2. globální energetická bilance země Elektromagnetické záření - sluneční záření – elektromagnetické x korpuskulární (částicové) - elektromagnetické záření – soubor záření různých vlnových délek vycházejícího od povrchu objektu - vlnová délka L – vzdálenost od jednoho hřbetu vlny k sousednímu hřbetu; jednotka – μm (10^-6 m) nebo nm (10-9 m) Obr. 2.1/31 - Strahler, Strahler (1999) Záření a teplota - dva základní principy emise elektromagnetického záření: a) nepřímý vztah mezi vlnovou délkou záření daného tělesa a jeho teplotou (Slunce – kratší vlnové délky, Země – větší vlnové délky) b) teplejší tělesa vyzařují mnohem více než tělesa chladnější (závislost na čtvrté mocnině absolutní teploty – Stefan-Boltzmannův zákon) Sluneční záření - Slunce: jaderné reakce proton-protonového cyklu (přeměna vodíku na hélium) – povrchová teplota 6000 ˚C – výkon Slunce 2,8.10^26 W – rychlost elektromagnetického záření 300 tisíc km.s^-1 – 8 1/3 min. než dorazí na Zemi - vzdálenější planety – méně energie od Slunce; Země – 1,7.10^17 W - spektrum elektromagnetického záření: a) ultrafialové záření – 0,2-0,4 μm – pohlceno téměř úplně plyny v atmosféře – škodlivé pro živé organismy b) viditelné záření – 0,4-0,7 μm – světelná energie – barva závislá na vlnové délce (fialové, modrá, zelená, žlutá, oranžová, červená) – jen malá část pohlcována c) krátkovlnné infračervené záření – 0,7-3 μm – lidské oko není ne ně citlivé – snadno proniká atmosférou - a) + b) + c) = krátkovlnné záření d) tepelné infračervené záření – > 3 μm – vydáváno chladnějšími objekty – pociťováno jako teplo – označuje se jako dlouhovlnné záření (tepelné snímkování) Obr. 2.2/32 - Strahler, Strahler (1999) Charakteristiky slunečního záření - různá intenzita vyzařování podle vlnové délky: ultrafialové – 9 %, viditelné – 41 %, krátkovlnné infračervené – 50 % (velmi málo energie pro L > 2 μm) - intenzita slunečního záření je největší ve viditelné části spektra - solární konstanta - celková intenzita elektromagnetického záření Slunce, dopadajícího na horní hranici atmosféry na jednotkovou plochu kolmou k paprskům při střední vzdálenosti Země-Slunce: I[S] = 1367 W.m^-2 ± 0,3 % Dlouhovlnné záření Země - zemský povrch a atmosféra vyzařují méně energie o větších vlnových délkách (v porovnání se Sluncem) - intenzita vyzařování má tři maxima pro L = 5, 10 a 20 μm – vlnové délky mezi tím pohlcovány hladně vodní párou a CO[2] Globální radiační bilance - Země stále pohlcuje krátkovlnné sluneční záření a vydává dlouhovlnné záření – radiační bilance - krátkovlnné záření je zčásti odráženo zpět do meziplanetárního prostoru (též oblaky, částicemi), zčásti pohlcováno v atmosféře a na aktivním povrchu (vzestup teploty) - dlouhovlnné záření uniká do meziplanetárního prostoru (pokles teploty) - dlouhodobě je příjem krátkovlnného záření vyrovnáván výdejem dlouhovlnného záření (zářivá rovnováha) Insolace Země - sluneční záření je proměnlivé v závislosti na čase a na místě na Zemi - insolace – tok dopadající sluneční energie na exponovaný povrch pro sférickou Zemi bez atmosféry (W.m^-2) – závisí na výšce Slunce (maximální pro Slunce v zenitu) - výška Slunce závisí na zeměpisné šířce, části dne a části roku Obr. 2.5/35 - Strahler, Strahler (1999) Dráha Slunce na obloze Obr. 2.6/35 – Strahler, Strahler (1999) Denní insolace během roku - denní insolace závisí na úhlu dopadu slunečních paprsků a době expozice (tedy na zeměpisné šířce a roční době) - v pásmu mezi obratníky existují dvě maxima (na rovníku v době rovnodenností), která se od rovníku k obratníkům přibližují až splývají v jedno maximum - mezi obratníky a polárními kruhy – maximum při letním slunovratu, minimum při zimním slunovratu - mezi polárními kruhy a póly – minimum nulové postupně se rozšiřující na půl roku Obr. 2.7/36 - Strahler, Strahler (1999) Roční insolace podle zeměpisných šířek - roční insolace plynule klesá od rovníku k pólu – na pólu asi 40 % hodnoty insolace na rovníku - díky sklonu zemské osy je významná část insolace přerozdělena od rovníku k pólům a střídají se roční období Obr. 2.1/31 - Strahler, Strahler (1999) Světové šířkové zóny - rovníkový pás (10° s.š. – 10° j.š.) – intenzivní insolace během roku, dny a noci téměř stejně dlouhé - tropický pás (10-25° z.š.) – roční cyklus, velká roční insolace - subtropický pás (25-35° z.š.) - pás mírných šířek (35-55° z.š.) – velké rozdíly ve výšce Slunce a délce dnů a nocí mezi zimou a létem - subarktický (subantarktický) pás (55-60° z.š.) - arktický (antarktický) pás (60-75° z.š.) – velké rozdíly v délce dne a v insolaci - polární pás (nad 75° z.š.) – dominuje vždy téměř půl roku polární den a polární noc Obr. 2.9/37 - Strahler, Strahler (1999) Složení atmosféry - atmosféra (atmos – pára, sphaira – koule, obal) – plynný obal Země, tvořený zvláštní směsí plynů – vzduchem - hmotnost 5,157.10^18 kg - rozložení hmotnosti: 50 % do 5-6 km, 90 % do 16 km, 99 % do 30 km - hlavní plynné složky atmosféry v suchém čistém vzduchu: a) dusík – N[2] – 78,084 % (objemový podíl) – 75,51 % (hmotnostní podíl) [inertní plyn, vulkanická činnost] b) kyslík – O[2] – 20,946 % - 23,01 % [dýchání, reaktivní plyn, pohlcování záření, ozon, fotosyntéza] c) argon – Ar – 0,934 % - 1,286 % [inertní plyn, rozpad ^40K] d) stopové plyny: oxid uhličitý – CO[2] – pohlcování dlouhovlnného záření (oteplování atmosféry), spotřebováván při fotosyntéze další stopové plyny: ozon, methan, neon, krypton, xenon, vodík, oxid dusný, hélium - vlhký čistý vzduch: vodní pára – max. do 4 % objemu (průměr 2,6 %) na úkor dalších plynných komponent, pokles s výškou, pohlcování dlouhovlnného záření - atmosférické aerosoly – pevné a tekuté příměsi ve vzduchu Ozon ve stratosféře - ozon – zapáchající plyn vznikající při elektrických vývojích v atmosféře (C. F. Schönbein – 1840) Přirozená rovnováha ozonu v atmosféře - stopový plyn, tvořený 3 atomárními kyslíky (O[3]) - 90 % ve stratosféře, asi 3/4 v 15-30 km – ozonosféra - měření spektrofotometrem - Dobsonovy jednotky (DU) – celkové množství O[3] ve vertikálním sloupci o základně 1 cm^2 (100 DU odpovídá při normálním tlaku a teplotě 298K vrstva O[3] o tloušťce 1 mm) - geografické rozložení: růst koncentrací od minim v oblasti rovníku (cca 250 DU) k maximům na 60º z.š. (cca 400 DU), odtud pokles k pólům, koncentrace v Arktidě vyšší než v Antarktidě - roční chod: maximum na jaře, minimum na podzim - vznik a zánik O[3 ]– Chapmanova teorie: Vznik: a) UV-záření o L < 0,242 μm – disociace kyslíku: O[2] + hν ® 2O b) reakce atomárního a molekulárního kyslíku: O + O[2] + M ® O[3] + M Zánik: a) disociace O[3] zářením s L < 1,2 μm: O[3] + hν ® O + O[2], popř. reakce O[3 ]s atomárním kyslíkem: O[3] + O ® O[2] + O[2] b) katalytické reakce: O[3] + X ® OX + O[2] OX + O ® X + O[2] katalyzátory: radikály dusíku NO[X] (NO, NO[2]) – 70 % v 15-35 km radikály vodíku HO[X] (HO, HO[2]) – 70 % nad 50 km Ozonová díra a její příčiny - ozonová díra – drastický úbytek celkového ozonu, pozorovaný v Antarktidě v září-říjnu v porovnání s koncem 70. let - halogenované uhlovodíky: lehké uhlovodíky (zejména methan CH[4] a ethan C[2]H[6]), v nichž vodík je nahrazen a) atomy fluoru F a chloru Cl (chlorofluorouhlovodíky – CFC – též freony hydrochlorofluorouhlovodíky – HCFC) b) atomy bromu Br (bromované uhlovodíky, též halony) - vlastnosti: plyny nebo lehce těkavé kapaliny – nehořlavost, nejedovatost, chemická netečnost, domnělá ekologická nezávadnost – prudký nárůst produkce - použití: hnací plyny, chladiva, nadouvadla, čistící a odmašťovací prostředky, protipožární technika atd. - mechanismus působení na O[3]: a) průnik z troposféry do stratosféry b) vůči O[3] inertní sloučeniny Cl (chlorovodík HCl, chlornitrát ClONO[2]) c) v polární noci na částicích polárních stratosférických oblak (PSO) – aktivní formy (Cl[2], HOCl) PSO – polární vortex, teploty kolem –80 ºC d) časně zjara působením slunečního záření uvolňován aktivní Cl – katalytické reakce – zánik O[3] - pokles O[3] v Antarktidě větší než v Arktidě (nestabilní vortex, vznik PSO méně častý) Obr. Vznik ozonové díry Turbulentní a latentní tok tepla - stýkají-li se dva objekty různé teploty, předává se teplo od teplejšího k chladnějšímu vedením - neuspořádaný vertikální přenos tepla – turbulentní tok tepla (sensible heat transfer) - teplo spotřebované či uvolňované při fázových změnách vodní páry – latentní teplo - latentní tok tepla – přenos tepla od povrchu do atmosféry při výparu, uvolňování tepla na povrchu při kondenzaci nebo sublimaci Globální energetická bilance - tok energie mezi Sluncem a Zemí zahrnuje nejen záření, ale i ukládání a transport energie Ztráty záření - molekuly a částice ve vzduchu rozptylují sluneční záření všemi směry – rozptýlené záření - část záření, která je rozptýlena zpět do prostoru, se označuje jako difuzní odraz (asi 5 % přicházejícího slunečního záření) - pohlcování záření při průchodu atmosférou (asi 15 % přicházejícího záření) - pohlcování záření se může měnit výrazně podle prostředí - oblaka mohou odrážet 30-60 % přicházejícího záření a pohlcovat 5-20 %; v případě husté oblačné vrstvy může být při povrchu jen 10 % z dopadajícího záření Obr. 2.11/42 - STRAHLER, STRAHLER (1999) Albedo - albedo – percentuální podíl odraženého záření vzhledem k celkovému dopadajícímu záření - albedo určuje, jak rychle se povrch vystavený insolaci zahřívá - např. albedo sněhu 45-85 % - odráží většinu záření, zahřívá se pomalu - albedo Země měřené pomocí družic – 29-34 % Zpětné záření atmosféry - aktivní povrch vydává dlouhovlnné záření pouze do atmosféry, kde je pohlcováno CO[2] a vodní párou, ale i oblaky - atmosféra vyzařuje do meziplanetárního prostoru a také k zemskému povrchu – zpětné záření atmosféry - skleníkový efekt atmosféry – atmosféra je dobře propustná pro krátkovlnné záření, ale pohlcuje dlouhovlnné vyzařování zemského povrchu Obr. 2.12/43 - Strahler, Strahler (1999) Globální energetická bilance atmosféry a aktivního povrchu Obr. 2.13/43 – Strahler, Strahler (1999) Bilance krátkovlnného záření: - albedo systému zemský povrch - atmosféra 31 % - pohlcování v atmosféře 20 % - pohlceno zemským povrchem 49 % Bilance dlouhovlnného záření: - vyzařování zemského povrchu 114 %, z čehož 102 % pohltí atmosféra a zbytek 12 % uniká do meziplanetárního prostoru (atmosférické okno) - zpětné záření atmosféry 95 % Zemský povrch: - 49 (krátkovlnné) + 95 (dlouhovlnné) = 144 %, takže 144 (zisk) – 114 (ztráta) = zisk 30 % - tento zisk se předává do atmosféry latentním tokem tepla (23 %) a turbulentním tokem tepla (7 %), takže ztráta zemského povrchu činí celkově 114 (dlouhovlnné) + 23 + 7 = 144 % Atmosféra: - ztráta: 57 % do meziplanetárního prostoru, 95 % k zemi jako zpětné záření atmosféry, tj. 152 % - zisk: 102 (dlouhovlnné) + 20 (krátkovlnné pohlcené) + 23 (latentní tok) + 7 (turbulentní tok) = 152 % - bez skleníkového efektu by byla Země chladným neobývatelným místem Šířkový transport energie - příjem a výdej energie pro Zemi v dalším časovém intervalu je vyrovnaný, což ale nemusí platit pro konkrétní místo nebo kratší časové úseky - radiační bilance – diference mezi veškerým přijímaným a vyzařovaným zářením: a) pozitivní – příjem záření větší než výdej (např. den) b) negativní – výdej záření větší než příjem (např. noc) - mezi 40° s.š. a 40° j.š. je v ročním průměru přebytek zářivé energie (kladná radiační bilance) - ve vyšších šířkách než je 40° z.š. je negativní radiační bilance – deficit je vyrovnávám transportem energie z rovníkové a tropické zóny směrem k pólům dvěma způsoby: a) přenos tepelné energie oceánskou cirkulací b) přenos tepelné energie atmosférickou cirkulací (latentní teplo) Obr. 2.14/45 – Strahler, Strahler (1999) Antropogenní vlivy na energetickou bilanci - energetická bilance je citlivá na řadu faktorů, ovlivňujících pohlcování a výdej energie - růst CO[2] zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření v atmosféře – zesilování skleníkového efektu - růst aerosolů ve vyšších vrstvách atmosféry zvyšuje rozptyl záření a tedy snižuje přívod krátkovlnného záření k povrchu - větší obsah aerosolů v dolních vrstvách atmosféry zvyšuje pohlcování dlouhovlnného záření - lidskou činností se mění charakter aktivního povrchu (vliv na albedo, pohlcování záření a na vyzařování) Literatura: Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.2-2.3.2: s. 35-56. Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 2: The Earth’s Global Energy Balance, s. 31-47.