Globální změna klimatu a lesní ekosystémy I. Teoretické základy. Učební texty

Transkript

1 Globální změna klimatu a lesní ekosystémy I. Teoretické základy Učební texty Dalibor Janouš UJEP Ústí nad Labem, Centrum výzkumu globální změny AV ČR Brno,

2 Obsah Úvodem 4 1. Energie 6 Elektromagnetické vlnění Záření těles (sálání) Bilance dopadajícího elektromagnetického záření Odraz záření od povrchů Přenos tepla Tepelná výměna vedením (kondukcí) Přenos tepla prouděním Vypařování a kapalnění 2. Klimatický systém Země 13 Počasí Klima Klimatické modely 3. Atmosféra 16 Troposféra Vrstvy atmosféry nad troposférou Složení vzduchu 4. Skleníkový jev atmosféry/zesílený skleníkový jev atmosféry 25 Skleníkové plyny Radiační působení skleníkových plynů 5. Sluneční záření 34 Radiační režim lesního porostu 6. Koloběhy látek a biogeochemické cykly 39 Koloběh látek v ekosystémech Hydrologický cyklus Transpirace Biogeochemické cykly Cyklus uhlíku Cyklus kyslíku Cyklus dusíku Cyklus fosforu Cyklus síry 7. Fotosyntéza 48 Fotosyntéza u vyšších rostlin Pigmenty účastnící se fotosyntetických procesů Primární fáze fotosyntézy Sekundární fáze fotosyntézy Syntéza škrobu a sacharózy Fotosyntetický oxygenační cyklus uhlíku (PCO) C4 typ fotosyntézy Fotosyntéza jako difuzní proces Fotosyntéza její měření a interpretace 2

3 8. Respirace ekosystému 57 Glykolýza Krebsův cyklus Oxidativní fosforylace Autotrofní respirace Uhlíková bilance Tok CO 2 z půdy 9. Primární produkce Vliv oxidu uhličitého na růst rostlin 65 Primární fyziologické odezvy na působení CO 2 Sekundární nepřímé fyziologické odezvy na působení CO 2 Terciární fyziologické odezvy na působení CO 2 růstové reakce 3

4 Úvodem Na dotaz, zda věřit na změnu klimatu, odpovídám: Změna klimatu není otázkou víry, ale poznání. A tyto učební texty by měly být průvodcem k tomuto poznání, k vytvoření si vlastního kvalifikovaného pohledu na nové dění kolem sebe. Cílem není vnucovat názory, ale připomenout, že existuje několik základních přírodních zákonů, kterými jsme již od útlého školního věku byli svými učiteli trápeni, a tyto fungují, ať se nám to líbí, nebo ne. Že se vyplatí tyto vědomosti vytáhnout ze svých zasunutých šuplíků, oprášit a dát do vzájemných souvislostí. Možná pak zjistíme, že to nebyly úplné zbytečnosti, které jsme se museli kdysi dávno učit, a že když si to všechno dáme dohromady, tak je to vlastně všechno úžasné, jak to funguje. Všude kolem nás je jednoduchá fyzika fungující v běžném životě, vlastně ta dříve nenáviděná fyzika a také trochu chemie. Že ji ničím neošálíme, nepodvedeme a ani jí neutečeme. A i když je vše více či méně zahalené entropií biologie, tak stále platí, že energie zůstává zachována a mění se jen její forma. A že jednou z jejích významných forem je i život. Život na Zemi je vlastně neustálým bojem o energii, bojem primárního producenta o dopadající sluneční záření, bojem konzumenta o tuto energii ve formě potravy. A Zemi, či přírodě je úplně jedno, zda v tomto kole z tohoto pozemského ringu člověk vypadne. Planeta Země si zase půjde svojí cestou a zřejmě se tímto pohne o kus dál, vždyť každá významná katastrofa jí nakonec byla prospěšná a posunula ji v jejím vývoji. Možná si v těchto souvislostech i uvědomíme, že celá ochrana životního prostředí musí být ve své podstatě ochranou člověka samého. Že i malé jeho činy mohou mít veliké dopady na jeho prostředí, ale že při současném intenzívním využívání planety i malá změna prostředí má pro člověka obrovské důsledky. Nikoli pro Zemi, ta všude, kde bude světlo, teplo a voda, si bude dále hledat ty úspěšné formy života. Člověk významně zasahuje do systému Země. Jeho aktivity svým rozsahem i rychlostí překonávají přirozené geologické procesy, jako je např. transport hornin. Rozvojem energetiky a zemědělství ve 20. století významně zasáhl do přirozených koloběhů látek, především uhlíku, dusíku a fosforu. Důsledkem vědeckotechnického pokroku lidstva je překotný populační růst. Uvádí se, že na počátku 21. století lidé s domestikovanými zvířaty tvořili 90 % hmotnosti všech savců na Zemi. Antroposféra se rozšířila na celý zemský povrch, do atmosféry i na dno oceánů. Je možno říci, že v současnosti je planeta Země lidským systémem s fragmenty přírodních ekosystémů. Přírodní ekosystémy neustále ustupují na úkor lidských sídlišť, obdělávané půdy, pastvin a polopřírodních oblastí. Základním projevem života na Zemi je koloběh uhlíku: Koloběh uhlíku je jedinečný proces, který je neoddělitelně spjat s podnebím, koloběhem vody, s cykly minerálních živin i s produkcí biomasy, a to jak na pevninách, tak i v oceánech. Porozumění globálnímu cyklu uhlíku je zcela nenahraditelné pro porozumění historii naší planety a jejich obyvatel i pro předpovídání a případné ovlivňování společné budoucnosti lidí i Země. 4

5 Uvedený citát z práce Canadell a kol. (2004) použil prof. Nátr v předmluvě své knihy Země jako skleník Proč se bát CO 2? (Academia, 2006), kde na rozdíl od senzacechtivých článků a reportáží hledal odpovědi na aktuální otázky klimatické změny ve vědeckých výzkumech. Prof. Lubomír Nátr zasvětil svůj život rostlinné fyziologii (především fotosyntéze), kterou přednášel na Přírodovědecké fakultě univerzity Karlovy. A odtud už byl pouze krůček k tomu, aby si ve všech souvislostech uvědomoval limity zdrojů pro aktuální způsob života člověka a až do konce svého života se věnoval dopadům globální změny klimatu a trvale udržitelnému rozvoji. Byl přesvědčen, že ve vlastním zájmu bychom všichni měli hledat odpovědi příčin a možných klimatické změny, že čím více lidí bude ochotno a schopno reálně posuzovat stav naší planety, tím adekvátněji bude reagovat i celé lidstvo. Předložené učební texty nemají ambici zabývat se detaily fyzikálních zákonů, chemických reakcí a biologických procesů. Naopak, pomocí zcela základních všeobecně známých fyzikálních zákonů, chemických reakcí a biologických procesů mají pomoci pochopit fungování zázraku života na Zemi a současnou roli člověka v něm. Vážený studente, v roce 2007 NOAA definovala tzv. klimatickou gramotnost a jsem hluboce přesvědčen, že právě student Fakulty životního prostředí musí této gramotnosti dosáhnout: Klimatická gramotnost je porozumění klimatickým vlivům na člověka a společnost a vlivu člověka na klima. (Climate Literacy: The Essential Principles of Climate Sciences 2009) Klimaticky gramotný člověk: Rozumí základním principům všech aspektů klimatického systému Země, které ovlivňují stav klimatu. Umí shromažďovat informace o klimatu a počasí, a rozpozná důvěryhodnost zdroje informaci k danému tématu. Komunikuje o klimatu a klimatické změně smysluplným způsobem. Dělá vědecky podložená a zodpovědná rozhodnutí v situacích souvisejících s klimatem. Dalibor Janouš 5

6 1. Energie Energie je slovo vytvořené fyziky v polovině devatenáctého století ze slova energeia, termínu starořecké filozofie označujícího činnost, uskutečnění, skutečnost, ale i vůli, sílu či schopnost k činům. Podíváme-li se na význam slova z pohledu jednoduché fyziky běžného života, energii vnímáme všude kolem nás, a to zejména ve formě tepla a světla, jako výsledek fungování celého klimatického systému Země (hydrosféra + litosféra + kryosféra + atmosféra + biosféra). Myslím si, že nikomu neuškodí a mnohému prospěje zopakovat si poznatky o několika základních fyzikálních jevech. Elektromagnetické vlnění Elektromagnetické vlnění (záření) je kombinace příčného postupného vlnění magnetického a elektrického (elektromagnetického) pole. Lze na něj nahlížet jako na vlnu nebo proud částic. Jako vlnu jej charakterizuje rychlost šíření (vlnění se šíří ve vakuu rychlostí světla), vlnová délka a frekvence. Částicí elektromagnetického vlnění je foton. Základními charakteristikami elektromagnetického vlnění tedy jsou: 1. Vlnová délka λ, kdy vlnová délka fotonu neudává jenom jeho energii, ale je to i vlastnost fotonu, která určuje jeho chování při průchodu různým prostředím a jeho vliv na toto prostředí. Např. záření v rozsahu vlnových délek 0, m až 0, m nazýváme viditelné a člověk ho vnímá jako světlo. Člověk je schopen vnímat ještě záření vyšších vlnových délek jako teplo. Naopak nižší vlnové délky mohou být pro lidské zdraví škodlivé. c 2. Frekvence ν ( ), kde c = m s m s -1 (rychlost světla ve vakuu). 3. Energie E ν, kterou popisujeme pomocí frekvence, vlnové délky a mezi těmito veličinami hc platí E h, kde h je Planckova konstanta h = 6, J s a c označuje výše uvedenou rychlost světla ve vakuu. Při dané frekvenci je nejmenší možná hodnota elektromagnetické energie (kvantum vlnění) energie jednoho fotonu. Foton je tedy elementární dále nedělitelné množství energie pohybující se prostorem. 4. Zářivý tok, který představuje výkon přenesený nebo přijímaný ve formě záření. Jestliže zdroj má zářivou energii Q (vyjádřený jednotkou J), potom zářivý tok je = dq/dt, kde t je čas a jednotkou tohoto toku je watt. 5. Absolutní teplota T, při níž tělesa vysílají většinu svého záření na této frekvenci (v případě, že zdrojem elektromagnetického vlnění je teplo tělesa). 6

7 Roentgenové ν [1/s] λ [m] E ν [ev] T [K] Obr. 1.1: Orientační hodnoty výše uvedených charakteristik elektromagnetického vlnění Záření těles (sálání) Jedním ze zdrojů elektromagnetického vlnění je nenulová teplota tělesa, kdy dochází k tzv. tepelné emisi. Pro toto elektromagnetické záření těles se také používá pojem sálání. Množství vyzařované energie závisí na těchto faktorech: Teplota tělesa množství vyzářené energie je popsáno Planckovým vyzařovacím zákonem. o Sálání s teplotou tělesa silně roste, je úměrné její 4. mocnině. o Vlnová délka se se zvyšující teplotou zkracuje. o Těleso, které by nevyzařovalo žádné elektromagnetické záření, by mělo teplotu absolutní nuly -273,15 C. Barva povrchu nejmenší množství tepla je vyzařováno stříbřitě lesklými povrchy, největší černými. Toho se využívá například při konstrukci termosek, kde jsou povrchy stříbřitě lesklé pro minimalizaci předávání tepla sáláním, nebo na druhé straně chladičů, které jsou černé pro maximalizaci vyzářeného tepla. Při teplotách nad 1000 C je však již pro většinu materiálů rozdíl zanedbatelný a prakticky všechna tělesa chovají téměř jako absolutně černé těleso. Obsah plochy energie vyzařovaná sáláním je přímo úměrná velikosti povrchu vyzařujícího tělesa. Prostřednictvím sálání se může energie přenášet i ve vakuu, tzn. bez zprostředkování přenosu látkovým prostředím (na rozdíl od přenosu tepla vedením nebo prouděním). Teoreticky se sáláním zabývá termodynamika záření a statistická fyzika fotonového plynu. Důležitými zákony jsou zejména: Planckův vyzařovací zákon Kirchhoffův zákon tepelného vyzařování, Wienův posunovací zákon, Stefanův-Boltzmannův zákon. 7

8 Obr. 1.2 Intenzita vyzařovaní černého tělesa v závislosti na jeho teplotě. Zdroj: Bilance dopadajícího elektromagnetického záření Jak bylo uvedeno výše, tělesa energii vyzařují, ale na tělesa zároveň elektromagnetické záření o různých vlnových délkách od okolních těles dopadá, tato dopadající energie je buď tělesem pohlcena, odražena anebo tělesem prostoupí. Absorpce Absorpce záření je v širším smyslu pohlcení a zeslabení záření při jeho šíření určitým prostředím. Je to fyzikální proces, při kterém je energie fotonu pohlcena látkou, například atomem, jehož valenční elektrony přecházejí mezi dvěma úrovněmi energie. Míru absorpce vyjadřuje absorpční koeficient. Pohlcená energie je buď opět vyzářena (emise záření, obyčejně jiné vlnové délky), nebo se zvýší vnitřní tepelná energie tělesa (zvýší se teplota tělesa), hovoří se o tzv. tepelné absorpci. Selektivní absorpce Většina látek absorbuje světlo selektivně, tedy pouze některé vlnové délky, širší pásy nebo celé obory spektra. Ve výsledném spektru se tedy vyskytují pouze určité vlnové délky. Např. u viditelného spektra záření to znamená, že v důsledku absorpce se nám předměty jeví jako barevné. Například v bílém světle se předmět pohlcující modré, zelené a žluté světlo jeví jako červený. Neutrální absorpce Neutrální absorpce se v daném rozsahu spektra projevuje stejnou mírou při všech vlnových délkách. Odraz záření od povrchů Povrchy různých objektů jsou schopné různě odrážet záření. Odraz závisí na barvě a drsnosti povrchu. Z pohledu drsnosti rozlišujeme především dva mezní typy povrchů. 8

9 zrcadlový povrch umožňující zrcadlový odraz záření, kdy úhel dopadu záření je roven úhlu odrazu a žádné paprsky se nemohou šířit v jiném směru. difúzní povrch, který dopadající záření odráží rovnoměrně do všech směrů a projevuje se pak jako sekundární Lambertův zdroj zářící do všech směrů stejně intenzívně. Obr.1.3: Typy povrchů odrážejících záření (zdroj: Pro pohltivost a odrazivost má větší význam stav povrchu než barva. Nezávisle na barvě je odrazivost hladkých a leštěných povrchů mnohonásobně větší. Naproti tomu drsná černá barva pohlcuje 90 až 96% dopadající zářivé energie. U plynů záleží většinou na velikosti molekul. Pro vlnovou délku elektromagnetických vln, které vyzařují tělesa běžných teplot, je vzduch například průteplivý (prostupný pro tepelné záření), ale obsahuje-li vodní páru nebo CO 2 je jen částečně průteplivý, což má vliv na množství zachycené energie v atmosféře při skleníkovém efektu. Albedo Albedo (z latinského albus bílý) je míra odrazivosti povrchu tělesa. Jde o poměr odraženého elektromagnetického záření k množství dopadajícího záření. Vyjadřuje se obvykle procentuálně od 0 do 100 %. Teoretické černé těleso má albedo 0 % a bílé těleso má albedo 100 %. Poměr závisí na frekvenci uvažovaného záření, pokud není specifikována, bere se průměr podél spektra viditelného světla. Závisí také na úhlu dopadu záření: pokud není specifikován, uvažujeme o pravém úhlu. Přenos tepla Teplo se v konečné bilanci vždy šíří od místa s vyšší teplotou k místu s nižší teplotou. Tak je tomu i ve vzájemné bilanci tepelné výměny sáláním dvou na sebe působících těles. Vedle tepelné výměny sáláním známe i další formy přenosu tepla. Přenos tepla je tedy možné zhruba rozčlenit do tří forem: tepelná výměna sáláním (zářením, radiací), tepelná výměna vedením (kondukcí), tepelná výměna prouděním (konvekcí). Přenos tepla v reálných situacích v různých zařízeních je obvykle kombinací dvou nebo i všech tří uvedených způsobů. Vedením a prouděním se může tepelná energie šířit pouze v prostředí, které je vyplněno látkou. Příčinou šíření je neustálý pohyb částic hmoty. Vzájemným působením mezi jednotlivými částicemi (např. srážkami) dochází k předávání kinetické energie, a to tak dlouho, dokud nedojde k vyrovnání teplot. 9

10 Tepelná výměna vedením (kondukcí) Při vedení tepla částice látky v oblasti s vyšší teplotou (vyšší střední kinetickou energií částic) předávají část své pohybové energie prostřednictvím vzájemných srážek částicím v místech s nižší teplotou, tj. majícím nižší střední kinetickou energii. Při tomto procesu se částice nepřemísťují, ale kmitají kolem svých rovnovážných poloh. K přenosu dochází interakcí mezi bezprostředně sousedícími částicemi v daném tělese. Se šířením tepla prostřednictvím vedení se nejčastěji můžeme setkat v tělesech z pevných látek. Teplo se může šířit vedením také v kapalinách a plynech. Zde se však především uplatňuje přenos tepla prouděním. Rychlost vedení tepla určuje tzv. tepelnou vodivost, tepelná vodivost se vyjadřuje pomocí tzv. součinitele tepelné vodivosti. Podle tepelné vodivosti se látky dělí na: tepelné vodiče - látky s vysokou rychlostí vedení tepla a velkým součinitelem tepelné vodivosti, tepelné izolanty - látky s nízkou rychlostí vedení tepla a malým součinitelem tepelné vodivosti. Obr. 1.4: Tepelná výměna vedením Přenos tepla prouděním Šíření tepla prouděním (konvekcí) je jeden ze způsobů přenosu tepla, kdy dochází k proudění hmoty o různé teplotě. Šíření tepla prouděním tedy není možné u pevných látek, uplatňuje se pouze u tekutin (kapalin a plynů), případně u plazmatu. Pohybem hmoty dochází k vzájemnému pohybu jednotlivých částí, které mají odlišnou teplotu a tedy různou hustotu vnitřní energie, a tím se přenáší teplo. Z fyzikálního hlediska tedy neproudí teplo, ale látka s vyšší teplotou, u níž pak dochází k setkání s okolními tělesy, jež zahřívá. Proudí tedy médium, ne teplo. S přenosem tepla prouděním se setkáváme v praktickém životě velmi často. Ve srovnání s vedením tepla může být šíření tepla prouděním rychlejší. Hustota kapalin nebo plynů klesá s narůstající teplotou. V gravitačním poli tedy ohřáté vrstvy kapaliny nebo plynu stoupají, zatímco ty chladnější klesají dolů. Dochází tak ke vzniku proudění, při kterém se přemísťují celé části tekutiny i se svou vnitřní energií. Popsaný jev se využívá např. při ohřívání kapaliny zdola, ochlazování seshora, využívá se pro cirkulaci vody v ústředním topení. Má také zásadní vliv na koloběh vody v přírodě. 10

11 Obr. 1.5: Model tepelné konvekce v zemském plášti. Barvy blízké červené představují teplé oblasti, kdežto modré chladné oblasti. (zdroj: Vypařování a kapalnění Tepelná výměna nemusí být spojena pouze se změnou teploty, mění-li se skupenství (fáze) látky, potom se jedná o latentní (skryté) teplo. Přechodu od kapaliny k plynu se říká vypařování (evaporace). Aby těleso přešlo z kapalné fáze do plynné, musí spotřebovat určité množství energie, které nazýváme skupenské teplo výparné. Výparem se snižuje střední kinetická energie molekul kapaliny, a tím i teplota celého systému, dochází k ochlazování. Vzniklé páry mají ale větší energii potenciální. K výparu dochází za jakékoliv teploty, při které je dané těleso v kapalné fázi. Avšak v případě, že teplota dosáhne bodu varu, přechod do plynné fáze nastane spontánně v celém jeho objemu, to se jedná o var. Na mikroskopické úrovni se částici dodá energie, která bude větší než energie vazby, která částici drží v kapalině. Molekuly kapaliny konají tepelný pohyb. Mají-li některé molekuly na volném povrchu kapaliny takovou energii, že jsou schopny překonat síly poutající je k ostatním molekulám, pak mohou uniknout do prostoru nad kapalinou a vytvoří páru. Je-li volný povrch kapaliny ve styku se vzduchem, difunduje vzniklá pára do okolí. Některé molekuly páry se v důsledku tepelného pohybu vracejí zpět do kapaliny. A čím více je vzduch nad kapalinou parami nasycen, tím více se jich vrací zpět do kapaliny. Skupenské teplo výparné je teplo, které přijme kapalina na přeměnu v páru o téže teplotě. S rostoucí teplotou jeho hodnota klesá. Skupenské teplo varu se určuje k teplotě varu (jedná se tedy o skupenské teplo výparné při teplotě varu). Zvýšit rychlost vypařování může: zvýšení teploty kapaliny, 11

12 zvětšení obsahu volného povrchu, odstranění vzniklé páry nad kapalinou snížení tlaku par (odsáváním, foukáním). Děj opačný k vypařování, se nazývá kapalnění (kondenzace), při něm pára v důsledku zmenšování svého objemu nebo snížením teploty kapalní. Při tomto ději se uvolňuje skupenské teplo kondenzační, systém se otepluje. Měrné skupenské teplo kondenzační je rovno měrnému skupenskému teplu vypařování téže látky při stejné teplotě. Kapalnění může nastat na povrchu kapaliny, na povrchu pevné látky (např. okenní sklo) nebo ve volném prostoru (např. oblaka). Vytváření kapek, které postupně rostou, usnadňují tzv. kondenzační jádra (drobná zrnka prachu nebo elektricky nabité částice). 12

13 2. Klimatický systém Země Povrch Země tvoří: hydrosféra, kryosféra, povrch pevnin, biosféra. Uvedené čtyři složky povrchu Země plus atmosféra dohromady vytvářejí klimatický systém Země. Spolu určují, jak je využita přicházející sluneční energie, jaké jsou klimatické podmínky na tom kterém místě povrchu Země. Každá z uvedených složek klimatického systému představuje složitý termodynamický systém, ve kterém probíhá velké množství fyzikálních a chemických procesů. Mezi jednotlivými složkami klimatického systému probíhá neustále výměna hmoty i energie. Klimatický systém je tedy velmi složitý nelineární systém, ve kterém jsou probíhající procesy vzájemně propojeny složitými vazbami. O existenci globálního klimatického systému Země lze hovořit od vzniku atmosféry, což nastalo před 4,5 miliardami let. Život na Zemi (biosféra) vznikl zhruba před 3,8 mld. let. Klimatický systém je ve výrazné interakci s biosférou a vzájemně se ovlivňují. Klimatický systém v rámci historie Země nikdy nebyl, není a patrně ani nikdy nebude zcela stabilní. Vyvíjí se v čase vlivem své vlastní vnitřní dynamiky a v důsledku vnějšího působení, jako jsou vulkanické erupce, sluneční změny a antropogenní působení zahrnující změny složení atmosféry a změnu využití krajiny. Atmosféra se vyznačuje rychlými změnami a reakcemi na působící vnější síly (např. sluneční záření) i na přenosy energie a hmoty mezi svými subsystémy (např. uvolňování latentního tepla pří vypadávání srážek v atmosféře) a odezva na působící vnější síly nebo na vzájemné reakce je velmi krátká; v nejspodnějších vrstvách atmosféry jde o minuty až hodiny, ve volné atmosféře o týdny až měsíce. Procesy v oceánech mají výrazně větší setrvačnost (podle hloubky měsíce až století) a u pevninských ledovců se odezva může pohybovat až v řádu několika století. Pozitivní a negativní zpětné vazby Klimatický systém je velmi složitý nelineární systém, ve kterém jsou probíhající procesy vzájemně propojeny složitými zpětnými vazbami, které jsou dvojího typu: Pozitivní zpětné vazby, kdy změna jednoho parametru vyvolá odezvu jiného parametru, jehož změna zase zpětně působí na první parametr a to ve stejném směru. Účinek každého faktoru se tak zesiluje. Příkladem je například tání sněhu a ledu sníh je bílý a díky své barvě odráží sluneční paprsky zpět do vesmíru. Pokud část sněhu vlivem oteplení roztaje, objeví se na jeho místě zemský povrch, který je tmavší barvy, ten více slunečních paprsků pohltí a zahřívá tak více sebe i okolní vzduch. Toto oteplení vede k roztátí dalšího sněhu a to zase k dalšímu oteplení povrchu a tak dále. Negativní zpětné vazby, fungující opačným způsobem. Změna jednoho parametru vyvolá změnu jiného, který zpětně zase působí na první, avšak opačným, tedy utlumujícím směrem. 13

14 Příkladem z podobného soudku je zalednění oceánu. Pokud dojde k oteplení, část ledu roztaje. Tím dojde k naředění slané oceánské vody a tato méně slaná voda pak zamrzá i při menším mrazu, takže se ledová pokrývka zase může snadněji obnovit. Pozitivní vazby se podílejí na proměnách klimatu, nestabilitě systému, negativní ho stabilizují. I nepatrný zásah do systému může proto vyvolat řetězovou reakci a přerůst do daleko větších rozměrů. Počasí Výsledkem působení všech složek klimatického systému a aktuálního příkonu sluneční energie na daném místě označujeme jako počasí. Definujeme jej jako konkrétní okamžitý stav atmosféry v daném místě a čase, charakterizovaný např. hodnotou teploty, atmosférického tlak, vlhkosti vzduchu či intenzity srážek. Počasí se mění se z hodiny na hodinu, ze dne na den, sezónu od sezóny, rok od roku. Počasí lze relativně úspěšně předpovídat jen na několik málo dnů dopředu, pomocí numerických prognostických modelů. Český hydrometeorologický ústav pro své předpovědi využívá model Aladin: e_portal/m.html Dalšími obecně využívanými předpovědními weby jsou např: Klima Z pohledu několika desítek let se pro dané území vytváří charakteristické klima. Jedná se o typický režim počasí v určitém místě, daný např. průměrnými hodnotami meteorologických veličin, jejich rozptylu a struktury příslušných časových řad. Relevantními veličinami jsou nejčastěji povrchové proměnné jako teplota, srážky, vítr. Podle definice Světové meteorologické organizace (WMO) je klasické období pro průměrování těchto veličin 30 let. Důležité klimatotvorné faktory jsou: Zeměpisná šířka Pole teplot i tlaku vykazují charakteristickou závislost na vzdálenosti od rovníku. Nadmořská výška Průměrné hodnoty teploty s nadmořskou výškou klesají (v průměru o cca 0,6 C/100m). Vzdálenost od oceánu Oceánické a přímořské klima je typické relativně malými rozdíly mezi létem a zimou či dnem a nocí; v případě kontinentálních oblastí jsou rozdíly značné Poloha v rámci kontinentu/oceánu Charakter povrchu, včetně případné vegetace Klimatické modely Klimatický systém představuje jednu z nejkomplexnějších soustav studovaných současnou fyzikou. Pro přesnou předpověď jeho dalšího vývoje by bylo nutné znát: přesné působení všech faktorů, které ho ovlivňují, všechny existující zpětné vazby na Zemi a jejich možnosti, a to je bohužel nereálné, velké množství různých cyklů a jejich skládání. 14

15 Cykličnost je důležitou vlastností klimatického systému. V rámci vývoje zemského systému existuje velké množství cyklů, tedy pravidelného střídání (např. změny oběžné dráhy Země, náklonu její osy, změny sluneční aktivity ). Avšak délky cyklů jsou různé. Jejich složením se celkový vývoj stává nepravidelným, a proto těžko předvídatelným. Působení klimatických faktorů je tedy v každém okamžiku unikátní a neopakovatelné. Protože však některé cykly mají důležitější roli než jiné, ve vývoji klimatu nacházíme jisté opakující se pravidelnosti. V možnostech současné vědy není vývoj klimatického systému předpovídat s naprostou jistotou ani přesností. Dosažené poznatky o celé řadě důležitých vazeb, o fungování systému za různých vnějších podmínek v minulosti a o jistých opakujících se pravidelnostech nám však umožňují aspoň kvalifikovaně odhadovat budoucí vývoj. Základní rysy chování klimatického systému lze popsat pomocí fyzikálně-chemických modelů řešených metodami numerické matematiky. V dnešní době nejrozšířenější typ klimatických modelů jsou tzv. globální klimatické modely (GCM), tedy modely všeobecné cirkulace atmosféry spojené s modelem oceánu, kryosféry, popř. i modelem biosféry či chemickým modelem. Základ modelu je tvořen základním fyzikálním popisem dynamiky a termodynamiky atmosféry. Klimatický model musí zohlednit i další složky klimatického systému a vazby mezi nimi. Zejména se jedná o tepelnou výměnu, přenos hybnosti a vlhkosti mezi atmosférou, oceánem a kryosférou. Řada dalších dějů, které nelze v daném rozlišení explicitně popsat, je zachycena pomocí fyzikálních parametrizací. Tak se původně modely všeobecné cirkulace atmosféry stávají modely systému Země (Earth System Models) a představují základní nástroj současné klimatologie. 15

16 3. Atmosféra Atmosféra je plynná substance obepínající těleso Země, tvoří přechod do meziplanetárního prostoru. Rozdělujeme ji na jednotlivé sféry, a to z hlediska charakteru změny teploty s výškou: troposféra - teplota s výškou klesá stratosféra - v horní stratosféře teplota s výškou stoupá mezosféra - teplota s výškou klesá termosféra - teplota se nemění nebo stoupá exosféra - teplota s výškou klesá Mezi nimi jsou úzké přechodné pásy tzv. pauzy tropopauza, stratopauza, mezopauza, termopauza. Troposféra Obsah vzduchové hmoty a výška Rozhodující část celkové vzduchové hmoty je soustředěna v troposféře (asi 80 %), a to v závislosti na zeměpisné šířce, protože zde působí rotační zrychlení způsobené otáčením Země: V nízkých zeměpisných šířkách (na rovníku) je v troposféře ve sloupci vzduchu obsaženo 90 % celkového obsahu vzduchové hmoty, výška troposféry zde dosahuje 16 až 18 km. Ve vysokých zeměpisných šířkách troposféra obsahuje 75 % vzduchu z celkového sloupce atmosféry, nad póly troposféra dosahuje výšek 7 až 9 km. Ve středních zeměpisných šířkách je průměrná výška troposféry 11 km. Výška troposféry je však nestálá, její proměnlivost mezi jednotlivými dny může dosahovat až několika km, kromě toho se mění v závislosti na roční době a celkové povětrnostní situaci. Nestálost troposféry je dána existencí 4 hlavních vzduchových hmot mezi rovníkem a zemským pólem: ekvatoriální, tropická, polární (mírných šířek), arktická, resp. antarktická. Mezi těmito vzduchovými hmotami se vyskytují přechodné oblasti zvané hlavní atmosférické fronty. Každá z nich má jiné vlastnosti a jinou výšku. Tryskové proudění (jet-stream) Oblasti horní hranice troposféry jsou důležité z hlediska existence tzv. tryskových proudění (jet-streamů). Jedná se o proudění vzduchu ve směru ze západu na východ. Vyskytuje se ve tvaru přibližně trubice probíhající podél rovnoběžek, která bývá více či méně meandrovitě zvlněná ve směru jih - sever. 16

17 Tryskové proudění je vyvoláno rozdílem teplot v rozdílných zeměpisných šířkách. Jsou pro něj charakteristické rychlosti větru přes 100 km/h, v extrémních případech dokonce i přes 700 km/h. Silnější polární tryskové proudění se nachází kolem 50 zeměpisné šířky (ale vzhledem k výraznému zvlnění někdy zasáhne i pod 30 zeměpisné šířky), ve výškách 7 až 12 km, a je zpravidla značně souvislé ve všech zeměpisných délkách. Subtropické tryskové proudění se nachází kolem 30 zeměpisné šířky, vzhledem k vyšší troposféře v těchto šířkách se nachází ve výškách 10 až 16 km, a je slabší a méně souvislé. Obr. 3.1: Polární a subtropické tryskové proudění v horní vrstvě troposféry (zdroj: Zonální a meridionální typ tryskového proudění Původně obvyklý zonální typ proudění má výrazně rychlý postup. Vlivem měnící se rychlosti oteplování spodních vrstev atmosféry (pravděpodobně nejvíce ovlivněného oteplováním arktických oblastí a táním arktického ledovce tzv. polární amplifikace) projevuje se meridionální proudění. To je typické svým pomalejším postupem, který je často spojen s blokujícím, tj. extrémním charakterem počasí. Obr. 3.2: Zonální a meridionální typ tryskového proudění v horní vrstvě troposféry (zdroj: Skeptical Science) 17

18 Polární amplifikace je jev, že se oblast Arktidy otepluje 2 až 3 krát rychleji, než přilehlé oblasti v mírném zeměpisném pásmu. Je způsobován zejména úbytkem sněhu a ledu, tedy povrchu s vysokou odrazivostí, a jeho nahrazováním povrchem s výrazně nižším albedem. Geografická nerovnoměrnost oteplování se snižováním teplotního rozdílu mezi Arktidou a našimi zeměpisnými šířkami je pravděpodobnou příčinou, proč je naše klima jaksi divočejší. Arktida byla od nás dříve značně izolovaná, nyní se však stále častěji stává, že k nám přichází po relativně dlouhou dobu velmi chladný vzduch ze severu nebo k nám naopak přichází velmi teplý vzduch z jihu. Totéž se může týkat velmi vlhkého vzduchu s hojností srážek nebo horkého suchého vzduchu. Příkladem může být situace, kdy ve Skandinávii je extrémní teplo, zatímco mnohem jižněji ve střední Evropě je v daném období extrémně chladné počasí. Dalším důsledkem nerovnoměrného oteplování je zvětšený teplotní kontrast mezi kontinenty a oceánem, jehož důsledkem jsou větší bouře. Perzistentní (přetrvávající, blokující) tlakové útvary souvisejí se změnami proudění a znamenají, že daný charakter počasí má tendenci přetrvávat déle. Tyto jevy se vyskytují zejména v posledních 10 letech výrazně častěji než za posledních 30 let. Dalším důsledkem nerovnoměrného oteplování je zvětšený teplotní kontrast mezi kontinenty a oceánem, jehož důsledkem jsou větší bouře. Teplota a tlak vzduchu v troposféře Průměrná povrchová teplota vzduchu je udávána ve výši +15 C, avšak průměrná teplota v rovníkových oblastech je +26 až +27 C a na severním pólu 23 C. S výškou v souvislosti s tím, jak řídne vzduch, teplota klesá. Na horní hranici troposféry je teplota nad rovníkem 70 C a nad severním pólem v létě je 45 C a v zimě 5 C. Průměrný tlak vzduchu na hladině moře při 0 C je 1013 hpa (ve výšce 0 m n. m. a při teplotě 15 C), na horní hranici troposféry nad póly dosahuje tlak vzduchu 1/5 a nad rovníkem až 1/7 této hodnoty. Planetární mezní vrstva a volná atmosféra V závislosti na interakci aktivního povrchu (resp. vrstvy) a zemské atmosféry se přízemní vrstva atmosféry dělí na planetární mezní vrstvu a volnou atmosféru. V planetární mezní vrstvě mají na pohyb vzduchu a na způsob přenosu tepelné energie vliv vlastnosti aktivního povrchu (zemského povrchu) a síly turbulentního tření: Termická turbulence je vířivé neuspořádané vzduchové proudění, vázané na planetární mezní vrstvu. (fouká vítr) Termická konvekce je vzestupný pohyb teplého vzduchu ze spodních hladin vzhůru. Omezuje se buďto na výšku planetární mezní vrstvy, ale může pronikat i do větších výšek. (využívají např. paraglidisté) Nejvíce je zemským povrchem ovlivněna tzv. přízemní vrstva troposféry neboli Prandtlova vrstva. Ta dosahuje do výšky 80 až 100 m nad zemský povrch a je pro ni typické soustředění pravidelných nočních inverzí vzduchu při jasných nocích. Jde vlastně o ochlazení spodní vrstvy vzduchu vlivem chladnutí zemského povrchu. V planetární mezní vrstvě je soustředěno 50 % atmosférické vody. 18

19 Volná atmosféra se rozkládá od výšky 1 až 2 km nad zemským povrchem. Fyzikální děje zde prakticky nejsou ovlivňovány vlastnostmi aktivního povrchu (síly turbulentního tření lze zanedbat). Vrstvy atmosféry nad troposférou Tropopauza Tropopauza je přechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou. V tropopauze se pokles teploty se vzrůstající výškou zastavuje a případně mění na vzestup. Obr. 3.3: Teplota v atmosféře. (Zdroj: 19

20 Stratosféra Stratosféra je oblast atmosféry od horní hranice troposféry do výšky 50 km. Obsahuje 19 % vzduchové hmoty, ale minimální množství vodních par. Teplota se s výškou do 20 km nemění, od 22. až 25. km stoupá. Na horní hranici troposféry dosahuje hodnot kolem 0 C. Spodní část stratosféry (mezi výškami 18 až 30 km) je charakterizována zvýšeným podílem ozónu, a je nazývána ozónosféra. Ozón pohlcuje sluneční záření, silně se zahřívá a je příčinou vzestupu teploty s výškou. Stratosférický ozón je významný pro záchyt pro živé organismy nebezpečné UV složky slunečního záření. Obsah ozónu v ozonosféře je z absolutního hlediska nepatrný. Kdyby byl redukován na normální tlak 1013,25 hpa při teplotě 0 C, vytvářel by vrstvu o tloušťce pouhých 3 mm. Stratosférický ozón je udáván v Dobsonových jednotkách (D.U.) a hodnota jeho redukované výšky odpovídá 300 D.U., tedy 1 D.U. odpovídá 0,01 mm ozónové vrstvy. Více ozónu se nachází v nižších zeměpisných šířkách. Stratopauza Nad stratosférou se nachází stratopauza a odděluje ji od mezosféry. Mezosféra Mezosféra se nachází mezi 50 až 80 km výšky. V této části atmosféry teplota vzduchu s výškou klesá a v blízkosti horní hranice ve vysokých zeměpisných šířkách dosahuje v létě hodnot 80 až 90 C a v zimě 40 až 50 C. V mezosféře, podobně jako ve stratosféře, dochází k intenzivním fotochemickým reakcím, kdy je spotřebovávána určitá část slunečního záření a dochází ke vzniku ozónu a elektrických částic. Stratosféra a mezosféra jsou někdy souhrnně zvány chromosféra. Mezopauza Nad mezosférou je ve výšce 80 až 85 km mezopauza. Termosféra Termosféra se rozkládá od mezopauzy do výšky 500 až km. Je pro ni charakteristický růst teploty s narůstající výškou. Teplota může přesahovat i C. Nárůst teploty je dán výrazně klesající hustotou vzduchu a vyjadřuje se pomocí střední velikosti kinetické energie pohybu jednotlivých molekul. Hustota molekul je tak nízká, že jednotlivá molekula musí urazit v průměru asi jeden km, než narazí do jiné molekuly. Termopauza Nad termosférou se nachází termopauza. Exosféra Exosféra je nejvyšší částí atmosféry Země. Ta již tvoří přechod do volného meziplanetárního prostoru. Horní hranice exosféry se pohybuje mezi až km nad zemským povrchem. Obecně se horní hranice exosféry klade do prostoru, kde je hustota hmoty desetinásobná oproti hustotě meziplanetárního prostoru. 20

21 Znamená to, že teplotu nelze měřit tradičními termometrickými metodami a pocitově je nezaznamenatelná. Hustota molekul v termosféře je tak nízká, že přímých kontaktů s kůží by bylo tak málo, že by nebylo možné předávanou energii pocítit. V termosféře se vyskytuje polární záře. Složení vzduchu Vzduch je směsí plynů, kapalných i pevných částic (kapalné a pevné souhrnně zvány aerosoly), která vytváří atmosféru Země. Aerosoly jsou částečně původní (kosmický prach, vulkanický prach, částice z požárů, látky z povrchu oceánu a povrchu půd, aeroplankton) a částečně antropogenní (zdrojem je průmysl a doprava). Hlavními plyny v suché atmosféře (bez H 2 O) jsou dusík N 2 (78,04 %), kyslík O 2 (20,95 %), argon Ar (0,93 %), oxid uhličitý CO 2 (květen 2016: 0,04077 %; r. 1968: 0,03 %; r. 1800: 0,026 %), neon Ne (0,0018 %), hélium He (0,0005 %), metan CH 4 (0,0002 %), krypton Kr (0,0001 %), vodík H 2 aj. Pro látky zastoupené v malém množství se používají jednotky ppm (parts per million v množství jednoho milionu molekul vzduchu se nalézá příslušné množství molekul daného plynu): 1 ppm = 0,0001 %; 100 % = ppm. ppm je tedy značka pro jednu miliontinu, podobně jako promile ( ) je značka pro jednu tisícinu. Pro vyjádření ještě nižších koncentrací, např. metanu a oxidu dusného, se užívá značka ppb, což je jedna miliardtina. Pozor na to, že Američané miliardě říkají billion (odtud ppb, tedy parts per billion). Proto je vždy dobře zvážit o jaký desítkový řád se skutečně jedná. V češtině je lepší se slovu bilión, které u nás označuje ne 10 9, ale 10 12, vyhnout, a říkat místo něj tisíc miliard. V Hmotnost atmosféry činí přibližně pouhou miliontinu hmotnosti Země a cca do výšky 5,5 km se nalézá 50 % hmotnosti atmosféry. Ve vertikálním profilu se složení vzduchu nemění do cca 100 km. Výjimkou je ozón, jak bylo uvedeno výše, nejvíce se vyskytuje ve spodní vrstvě stratosféry (v ozónosféře) ve výšce mezi 18 a 30 km v závislosti na zeměpisné šířce. Vodní páry se v atmosféře vyskytují převážně do výšky 10 km. 21

22 Současné složení zemské atmosféry není původní. Současný obsah téměř 20 % kyslíku je důsledkem fotosyntézy v živých organismech a rostlinách. Současná vegetace na zemském povrchu by byla schopna vytvořit současné složení atmosféry během cca 2000 let. Molekulární kyslík mohl sice postupně vznikat disociací vody ultrafialovým slunečním zářením, avšak proces by byl zastaven vznikem ozónové vrstvy ve vyšších vrstvách a relativní množství O 2 by nepřekročilo 1 %. Obr. 3.4: Vývoj koncentrace kyslíku v atmosféře Koncentrace CO2 Nejvíce nestálý je však obsah oxidu uhličitého. V historickém vývoji planety Země vždy existovaly přírodní zdroje CO 2, některé procesy jej do atmosféry dodávaly, jiné ho z ní čerpaly. Takový komplex pochodů nazýváme dlouhodobý cyklus uhlíku. Změny obsahu CO 2 probíhaly po celou dobu geologické historie Země, byly ovlivňovány pohybem kontinentálních desek litosféry po zemském povrchu a sopečnou činnosti. CO 2 je z atmosféry trvale odebírán zvětráváním minerálů, hlavně živců, které se reakcí s dešťovou vodou, v niž je CO 2 rozpuštěný, mění na karbonáty hlavně na uhličitan vápenatý. Ten se pak ukládá na dno oceánů. Opačným procesem, kterým je CO 2 do klimatického systému přidáván, je vulkanismus. V posledních padesáti milionech let mírně převažuje odebírání CO 2 zvětráváním. Na rozdíl od běžného zvětrávání vulkanismus může řadově vzrůst během tisíců let. Právě to se stalo na konci prvohor i druhohor. Důsledkem bylo vymíraní působené rychlou a obrovskou změnou prostředí (emisemi SO 2, CO 2, kyselými dešti, okyselením oceánů, prudkým oteplováním a změnou klimatu, vzrůstem eroze krajiny bez vegetace a odnosu živin do oceánů, bezkyslíkatými oblastmi v nich). 22

23 Obr. 3.5: Koncentrace CO 2 v atmosféře (černá čára) a vulkanická aktivita (červená čára). Čtvrtohory (posledních 2,5 milionu let) se vyznačovaly střídáním delších chladných a kratších teplých období. Zprvu v cyklu asi čtyřiceti tisíc let, pak zhruba v statisíciletém cyklu. Příčiny nám jsou známy: Vlivem precese zemské osy a měnicích se odchylek oběžné dráhy Země kolem Slunce od kružnice docházelo ke snížení nebo naopak zvýšení oslunění severních šířek během leta. Je-li vzdálenost od Slunce zvláště malá, stálá sněhová pokrývka roztává, což vede ke snížení albeda oblastí kolem polárního kruhu a tedy k vyšší absorpci slunečního záření a jejich oteplení. Na konci poslední doby ledové došlo i k oteplení oceánu kolem Antarktidy a emisím CO 2 z oceánu (když se voda oteplí, sníží se rozpustnost CO 2 a ten z ní uniká). Tím se zesílil skleníkový jev a došlo k oteplení o 5 až 5 C. Podstatnou roli zde hrály i zpětné vazby zesilující oteplující účinek zvýšené koncentrace CO 2. Oteplení z poslední doby ledové do doby poledové nazývané holocén mělo tedy astronomickou příčinu, která vedla k nárůstu obsahu CO 2 v ovzduší. Ochlazení na konci minulé meziledové doby mělo obdobnou astronomickou souvislost: přibývání sněhu a ledu ve vysokých severních šířkách, tamní pokles teplot, rozpouštění CO 2 v ochlazujícím se oceánu a následné celoplanetární ochlazovaní. Globální teplotní odchylka byla přitom vždy těsně a příčinně svázána s momentální koncentrací CO2. Také vegetace významně ovlivňovala obsah CO 2 v atmosféře. Jeho minima můžeme spojovat s vegetací. Vegetace v rámci fyziologických procesů CO 2 odčerpává z atmosféry. V geologickém období, kdy došlo k mohutnému rozvoji suchozemské vegetace, obsah CO 2 v ovzduší klesal. K tomu došlo např. před 300 mil let, kdy souš pokrylo rostlinstvo a zrychlilo se též zvětrávání hornin. Odčerpáváním oxidu uhličitého rostlinami a procesy zvětrávání ubylo CO 2 z ovzduší, což vedlo k ochlazování podnebí a nástupu doby ledové na jižní polokouli, kde nalézáme po ledovci z té doby stopy. Tato teorie mluví o tom, že to vlastně byly rostliny, které způsobily ochlazení a začátek doby ledové před 300 mil let. Podobné snížení obsahu CO 2 v ovzduší bylo zjištěno i v období před 65 mil let a z geologického pohledu nedávno, před několika mil let, kdy se chystala poslední současná doba ledová. 23

24 , Obr. 3.6: Korelace koncentrace CO 2 v atmosféře (stanovená z vývrtů ledovců)s globální teplotou (stanovenou pomocí indikátorů jako jsou izotopy v organické hmotě sedimentů v oceánu) v minulých 160 tis. letech. 24

25 4. Skleníkový jev atmosféry/zesílený skleníkový jev atmosféry Pro globální teplotu na Zemi jsou určující tři faktory: a) množství slunečního záření dopadajícího na Zemi je to zdroj energie pro celý klimatický systém Země, b) schopnost Země (zemského povrchu a atmosféry) dopadající sluneční záření absorbovat, c) skleníkový jev atmosféry, tedy kolik energie zpětně vyzařované zemským povrchem je zadrženo uvnitř systému zemský povrch troposféra. Skleníkový jev atmosféry je tedy přirozená a pro život na Zemi důležitá součást klimatického systému. Je dán schopností atmosféry pohlcovat energii vyzařovanou zemským povrchem, samotnou atmosférou a oblačností (absorpční vlastnosti troposféry do km) a schopností atmosféry sálat. Princip skleníkového jevu tkví v tom, že atmosféra propouští krátkovlnnou složku slunečního záření k zemskému povrchu, který se ohřívá, zemský povrch sálá vyzařuje absorbovanou energii, a to ve formě dlouhovlnného záření (tepelného infračerveného záření) atmosféra účinně pohlcuje dlouhovlnné záření zemského povrchu, tím se ohřívá atmosféra sálá - absorbovanou energii ve formě dlouhovlnného záření zase vyzařuje, a to i směrem k zemskému povrchu. Obr. 4.1: Transmitance elektromagnetického vlnění atmosférou Země. NASA

26 Klimatotvorný charakter atmosféry tedy spočívá v tom, že: 1. na zemský povrch propouští pouze část slunečního záření, a to zejména v závislosti na oblačnosti a znečištění atmosféry aerosoly a pevnými částicemi, 2. pohlcuje velkou část energie vyzařovanou zemským povrchem, 3. pohlcuje energii uvolněnou při kondenzaci vodních par, 4. transportuje energii a vodu v kontinentálním měřítku, 5. vyzařuje energii (sálá). Tok energie ze zemského povrchu směrem vzhůru Radiace: Zemský povrch v průměru vyzařuje téměř 400 W/m 2, což odpovídá teplotě 16 C. Většina tohoto sálání směrem vzhůru je pohlcena ovzduším, pouze 5 % (kolem 22 W/m 2 ) odchází přímo do vesmíru. Konvekce: o Tok skrytého (latentního) tepla konvekcí vodní páry: Další energie se z povrchu Země do atmosféry dostává ve formě skupenského tepla výparného ve vodní páře (především z oceánů, odpařující se voda zemský povrch ochlazuje) a do atmosféry přechází coby uvolněné skupenské teplo kondenzační (čímž se ovzduší ohřívá a déšť či sníh se vrací na zemský povrch). o Tok zjevného tepla konvekcí teplého vzduchu: Za slunných dní se vzduch ohřívá přímo od zemského povrchu a stoupá do vyšších vrstev atmosféry (zejména nad kontinenty). Bilance tepelných toků směrem z povrchu vzhůru probíhajících jinak než zářením činí téměř 100 W/m 2. Tok energie směrem k zemskému povrchu Jak již bylo uvedeno, atmosféra pohlcuje energii vyzařovanou zemským povrchem a stejně tak je schopná energii vyzařovat. Sálání atmosféry probíhá do všech směrů, tedy i dolů k povrchu Země. Dolů na zemský povrch tedy sálá nejen Slunce, ale také sama zemská atmosféra. Atmosférické sálání na zem globálně činí 333 W/m 2, což odpovídá sálání absolutně černého tělesa o teplotě 4 C. Slunce globálně dodává na zemský povrch 168 W/m 2. V porovnání s vlivem slunečního záření je tedy zemský povrch ze skleníkového jevu atmosféry ohříván dvakrát silnější. Skleníkový jev takto zadržuje významné množství energii uvnitř systému zemský povrch troposféra. Vrstva sluneční atmosféry, z níž k nám přichází naprostá většina slunečního sálání, má absolutní teplotu skoro 6000 K. Z metru čtverečního této sluneční fotosféry odchází asi vice energie, než by přicházelo z tělesa o teplotě 300 K. Toto záření má převážně vlnové délky 20 kratší, než záření předmětů kolem nás, kromě světla (cca polovina přicházejícího slunečního sálání spadá do oblasti viditelného záření) a ultrafialového záření se jedná o záření krátkovlnné infračervené. Záření předmětů kolem nás i našeho ovzduší je tzv. dlouhovlnné infračervené. Dělítko mezi krátkovlnnou a dlouhovlnnou oblastí je vlnová délka 3 μm. V radiační bilanci Země pod touto hranicí převažuje sluneční sálání, nad touto hranicí pozemské sálání. 26

27 Dlouhodobá radiační bilance skleníkového jevu Jak již bylo uvedeno, v porovnání se slunečním ohřevem je skleníkový jev dvakrát silnější, jeho vliv na teplotu zemského povrchu je tedy zásadní. Avšak pozor! Původním zdrojem energie je stále dopadající sluneční záření. Skleníkový jev pouze zadržuje energii uvnitř systému zemský povrch troposféra. Do vesmíru sálají až vysoké vrstvy ovzduší, které jsou velmi chladné, proto směrem k zemskému povrchu atmosféra vyzařuje více energie, než do volného prostoru mimo klimatický systém Země, a díky tomu je průměrná teplota zemského povrchu kolem 16 C. Díky skleníkovému jevu atmosféry se však úhrn sálání Země do vesmíru jeví tak, jako kdyby Země měla teplotu téměř -18 C. Teplota -18 C odpovídá teplotě troposféry ve výšce zhruba 5,5 km. Je to o 33 až 34 C méně, než je globální teplota zemského povrchu, což také odpovídá výškovému teplotnímu gradientu asi 6 C na jeden kilometr. Odtud je odvozováno, že kdyby skleníkový jev neexistoval, průměrná teplota zemského povrchu by byla -18 C. To by ovšem platilo pouze za předpokladu, že jiné vlastnosti klimatického systému Země by se nezměnily. Avšak ochlazování Země by znamenalo pokrytí jejího povrchu sněhem a ledem s významným zvýšením albeda, tedy významné snížení absorpce sluneční radiace. Odhaduje se, že Země by se bez skleníkového efektu atmosféry ochladila ne pouze o 33 C, ale o 100 C, tedy třikrát více. Skleníkové plyny Skleníkový jev naší atmosféry je umožněn tím, že obsahuje určité příměsi, a to molekuly složené ze tří a více atomů. Právě tyto molekuly pohlcují a emitují záření určitých vlnových délek v oblasti spektra tepelného infračerveného záření a označujeme jako skleníkové plyny. Kdyby byl vzduch složen pouze z dusíku a kyslíku, tak by žádnou energii nevyzařoval. Prvořadými skleníkovými plyny v atmosféře Země jsou vodní pára (H 2 O), oxid uhličitý (CO 2 ), metan (CH 4 ), oxid dusný (N 2 O) a ozón (O 3 ). Tyto plyny jsou přirozeného původu. Současně však jejich množství v atmosféře narůstá i působením člověka. Kromě toho je v atmosféře řada skleníkových plynů vytvořených výhradně člověkem, jako jsou částečně a zcela fluorované uhlovodíky, fluorid sírový (jejich emise jsou kontrolovány Kjótským protokolem a Rámcovou úmluvou), tvrdé (CFC) a měkké freony (HCFC), halony (jejichž použití je kontrolováno Montrealským protokolem a jeho dodatky) a řada dalších plynů (např. SF5CF3, NF3, CF3I). Nárůst koncentrací skleníkových plynů vede k posílení skleníkového efektu, tzv. zesílenému skleníkovému efektu. Vliv oblačnosti Ve dne má oblačnost především ochlazující dopad, protože brání průchodu slunečního záření na zemský povrch. V noci má však významný vliv na okamžitý skleníkový jev. Během zatažené noci oblačnost brání efektivnímu vyzařování zemského povrchu bilance vyzařované energie zemským povrchem a energie vyzařované atmosférou k zemskému povrchu je téměř vyrovnaná a zemský povrch se neochlazuje. Za jasné noci převládá vyzařování zemského povrchu a zemský povrch se ochlazuje. 27

28 Obr. 4.2: Průměrná teplota zemského povrchu za jasné, poloblačné a zatažené noci. Antropogenní emise skleníkových plynů Skleníkových plynů v ovzduší od poloviny 18. století výrazně přibylo. Nejvýznamnější z nich je oxid uhličitý. A to především proto, že jsme začali užívat fosilní paliva a těžili a spalovali jich stále vice, což pokračuje. Nezoxidovaný uhlík z rostlinných zbytků ukládaný pod povrchem kontinentů (či v případě ropy a zemního plynu i pod dnem moři) spalováním přeměňujeme na oxid uhličitý. Zhruba tři čtvrtiny antropogenních emisí CO 2 v posledních letech pochází ze spalování fosilních paliv a z výroby cementu, zbývající část má původ ze změn ve využívání půdy, především z odlesňování. Průměrná doba setrvání CO 2 v atmosféře se pohybuje v rozpětí od 4 do 200 let. Zatímco v přirozeném geologickém cyklu vulkanismem ročně do ovzduší přibude asi 0,1 Gt CO 2 a sedimentací na dno oceánů jej ubude rovněž 0,1 Gt, užíváním fosilních paliv do ovzduší ročně přidáme 10 Gt CO 2. Globálně průměrovaná koncentrace CO 2 ve vzduchu nad oceány vzrostla od poloviny 18. století (preindustriální období) z hodnot kolem 280 ppm na hodnotu 379 ppm v roce 2005 a v současnosti dosahuje již hodnot vyšších než 400 ppm. Jde tak pravděpodobně o nejvyšší hodnotu, které bylo za uplynulých 650 tisíc let dosaženo (hodnoty se v minulosti pohybovaly v rozpětí přibližně od 180 až do 300 ppm). Přestože míra nárůstu oxidu uhličitého vykazuje určitou meziroční variabilitu, průměrný roční nárůst koncentrace např. v období byl 1,9 ppm, zatímco v období ,4 ppm. Růst za desetiletí činí asi 5 %. Nejreprezentativnější měřící stanicí, fungující už od roku 1956, je observatoř na hoře Mauna Loa na Havaji, uprostřed Pacifiku. Ježto je na severní polokouli, odkud pochází většina emisí, jsou její údaje o něco vyšší, než je globální průměr, jako by byly o rok napřed. Vlnovka zobrazující měření z Havaje se nazývá Keelingova křivka (graf pak Keelingův graf), podle vědce, který přesné měření vyvinul a pak desetiletí vedl, Charlese Davida Keelinga. 28

29 Obr. 4.3: Aktuální hodnoty koncentrace CO 2 měřené na observatoři Manua Loa a globální hodnoty nalezneme na: a na Jak je vidět z obrázku, Keelingova křivka stoupá v podobě vlnovky. Je to proto, že převaha pevnin je na severní polokouli a během tři letních měsíců je akumulace uhlíku do biomasy na pevnině rychlejší, než jeho oxidace v procesech dýchání živých organismů a jejich rozkladu, které probíhají po celý rok. Sezónní maximum koncentrace tedy nastává v květnu, minimum v záři či v říjnu. Dalšími důležitými skleníkovými plyny, které byly v přírodě vždy, ale nyní jich přibylo, jsou metan (CH4) a oxid dusný. Koncentrace metanu má též sezonní cyklus. Pokles během léta je dán tím, že větší oslunění severní polokoule vede k větší koncentraci radikálu OH, který zajišťuje většinu oxidace metanu na CO 2 a H 2 O. Nebýt antropogenní produkce, vrátily by se během desítek let koncentrace metanu z nynějších téměř 1,9 ppm zpět na přírodní úroveň asi 0,7 ppm. Porozumění vývoji koncentrací metanu je menši než v případě oxidu uhličitého. V letech 1999 až 2007 prakticky nerostly. Mohlo to být dáno tím, že ubylo případů vypouštění zemního plynu při těžbě ropy bez spálení do ovzduší a naopak přibylo případů, kdy se jímá a využívá. Nyní produkce metanu opět roste, a tím i jeho koncentrace v ovzduší. Je to hlavně vinou těžby paliv, chovu přežvýkavců a pěstováni rýže v umělých mokřadech. Může to být i oteplováním přírodních mokřadů, protože produkce metanu v nich s teplotou stoupá. Antropogenní emise CH 4 pocházejí zejména z těžby uhlí, transportu zemního plynu, chovu zvířectva, skládkového a odpadového hospodářství, hospodaření se živočišnými odpady a 29

30 pěstování rýže. Více než polovina celosvětových emisí CH 4 je antropogenního původu. Doba setrvání metanu v atmosféře se pohybuje kolem 124 roků. Oxid dusný sezónní cyklus nevykazuje. Rozkládá se hlavně ve stratosféře na dusík a kyslík působením UV záření. Poločas rozkladu N 2 O je delší než sto let. Jeho hlavním antropogenním zdrojem, který zatím stále sílí, je užíváni dusíkatých hnojiv a následné uvolňování N 2 O z půdy. Přírodní koncentrace N2O v holocénu byla 0,27 ppm, nyní se blíží 0,33 ppm. Zdroji antropogenních emisí N 2 O je zejména zemědělství, spalování biomasy a některé průmyslové činnosti. Přibližně 40 % emisí N 2 O je antropogenního původu a jeho doba setrvání v atmosféře je více než 100 let. Obr. 4.4: Globální průměry množství hlavních skleníkových plynů podílejících se na zesíleném skleníkovém jevu. (Zdroj: Halogenované uhlovodíky jsou výhradním produktem lidské činnosti (chladící technika, aerosolové rozprašovače, rozpouštědla, izolátory, atd.). Řada z těchto látek setrvává v atmosféře velmi dlouhou dobu (řádově stovky až tisíce let), má výrazně vyšší radiační účinnost (např. 1 kg fluoridu sírového je krát radiačně účinnější než 1 kg CO 2 ). Ozón jako skleníkový plyn sehrává svoji úlohu jak v troposféře, tak i ve stratosféře. Není přímo emitován do atmosféry, ale vzniká v ní fotochemickými procesy z přírodních i antropogenních prekurzorů. V atmosféře setrvává relativně krátce (týdny až měsíce). V globálním měřítku je z hlediska antropogenních látek CO 2 odpovědný přibližně za 60 % celkového ohřevu planety, CH 4 za 20 %, N 2 O za 6 % a halogenované uhlovodíky za 14 %. 30

31 Koncentrace CH 4 se zvýšily z přibližně 715 ppb na 1774 ppb a koncentrace N 2 O z hodnot kolem 270 ppb na 319 ppb. Fluorované uhlovodíky a fluorid sírový jsou látkami novými, které se v preindustriálním období nevyskytovaly. Radiační působení skleníkových plynů Příčina oteplovaní klimatického systému Země vlivem různých látek, které jsme do ovzduší přidali a které jsou tam navíc oproti přírodnímu stavu, se vyjadřuje abstraktním pojmem radiační působení. Vyjadřuje, kolik wattů na metr čtvereční zemského povrchu by Země nevracela jejich vlivem do vesmíru (čili nechala by si dané množství slunečního tepla), kdyby jinak zůstala stejná, pokud jde o vlastnosti jejího povrchu a troposféry - přízemní vrstvy ovzduší, v níž teplota s výškou obvykle klesá. Zejména, kdyby se zejména nezměnilo albedo zemského povrchu a teplota troposféry. Obr. 4.5: Oteplující vliv různých látek přidaných do ovzduší. Česka verze obrázku SPM 5 prvního dílu (Fyzikální základy) Páté hodnoticí zprávy IPCC. ( 31

32 Podíl jednotlivých plynů na zesilování skleníkového efektu nezávisí jen na jejich koncentraci v atmosféře, ale také na jejich účinnosti pohlcování a vyzařování dlouhovlnného záření a době setrvání v atmosféře. Schopnost skleníkových plynů ovlivňovat klima závisí na příslušných radiačních vlastnostech, molekulové hmotnosti, obsahu a době působení daného plynu v atmosféře. Vyjadřuje se pomocí tzv. potenciálu globálního ohřevu, který je definován jako radiační účinek daného plynu za určité časové období (obvykle 100 let). Proti nárůstu skleníkových plynů působí síranové a nitrátové aerosoly, naopak značný oteplující vliv mají aerosoly uhlíkové tvořící jádro sazí. Celkový oteplující vliv změněného složeni ovzduší je zhruba týž, jako vliv přebytku oxidu uhličitého samého. Ostatní skleníkové plyny jsou zhruba vyváženy ochlazujícím vlivem aerosolů. Vliv proměn Slunce či změn krajiny je zanedbatelný. Výsledné antropogenní radiační působení je odhadováno na +2,29 (od +1,13 po +3,33) W.m -2 a je velmi pravděpodobné, že rychlost nárůstu skleníkového jevu atmosféry během průmyslové éry je nejvyšší za více než let. 32