globální energetická bilance země
1.1 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)
1.1.1 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)
1.1.2 Sluneční záření
- Slunce: jaderné reakce proton-protonového cyklu (přeměna vodíku na hélium) – povrchová teplota 6000 ˚C – výkon Slunce 2,8.1026 W – rychlost elektromagnetického záření 300 tisíc km.s-1 – 8 1/3 min. než dorazí na Zemi
- vzdálenější planety – méně energie od Slunce; Země – 1,7.1017 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)
1.1.3 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: IS = 1367 W.m-2 ± 0,3 %
1.1.4 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 CO2
1.1.5 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)
1.2 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
1.2.1 Dráha Slunce na obloze
1.2.2 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
1.2.3 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
1.3 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
1.4 Složení atmosféry
- hmotnost 5,157.1018 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 – N2 – 78,084 % (objemový podíl) – 75,51 % (hmotnostní podíl) [inertní plyn, vulkanická činnost]
b) kyslík – O2 – 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 – CO2 – 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
1.4.1 Ozon ve stratosféře
- ozon – zapáchající plyn vznikající při elektrických vývojích v atmosféře (C. F. Schönbein – 1840)
1.4.1.1 Přirozená rovnováha ozonu v atmosféře
- stopový plyn, tvořený 3 atomárními kyslíky (O3)
- 90 % ve stratosféře, asi 3/4 v 15-30 km – ozonosféra
- měření spektrofotometrem
- Dobsonovy jednotky (DU) – celkové množství O3 ve vertikálním sloupci o základně 1 cm2 (100 DU odpovídá při normálním tlaku a teplotě 298K vrstva O3 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 O3 – Chapmanova teorie:
Vznik:
a) UV-záření o L < 0,242 μm – disociace kyslíku: O2 + hν ® 2O
b) reakce atomárního a molekulárního kyslíku: O + O2 + M ® O3 + M
Zánik:
a) disociace O3 zářením s L < 1,2 μm: O3 + hν ® O + O2, popř. reakce O3 s atomárním kyslíkem: O3 + O ® O2 + O2
b) katalytické reakce: O3 + X ® OX + O2
OX + O ® X + O2
katalyzátory: radikály dusíku NOX (NO, NO2) – 70 % v 15-35 km
radikály vodíku HOX (HO, HO2) – 70 % nad 50 km
2.4.1.2 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 CH4 a ethan C2H6), 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 O3:
a) průnik z troposféry do stratosféry
b) vůči O3 inertní sloučeniny Cl (chlorovodík HCl, chlornitrát ClONO2)
c) v polární noci na částicích polárních stratosférických oblak (PSO) – aktivní formy (Cl2, HOCl)
d) časně zjara působením slunečního záření uvolňován aktivní Cl – katalytické reakce – zánik O3
- pokles O3 v Antarktidě větší než v Arktidě (nestabilní vortex, vznik PSO méně častý)
1.5 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
1.6 Globální energetická bilance
- tok energie mezi Sluncem a Zemí zahrnuje nejen záření, ale i ukládání a transport energie
1.6.1 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
1.6.2 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 %
1.6.3 Zpětné záření atmosféry
- aktivní povrch vydává dlouhovlnné záření pouze do atmosféry, kde je pohlcováno CO2 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
1.6.4 Globální energetická bilance atmosféry a aktivního povrchu
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
1.6.5 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)
1.6.6 Antropogenní vlivy na energetickou bilanci
- energetická bilance je citlivá na řadu faktorů, ovlivňujících pohlcování a výdej energie
- růst CO2 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.