26 -0,03 -0,27 -0,47 -0,64 -0,72 -0,81 -0,97 -1,06 -1,10 -1,14 -1,17 1,80 7,76 6,28 5,64 3,50 2,46 1,98 1,32 0,64 0,42 0,24 -0,05 -0,28 -0,48 -0,64 -0,72 -0,80 -0,94 -1,02 -1,06 -1,09 -1,11 1,90 7,98 6,44 5,77 3,55 2,49 1,99 1,31 0,63 0,40 0,22 -0,07 -0,29 -0,48 -0,64 -0,72 -0,79 -0,92 -0,98 -1,01 -1,04 -1,05 2,00 8,21 6,60 5,91 3,60 2,51 2,00 1,30 0,61 0,39 0,20 -0,08 -0,31 -0,49 -0,64 -0,71 -0,78 -0,90 -0,95 -0,97 -0,99 -1,00 2,10 6,06 3,65 2,53 2,00 1,29 0,60 0,38 0,19 -0,10 -0,32 -0,49 -0,64 -0,70 -0,76 -0,88 -0,93 -0,93 -0,94 -0,95 2,20 6,20 3,70 2,55 2,01 1,28 0,58 0,37 0,17 -0,11 -0,33 -0,49 -0,63 -0,69 -0,75 -0,85 -0,90 -0,90 -0,90 -0,91 2,30 6,34 3,75 2,56 2,01 1,27 0,56 0,35 0,15 -0,12 -0,34 -0,49 -0,62 -0,68 -0,73 -0,82 -0,86 -0,86 -0,87 -0,87 2,40 6,47 3,79 2,57 2,01 1,25 0,54 0,33 0,13 -0,14 -0,35 -0,50 -0,62 -0,66 -0,71 -0,79 -0,82 -0,82 -0,83 -0,83 2,50 6,60 3,83 2,58 2,01 1,24 0,53 0,32 0,12 -0,15 -0,36 -0,50 -0,61 -0,65 -0,70 -0,77 -0,79 -0,79 -0,80 -0,80 2,60 6,73 3,87 2,59 2,01 1,23 0,51 0,30 0,10 -0,17 -0,37 -0,50 -0,60 -0,64 -0,68 -0,74 -0,76 -0,76 -0,77 -0,77 2,70 6,86 3,91 2,60 2,01 1,21 0,49 0,28 0,08 -0,18 -0,38 -0,50 -0,60 -0,63 -0,67 -0,72 -0,73 -0,73 -0,74 -0,74 2,80 6,99 3,95 2,61 2,02 1,20 0,47 0,27 0,06 -0,20 -0,38 -0,50 -0,59 -0,62 -0,65 -0,70 -0,71 -0,71 -0,71 -0,71 2,90 7,12 3,99 2,62 2,02 1,19 0,45 0,26 0,04 -0,21 -0,39 -0,50 -0,58 -0,61 -0,64 -0,67 -0,68 -0,68 -0,69 -0,69 3,00 7,29 4,02 2,63 2,02 1,18 0,42 0,25 0,03 -0,23 -0,40 -0,50 -0,57 -0,61 -0,62 -0,65 -0,66 -0,66 -0,67 -0,67