6. ZÁKLADY PŘEDPOVĚDI POČASÍ 7. ZÁKLADNÍ KLIMATOTVORNÉ FAKTORY 7.1 SOLÁRNÍ FAKTOR • sluneční činnost – soubor různých jevů, vyskytujících se v některých obdobích a některých oblastech na Slunci, které ovlivňují tok elektromagnetického a korpuskulárního záření Slunce • různé parametry vyjadřující sluneční činnost (např. sluneční protuberance, sluneční skvrny, chromosférické erupce, fakule) • sluneční skvrny – chladnější místa ve sluneční fotosféře o teplotě kolem 4500 K, vznikající v oblastech zesíleného magnetického pole (místa zpomalení konvekce sluneční hmoty a tím i ochlazení) • Wolfovo relativní číslo R: R = k (10g + f) k – konstanta závislá na použitém dalekohledu g – počet jednotlivých skupin f – počet skvrn na viditelné polokouli Slunce • cykličnost hodnot Wolfových relativních čísel: a) 11-letý cyklus Schwabeho b) 22-letý cyklus Haleho c) 80-90-letý cyklus Gleissbergův d) 180-letý cyklus (pohyb Slunce kolem středu sluneční soustavy) • změny solární konstanty v závislosti na sluneční aktivitě (během 11-letého cyklu cca o 0,1-0,2 %) • s ohledem na hodnoty R a další proxy data charakterizující sluneční činnost (např. 14 C, 10 Be) lze rekonstruovat dlouhodobé změny v hodnotě solární konstanty a dávat je do souvislosti s rekonstruovanými teplotními řadami 7.2 VULKANICKÁ ČINNOST • vulkanickou činností (zejména erupce) se dostává do ovzduší velké množství prachových a plynných příměsí • doba setrvání částic je závislá na jejich velikosti • erupce v troposféře jsou klimatologicky málo účinné – sedimentace částic gravitací a vymývání srážkami • erupce ve stratosféře → rozšíření částic od místa erupce prouděním ve stratosféře – „prachový závoj“ → snížení propustnosti atmosféry → zvýšení albeda odrazem záření → redukce přiváděného krátkovlnného záření k povrchu → oteplení stratosféry (pohlcování záření částicemi aerosolu) → ochlazení přízemní vrstvy atmosféry • dopady velkých vulkanických erupcí na počasí a klima: a) redukce denního cyklu (začíná hned po erupci) – redukce krátkovlnného a dlouhovlnného záření – trvání 1-4 dny b) pokles srážek v tropech (začíná 1-3 měsíce po erupci) – redukce krátkovlnného záření, snížení výparu – trvání 3-6 měsíců c) letní ochlazení v tropech a subtropech severní polokoule (1-3 měsíce po erupci) – redukce krátkovlnného záření – trvání 1-2 roky d) oteplení stratosféry (1-3 měsíce po erupci) – pohlcování krátkovlnného a dlouhovlnného záření ve stratosféře – trvání 1-2 roky e) zimní oteplení na kontinentech severní polokoule (půl roku) - pohlcování krátkovlnného a dlouhovlnného záření ve stratosféře, dynamika – 1-2 zimy f) globální ochlazování (bezprostředně po erupci) – redukce krátkovlnného záření (1-3 roky) g) globální ochlazování po více erupcích (bezprostředně po erupci) – redukce krátkovlnného záření (10-100 let) h) rozklad ozonu, zesílení UV-záření (1 den) – chemické reakce na částicích atmosférických aerosolů – 1-2 roky • studium klimatologických účinků vulkanických erupcí – řady indexů vulkanické činnosti 7.3 INTERAKCE OCEÁN – ATMOSFÉRA 7.3.1 Hlavní oceánské procesy ovlivňující atmosféru • výměna tepla, výpar, změny hustoty vody, střih větru • tyto procesy podmiňují rozvrstvení oceánu: a) směšovací povrchová vrstva (mixed surface layer) – několik desítek metrů od 60º z.š. k pólům, 400 m na 40º z.š. a 100-200 m na rovníku b) termoklinní vrstva, kde klesá teplota a roste hustota s hloubkou – stabilně zvrstvená, působí jako bariéra mezi teplejší povrchovou a chladnější hlubší vrstvou c) hluboká vrstva (a deep layer) – studená a hustá voda – pohyb vody zde souvisí s kolísáním hustoty v důsledku rozdílů v salinitě a teplotě • ve směšovací povrchové vrstvě je pohyb vody podmíněn působením větru – mořské proudy, povrchové víry • upwelling – výstupný pohyb vody z větších hloubek (1-2 m/den) • hlubokooceánská cirkulace – souvisí s povrchovými procesy (pokles studené a slané vody v severní části Atlantského oceánu a v oblasti Weddelova moře v Antarktidě jako kompenzace k upwellingu) – přenos vody mezi severním Atlantikem a severním Pacifikem 500-1000 let, celá globální cirkulace 1500 let • změna v této cirkulaci může podmínit změny klimatu v měřítku století a tisíciletí • pohlcování atmosférického CO2 v oceánech • anomálie povrchových teplot oceánů (SST – sea surface temperature) významně ovlivňují klima Evropy (např. NAO), Afriky a Jižní Ameriky 7.3.2 ENSO • ENSO = El Niño – Southern Oscillation (Jižní Oscilace) – interval 2-7 roků: a) oceánská složka – El Niño (Ježíšek) – každoroční rovníkový protiproud podél peruánského pobřeží k jihu v létě – studená fáze ENSO (La Niña): teplé vody v západním Pacifiku, studené ve východním (Humboldtův proud + upwelling, výrazná pasátová cirkulace) – teplá fáze ENSO (El Niño): teplá anomálie povrchových vod v Tichém oceánu šířící se od jihoamerického pobřeží na západ, která se spojí s teplou anomálií vznikající v oblasti datové hranice (zeslabení upwellingu a pasátové cirkulace) b) atmosférická složka – index Jižní oscilace (SOI) – rozdíl přízemního tlaku vzduchu mezi Tahiti ve Francouzské Polynésii a Darwinem v Austrálii – charakterizuje intenzitu pasátové cirkulace – Walkerova cirkulace – charakterizuje cirkulaci podél rovníku ve vertikálním řezu – studená fáze ENSO: intenzivní pasáty, cirkulační buňka s konvekcí nad Austrálií (srážky) – teplá fáze ENSO: oslabení pasátů, přesun oblasti intenzivní konvekce nad střední část Tichého oceánu (Austrálie – subsidence vzduchu, sucho) – dopady ENSO (např. teplota vzduchu, telekonekce, srážky a povodně, rybolov) 7.4 SLENÍKOVÝ JEV • klima Země je závislé na rovnováze mezi pohlceným slunečním zářením a dlouhovlnným vyzařováním Země do meziplanetárního prostoru → v ročním a globálním průměru platí: IS (1 – αZ) / 4 = σ T4 IS – solární konstanta αZ – planetární albedo 4 – poměr plochy povrchu Země a plochy kruhu s poloměrem rovným poloměru Země σ – Stefan-Boltzmannova konstanta T – absolutní teplota • pro současné hodnoty IS a αZ je T = 255 K (-18 ºC), ale průměrná teplota na Zemi je 288 K (15 ºC) • rozdíl obou teplot 33 ºC je důsledkem skleníkového efektu atmosféry: atmosféra je poměrně dobře propustná pro krátkovlnné sluneční záření, ale pohlcuje část dlouhovlnného vyzařování zemského povrchu prostřednictvím tzv. skleníkových plynů (GHG) • příspěvek jednotlivých plynů ke skleníkovému efektu: vodní pára 20,6 ºC, oxid uhličitý 7,2 ºC, ozon v troposféře 2,4 ºC, oxid dusný 1,4 ºC, methan 0,8 ºC, ostatní plyny 0,6 ºC • díky antropogenní činnosti dochází k růstu koncentrací skleníkových plynů v atmosféře → zesilování skleníkového efektu atmosféry • hlavní antropogenní zdroje skleníkových plynů: CO2 – spalování fosilních paliv, výroba cementu, odlesňování, změny v land-use CH4 – pěstování rýže, chov skotu, spalování biomasy, těžba a přeprava uhlí a zemního plynu N2O – dusíkatá minerální hnojiva, spalování fosilních paliv a biomasy, doprava O3 v troposféře – oxidace uhlovodíků 7.5 ATMOSFÉRICKÉ AEROSOLY • přirozené a antropogenní aerosoly • radiační působení antropogenních aerosolů (AA) v porovnání se skleníkovými plyny: a) kratší doba setrvávání částic AA v atmosféře b) časově a prostorově nehomogenní působení AA c) působení AA je největší v průběhu dne a v létě d) AA závisí nelineárně na emisích a interagují s částicemi přirozených aerosolů e) význam síranových aerosolů (hygroskopické) • přímé radiační působení AA: a) zpětný rozptyl a pohlcování krátkovlnného záření b) obvykle malá absorpce dlouhovlnného záření • nepřímé radiační působení AA: a) vznik oblaků – role částic AA jako kondenzačních jader b) životnost oblaků – vyšší počet částic snižuje velikost oblačných částic