FYZIKÁLNÍ MINIMUM PRO UČITELE ZEMĚPISU

UNIVERZITA

HRADEC

KRÁLOVÉ

PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA – KATEDRA FYZIKY

PETRA KLAPKOVÁ DYMEŠOVÁ

FYZIKÁLNÍ MINIMUM PRO UČITELE ZEMĚPISU Metodická příručka pro učitele zeměpisu na základních i středních školách

1

I.

Určení polohy bodu na povrchu Země

Chceme-li ve fyzice popsat polohu nějakého tělesa, obvykle zavádíme pojem hmotný bod. Je to idealizovaný objekt, u něhoţ zanedbáme jeho rozměry a tvar, pracujeme pouze s jeho hmotností. Popis polohy hmotného bodu v rovině tak bude určen dvěma prostorovými souřadnicemi a údajem o čase. S dvojrozměrným zobrazením se v zeměpise setkáváme při práci s mapou nebo plánem. Při zobrazování objektů v dvojrozměrném prostoru vyuţíváme znalostí z geometrie. Nejprve zvolíme dvě na sebe kolmé osy, průsečík kolmic nazveme počátkem O. Vodorovnou přímku nazveme osou x, přímku k ní kolmou osou y. Kaţdý bod, který je umístěný v takto vytvořené soustavě Oxy, lze popsat uspořádanou dvojicí [x, y]. K jednoznačnému určení polohy bodu v čase t, který se mění, je třeba přidat třetí časovou souřadnici. Pak píšeme [x, y, t]. Obr. č. 1

Pro vzdálenost dvou bodů platí: XY 

x2  x1 2   y2  y1 2

.

Obr. č. 2

K popisu hmotného bodu lze pouţít i tzv. polohový vektor. Spojíme-li bod X a počátek

souřadné

soustavy

O,

získáme

polohový vektor, který určuje souřadnice polohy x, y. Změny polohy pak vyjadřujeme změnami

souřadnic

r  xi  yj , nebo-li

polohového

vektoru

r  (r cos  )i  (r sin  )i ,

kde i, j jsou jednotkové vektory ve směru os x, y. Vztah pro goniometrické funkce úhlu lze odvodit z obrázku.

Obr. č. 3

2

V praxi se do dvojrozměrné mapy přidává ještě třetí souřadnice a to údaj o nadmořské výšce. Na podrobných turistických mapách jsou místa o stejné nadmořské výšce spojena tzv. vrstevnicí. Je třeba si uvědomit, ţe zobrazení zakřiveného zemského povrchu do dvojrozměrnému prostoru vţdy podléhá určitému zkreslení. Pro výuku zeměpisu lze rovněţ vyuţít údaje ze satelitních map umístěných na serverech www.googleearth.com či www.mapy.cz. Zde je poloha kaţdého bodu na zemském povrchu velmi přesně popsána třemi souřadnicemi – zeměpisnou délkou a šířkou a nadmořskou výškou. V trojrozměrném prostoru lze bod X v daném časovém okamţiku popsat třemi souřadnicemi x, y, z a časem t. Podobně jako při zobrazení v rovině lze v trojrozměrném prostoru zavést polohový vektor a jednotkové

vektory

i, j , k .

Potom

píšeme

r  xi  yj  zk .

Obr. č. 4

Pro vzdálenost dvou bodů X x1 , y1 , z1 , Y x2 , y 2 , z 2  platí

analogicky

prostoru: XY 

jako

v dvojrozměrném

x2  x1 2   y2  y1 2  z 2  z1 2 .

Souřadnice x, y, z nazýváme kartézské. Pro popis polohy bodu na zemském povrchu a s tím souvisejícím zavedením pojmu zeměpisné souřadnice je třeba zmínit sférické souřadnice. Poloha hmotného

Obr.č. 5

bodu na povrchu koule je pak popsána třemi souřadnicemi -

r,  , , kde r je nám známý

polohový vektor,  je úhel, který svírá průmět polohového vektoru do roviny Oxy s osou x a  je úhel, který svírá polohový vektor s osou z. Platí: z  r  cos  x  r  sin  cos 

Obr. č. 6

y  r  sin  sin 

3

Pro popis polohy libovolného bodu tak můţeme pouţít jak kartézské, tak sférické souřadnice. Praktickou aplikací sférických souřadnic jsou zeměpisné souřadnice. Pokud tvar Země zjednodušíme na ideální kouli, můţeme k popisu libovolného místa na zemském povrchu pouţít tři souřadnice: zeměpisnou délku λ, zeměpisnou šířku φ a nadmořskou výšku. Nejprve uvedeme některé důleţité pojmy. Země se otáčí kolem osy rotace, která protíná zemský povrch ve dvou bodech: N – severní geografický pól a S – jiţní geografický pól. Průsečnice povrchu Země a rovin kolmých k ose rotace se nazývají rovnoběţky. Mají různé poloměry a délky, průsečnice roviny procházející středem Země kolmo k ose a povrchu Země se nazývá rovník. Průsečnice polorovin obsahující osu rotace a dané místo na povrchu Země (dle obr. č. 7 bod P) se nazývají poledníky. Jsou to spojnice míst na Zemi, ve kterých nastává ve stejném okamţiku poledne. Jako nulový poledník se označuje ten, který prochází hvězdárnou v Greenwich. V minulosti se jako základní poledník povaţoval ten, který prochází ostrovem Ferrio (nyní Hierro v souostroví Kanárské ostrovy, 18° z. d.), coţ lze najít ve starých mapách. Zeměpisná délka je úhel, který svírá polorovina místního poledníku s polorovinou nultého poledníku. Nabývá hodnot 0° aţ 180° v. d. a 0° aţ 180° z. d. Správně matematicky bychom měli zapsat  180, 0  0,180 . Zeměpisná šířka je úhel, který svírá průvodič daného místa na povrchu Země s rovinou rovníku. Nabývá hodnot 0° aţ 90° s. š. a 0° aţ 90° j. š. Matematicky  90, 0  0, 90 . K určení nadmořské výšky se volí základní referenční výška,

všechna měření pak vztahujeme k této hodnotě.

Obr. č. 71 1

Zdroj:

4

Popis obrázku:

 zeměpisná šířka

n

 zeměpisná délka a

hlavní poloosa

normála

S

jižní pól

S´ střed Země

r

rovník

N

b

vedlejší poloosa

severní pól

Uvedli jsme tedy, ţe k přesné definici zeměpisných souřadnic je třeba mít jisté matematicko-fyzikální znalosti. Zde je nutné poukázat na nesoulad učebních plánů fyziky a zeměpisu na základní a střední škole. Budeme se nyní zabývat situací na základní škole. Určení polohy na Zemi pomocí zeměpisných souřadnic je na většině škol učivem 6. ročníku. V této době však ţáci nemají osvojen příslušný matematický aparát, neznají pojem koule, rovina, souřadná soustava, dokonce ani úhel. Neznají jednotky vztahující se k úhlům, tedy stupeň, minuta a vteřina. V některých učebnicích zeměpisu je pak na okraji textu napsána poznámka určená ţákům: „O stupních se budeš učit v matematice“2. Je ovšem otázkou, zda po několika měsících dojde u ţáků k propojení poznatků, vţdyť je jim nejprve dáván praktický příklad a o několik měsíců později vysvětlována podstatu jevu. Rovněţ definování zeměpisných souřadnic není správné: „Vzdálenost místa od hlavního poledníku vyjádřená ve stupních se nazývá zeměpisná délka“ nebo analogicky „Vzdálenost kteréhokoliv místa od rovníku směrem k pólům vyjádřená ve stupních se nazývá zeměpisná šířka“3. Zeměpis definuje tyto pojmy jako vzdálenost, ale z hlediska fyziky se jedná o úhly vyjádřené ve stupních, jak bylo řečeno výše. V některých učebnicích zeměpisu pro 6. ročník se lze setkat s jednotkou „zeměpisný stupeň“. Při výkladu zeměpisných souřadnic musí tedy učitel základní školy postupovat velmi obezřetně. V šestém ročníku postačí říci, ţe poloha kaţdého bodu na Zemi je určena třemi údaji – zeměpisnou šířkou, délkou a nadmořskou výškou. Lze pak pracovat se souřadnou soustavou na podobném principu, jako děti hrají hru „lodě“. Správné odvození pak můţe přijít později, třeba aţ v devátém ročníku. I zde však musíme dobře zváţit, jak budeme při definování postupovat, neboť na základní ani střední škole se polární souřadnice nezavádějí, to je záleţitostí aţ vysokoškolské matematiky či fyziky. Tudíţ ani v prvním ročníku střední školy studenti tyto znalosti mít nemohou.

2 3

ČERVENÝ P., DOKOUPIL J., KOPP J., Zeměpis 6, str. 11 DEMEK J., HORNÍK S., HOFMANN E., Zeměpis 6: Planeta Země, str. 13

5

Nyní uvedeme několik výpočtových příkladů souvisejících s určováním polohy na Zemi, které lze zařadit ve výuce zeměpisu. Příklad 1: Výpočet délky rovnoběžky a poledníku K určení délky libovolné rovnoběţky je nutné vypočítat její poloměr. K tomu je třeba znát poloměr referenční koule a mít základní znalosti o goniometrických funkcích. Pro poloměr rovnoběţky platí: r  R  cos  , kde R je poloměr Země 6 371 km. Délka 45. rovnoběţky je tedy: d  2  r  2  .R  cos 45  28 306 km.

Obr. č. 8

Pro délku poledníku vyjde 40 030 km. Příklad 2: Přesnost měření na satelitních mapách. Nyní můţeme určit s jakou přesností v metrech měříme, pokud pouţijeme server www.mapy.cz, kde lze polohu určit s přesností na tisíciny úhlové vteřiny. Při výpočtu berme v úvahu zeměpisnou šířku 50° a délku 15°, coţ je údaj odpovídající přibliţně „středu“ České republiky. Délku

50. rovnoběţky

určíme

stejně

jako

v předchozím

případě,

tedy d  2  r  2  .R  cos 50  25 759 km. Na jeden úhlový stupeň tak připadá 71,6 km, úhlu 1′ odpovídá 1,193 km a úhlu 1″ 0,02 km. Jedné úhlové vteřině odpovídá vzdálenost 20 m. Měříme tedy s přesností na 2 cm. Délku

15. poledníku

určíme

ze

vzorce

pro

délku

kruţnice

d  2  r  2  6 371  40 030 km. 1° tedy odpovídá 111 km, 1′ odpovídá 1,849 km a

1″ pak vzdálenost 0,031 km. V poledníkovém směru znamená přesnost na tisíciny úhlové

vteřiny

3 cm.

Podobně

lze

určit

přesnost

měření

na

serveru

www.googleearth.com. Studenti si mohou vyzkoušet měření různých objektů a budov a porovnat jejich rozměry se skutečností. Příklad 3: Zkreslení mapy Výpočtem můţeme ověřit velikost zkreslení, které musíme brát v úvahu při práci s atlasem. Je třeba ţáky upozornit na to, ţe zobrazení zemského povrchu vţdy doprovází zkreslení, které se odvíjí od typu projekce. Na základní škole sice ţáci nemají matematické znalosti potřebné k výkladu různých typů zobrazování, ale můţeme jim vše vysvětlit na jednoduchém příkladě. Potřebujeme k tomu jen školní atlas světa.

6

Budeme chtít určit vzdálenost (délku rovnoběţky), která leţí mezi poledníky 20° a 60°, jedná se tedy o 40° zeměpisné délky. Tuto vzdálenost budeme určovat na 80° a 70° zeměpisné šířky. 40° zeměpisné délky je jednou devítinou délky celé rovnoběţky. Pro zeměpisnou šířku 80° vypočítáme vzdálenost:

2  π  r  cos 80  772 km. 9 Pro zeměpisnou šířku 70° získáme vzdálenost: x

x

2  π  r  cos 70  1521km. 9 Obr. č. 9

Výpočtem jsme zjistili, ţe 40° zeměpisné délky, zobrazené v různých zeměpisných šířkách, není stejnou vzdáleností, ačkoliv pohled do běţného atlasu světa říká něco jiného. Některé mapy tak zobrazují díky zkreslení Grónsko stejně velké jako např. Austrálii (Hughes: Velká všeobecná obrazová encyklopedie, str. 572-573), ačkoliv rozloha Grónska je 2 158 960 km2 a Austrálie 7 682 300 km2. Pokud bychom porovnali mapy v různých kartografických zobrazeních, zjistíme, ţe Grónsko má pokaţdé jiný tvar. Můţeme tak s ţáky porovnávat tvar a velikost ostrovů či světadílů v různých mapách a zeměpisných publikacích. Pouţít můţeme rovněţ satelitní mapu. Příklad 4: Stanovení délky rovníku pomocí tištěné nebo satelitní mapy Ke stanovení délky rovníku musíme změřit vzdálenost dvou míst s nulovou zeměpisnou šířkou. Můţeme pouţít zeměpisný atlas nebo mapy www.GoogleEarth.com. Pokud pouţijeme zeměpisný atlas, vybereme libovolný úsek rovníku, v zeměpisné síti změříme vzdálenost dvou poledníků, které daný úsek vymezují, a přepočítáme podle měřítka. Při pouţití Nového atlasu světa s měřítkem mapy 1: 4 500 000 vypočteme vzdálenost 39 690 km. Z měření na GoogleEarth.com vybereme například část rovníku procházející přes indonéský ostrov Kalimantan. Souřadnice západního břehu: 109°09′, souřadnice druhého břehu 117°30′. Naměřená vzdálenost těchto míst pomocí satelitní mapy je 930,56 km. Rozdíl v zeměpisných délkách je 501′. Úhlové minutě odpovídá vzdálenost 1 857 m, úhlovému stupni 111,42 km. Délka rovníku potom je 40 111 km, coţ je v porovnání s udávanou hodnotou v literatuře 40 075 km velmi dobrý výsledek.

7

Jelikoţ jsou v satelitních mapách vzdálenosti určené s přesností na setinu úhlové vteřiny, je velikým “uměním“ umístit značku přesně na rovník. Příklad 5: Určení vzdálenosti dvou míst Určujeme-li vzdálenost dvou míst leţících na stejném poledníku, stačí znát jejich zeměpisnou šířku. Z rozdílu hodnot zeměpisných šířek  a ze znalosti poloměru Země lze vypočítat: d  R   . V případě, ţe obě místa leţí na stejné rovnoběţce, lze podobně určit jejich vzdálenost z rozdílu zeměpisných šířek. Výpočet je velmi jednoduchý, je však třeba upozornit studenty na to, ţe výsledek nevyjadřuje skutečnou vzdálenost daných míst. Nejpřesnější vzdálenost získáme na GoogleEarth, který pro měření vzdálenosti pouţívá ortodromu, coţ je průsečnice povrchu Země a roviny, proloţené oběma uvaţovanými místy a středem Země. Studenti si rovněţ mohou vyzkoušet, ţe při určení vzdálenosti dvou míst na stejné rovnoběţce nekopíruje nejkratší spojnice dvou míst rovnoběţku, ale odchyluje se od ní tím více, čím více se blíţíme k pólům. Pouze při měření na rovníku či poledníku má ortodroma stejný směr jako rovnoběţka či poledník. Ortodroma je sice nejkratší spojnicí dvou míst, ale v navigaci se pouţívá loxodroma. To je křivka, která protíná všechny

Obr. č. 104

poledníky pod stejným úhlem. Loxodroma se shoduje s ortodromou pouze ve směru po polednících a po rovníku. Pokud se například budeme pohybovat v blízkosti pólů daným azimutem 45°, naší trajektorií bude loxodroma. Ačkoliv tyto pojmy jsou zařazeny v katalogu poţadavků ke státním maturitám, překvapivě v učebnicích zeměpisu o nich nenajdeme ani zmínku. Velmi zajímavé můţe být pro studenty zjištění, kudy vede např. nejkratší cesta z čínského Pekingu do amerického města Springfield. Ačkoliv obě města leţí přibliţně na 39. rovnoběţce, nejkratší trasou se dostaneme do polárních oblastí aţ k 75. rovnoběţce. Obr. č. 115

4

Zdroj. www.wikipedie.cz

8

Tím získáme důkaz toho, co bylo psáno výše, tedy ţe výpočet vzdálenosti dvou míst z rozdílu zeměpisných délek není přesný. Můţeme ho uţít jen jako přibliţný pro vzdálenosti do 1 000 km. Vše si můţeme vyzkoušet na následujícím příkladě: Určete vzdálenost letiště PrahaRuzyně a letiště v ukrajinském Kyjevě. K určení vzdálenosti můţeme pouţít jeden ze tří způsobů. Nejprve zvolíme měření podle atlasu světa. Pouţijme mapu v Novém atlase světa s měřítkem 1: 4 500 000. Vzdálenost naměřená na mapě je 25 cm, přepočteno na skutečnou vzdálenost 1 125 km. Další moţností je výpočet. Jelikoţ obě města leţí přibliţně na 50. rovnoběţce, určíme hledanou vzdálenost z rozdílu zeměpisných délek: pro město Kyjev 30°26′ a Praha 14°15′. Délka 50. rovnoběţky d  2  R  cos 50  25 731 km. Na jeden úhlový stupeň tak připadá vzdálenost 71,48 km, na jednu úhlovou vteřinu 1,19 km. Rozdílu zeměpisných délek 16°11′ tedy odpovídá vypočtená vzdálenost 1 157 km. Ověříme-li nyní vypočtenou vzdálenost na satelitní mapě, získáme údaj 1 152 km. Příklad 6: Pohyb na různých místech na Zemi Představte si situaci, ţe v rámci orientačního běhu máte následující instrukce, jak se lze dostat k cíli: nejprve směřujte z výchozího místa na sever, změna zeměpisné šířky je 10´a poté změňte směr na východní a opět se posuňte o 10´ zeměpisné délky. V tomto případě je nutné určit, jaká bude poloha výchozího bodu na Zemi. Pohyb směrem na sever (jih) je pohyb po poledníku, tady na jeden úhlový stupeň připadá stejná vzdálenost bez ohledu na umístění na Zemi. Pohyb ve směru východ (západ) je pohyb po rovnoběţce, tady jiţ záleţí na umístění výchozího bodu, neboť délka rovnoběţky se ve směru od rovníku k pólům zkracuje. Z toho plyne, ţe vzdálenost, kterou ujdeme v okolí rovníku bude větší, neţ vzdálenost v okolí pólu. Příklad 7: Je plastický globus věrným zobrazením Země? Nyní si pomocí jednoduché úvahy ukáţeme, zda plastický globus svým zobrazením zemského reliéfu odpovídá realitě. Zmenšení je u globu vyjádřeno jeho měřítkem, např. 1: 60 000 000, tzn. 1 cm = 600 km. Aby byly rozměry zobrazeny opravdu věrohodně, musel by mít glóbus s tímto měřítkem průměr 21,2 cm. V tomto měřítku však není 5

Zdroj: www.wikipedie.cz

9

moţné vytvořit plastický glóbus. Například Mount Everest vysoký 8 848 m by měl výšku 0,15 mm, naopak Mariánský příkop (-10 924 m) by byl na plastickém globu hluboký 0,18 mm. Naší nejvyšší hoře Sněţce -1 603 m by odpovídala velikost 0,027 mm, coţ by nebylo proveditelné. Běţně prodejné plastické globy nemají tedy se skutečností moc společného, slouţí jen pro větší názornost.

II. Výpočet základních charakteristik zemského tělesa – povrch, objem, hustota V zeměpise v 6. ročníku základní školy děti učíme údaje o zemském tělese. Uvádíme číselné údaje o povrchu, hustotě, popřípadě načrtneme obrázek, kde rozdělíme Zemi na kůru, jádro a plášť. Zde se obvykle zeměpisci zmiňují o takových fyzikálních veličinách jako je teplota, hustota či tlak. Je třeba si uvědomit, ţe v tomto stádiu vzdělávacího procesu, jsou ţáci seznámeni pouze s pojmem teplota, pojem hustota se vyučuje obvykle aţ v druhém pololetí 6. ročníku, s pojmem tlak se ţáci ve fyzice seznamují aţ v ročníku sedmém. Nyní si na jednoduchém výpočtu ukáţeme, jak si mohou ţáci uváděné údaje spočítat. K tomu jsou však potřebné jisté matematické znalosti, které ţáci získávají aţ v 8. ročníku základní školy. Zemské těleso můţeme nahradit koulí o poloměru 6 371 km. Vypočítáme nyní povrch a objem Země.

S  4    r 2  4    6 3712 km 2  510  10 6 km 2 .

4    r 3  1,083  1012 km3  1,08  1021 m 3 . 3 Ze známé hodnoty hmotnosti Země můţeme určit její hustotu: V



M 6  10 24 kg   5 560 . 21 V 1,08  10 m3

Takto vypočítaná hodnota je však průměrnou hustotou. Hustota jednotlivých „slupek“ se pohybuje od 2 700 kg/m3 do 2 900 kg/m3 pro zemskou kůru, aţ po hodnotu 13 500 kg/m3 pro zemské jádro. Toto je údaj, který uvádí pouze některé zdroje, obvykle se v učebnicích setkáme s hustotou jádra kolem 6 500 kg/m3. Údaje o zemském nitru lze získat buď přímo – nejhlubší vrt je kolem 12 km (poloostrov Kola), nebo zprostředkovaně z údajů, které získáváme studiem zemětřesení.

10

Studuje se hlavně rychlost šíření a dráhy zemětřesných vln. Informace jsou tím přesnější, čím větší počet seizmických stanic dané zemětřesení zachytí a čím je větší počet studovaných zemětřesení. Podrobně bude popsáno v kapitole X. Stavba Země. Hmotnost Země lze rovněţ vypočítat ze známé doby oběhu a poloměru oběţné dráhy zemského satelitu. Výpočet bude uveden později.

III. Pohyb rovnoměrný po kružnici Pokud chceme popsat tvar nebo pohyby Země, je třeba zmínit kinematický a dynamický popis pohybu rovnoměrného po kruţnici. Jedná se učivo druhého pololetí prvního ročníku střední školy, tedy opět ţáci získávají v zeměpise pouze formální znalosti. Rovnoměrný pohyb po kruţnici koná hmotný bod, jestliţe ve stejných libovolně zvolených dobách opíše stejně dlouhé oblouky kruţnice s , kterým přísluší stejné velikosti úhlů  . Při rovnoměrném pohybu po kruţnici má okamţitá rychlost stálou velikost, mění se však její směr. Platí:

v

s 2 .r   2rf . t T

Doba T je perioda oběhu, f je frekvence (jednotkou je hertz Hz = s -1).

Obr. č. 126

Pro popis pohybu hmotného bodu po kruţnici se zavádí úhlová rychlost   Známe-li periodu úhlového pohybu, platí:  

 . t

2  2f . T

Pro vztah mezi úhlovou a obvodovou rychlostí dostaneme v    r Jednotkou úhlové rychlosti je rad ∙ s-1. V některých středoškolských učebnicích zeměpisu se můţeme setkat s informací, ţe hodnota úhlové rychlosti zemské rotace je 360° za 24 hodin. Takto definovaná jednotka odporuje z fyzikálního hlediska závazné normě SI. Správně by muselo být napsáno, ţe průvodič kaţdého bodu na zemském povrchu opíše úhel 360° za 23 hodin 56 min a 4 s, tedy za dobu hvězdného dne, coţ je správný údaj pro

6

Zdroj: www.nabla.cz

11

dobu rotace Země kolem osy. Z předchozích vztahů tak můţeme například spočítat rychlost, kterou mají tělesa na povrchu Země v různých zeměpisných šířkách, nebo dobu oběhu druţice kolem Země. I kdyţ rotace Země není příkladem rovnoměrného pohybu, pro účely školské fyziky toto zjednodušení postačuje. Jak

jiţ

bylo

řečeno,

při

pohybu

rovnoměrném po kruţnici se mění směr vektoru rychlosti. Změna rychlosti v je způsobena změnou směru vektoru rychlosti, jedná se tedy o pohyb mající zrychlení. Pro dostředivé zrychlení platí: a d  Vektor

v2 4 2  v   2 r  4 2 f 2 r  2 r . r T

dostředivého

zrychlení

při

pohybu

hmotného bodu po kruţnici je kolmý k vektoru okamţité rychlosti, má směr do středu trajektorie. Aby se bod pohyboval po kruţnici, musí na něj

Obr. č. 137

působit dostředivá síla: FD  mad . Dostředivé zrychlení i dostředivá síla jsou veličinami vektorovými, jejich velikost je u rovnoměrného pohybu konstantní a směr se neustále mění tak, aby směřovaly do středu kruţnice. Při oběhu druţice nebo Měsíce kolem Země je dostředivou silou síla gravitační, stejně tak při oběhu Země kolem Slunce je dostředivou silou gravitační síla, kterou působí na Zemi Slunce. Na těleso v otáčející se soustavě působí i odstředivé síly. První je reakcí na dostředivou sílu v inerciální vztaţné soustavě, druhá je síla zdánlivá, zavádíme ji v otáčející se vztaţné soustavě. Nemá původ v silovém působení ostatních těles, ale ve zrychlení vztaţné soustavy. Je to setrvačná odstředivá síla. Tyto síly se často nesprávně zaměňují či

Obr. č. 14

ztotoţňují. Pro setrvačnou odstředivou sílu platí FS = - FD. V následujícím příkladě si ukáţeme výpočet obvodové a úhlové rychlosti. Úhlová rychlost zemské rotace je na všech místech zemského povrchu stejná, obvodová rychlost se s umístěním na Zemi mění, největší je na rovníku, směrem k pólům se sniţuje. Vyšší obvodové rychlosti v rovníkových oblastech se vyuţívá např. ke stavbě

7

Zdroj: www.nabla.cz

12

kosmodromů. Rozdílná obvodová rychlost souvisí i s různou velikostí odstředivé síly, coţ má vliv na tvar Země, jak bude uvedeno později. Příklad: Určete, jakou úhlovou rychlostí se pohybuje člověk v zeměpisné šířce 50°. Určete jeho obvodovou rychlost. Nejprve je nutné znát poloměr 50. rovnoběţky: r = 6 371 ∙ cos 50° = 4 095 km. Pro obvodovou rychlost platí: v 

2r 25 729,6   298 km.h-1 T 86 400

Pro výpočet úhlové rychlosti pouţijeme vztah v    r z něhoţ určíme hodnotu 7,27 ∙ 10-5 rad ∙ s-1.

IV. Gravitační a tíhové pole Země Tato kapitola je velmi důleţitá pro popis tvaru zemského tělesa i pro pochopení takových jevů, jako je mořské a atmosférické proudění. Na kaţdé těleso na povrchu Země působí gravitační a odstředivá síla. Gravitace je vzájemná přitaţlivost dvou těles. Velikost gravitační síly, kterou se přitahují dvě tělesa, je přímo úměrná součinu jejich hmotností a nepřímo úměrná druhé mocnině jejich vzdálenosti. Velikost gravitační síly, kterou Země přitahuje všechna tělesa, je tedy úměrná hmotnosti Země a klesá se vzrůstající vzdáleností od Země. Platí:

F 

m Mz r2

,

kde  je gravitační konstanta. Její velikost, která byla změřena experimentálně, je

 = 6,67 ∙ 10 –11 N ∙ m2 ∙ kg-2. S gravitačním zákonem v této podobě se setkávají ţáci ve středoškolské fyzice. Ve fyzice základní školy se v 7. ročníku uvádí vzorec Fg = m ∙ g, kde m je hmotnost tělesa a g je tíhové zrychlení na daném místě Země. Ve skutečnosti je to vzorec pro výpočet tíhové síly tělesa. Mluví se tedy pouze o přímé úměrnosti mezi gravitační silou a hmotností tělesa, nikoliv o gravitační síle, která působí mezi kaţdými dvěma tělesy. Je třeba dodat, ţe tíhové zrychlení se na základní škole nedefinuje. Gravitační konstantu určil Cavendish (r. 1798) pomocí torzních váţek (obr. č. 15). Tímto pokusem se poprvé dokazovala přímá síla mezi dvěma velkými olověnými koulemi a dvěma menšími olověnými koulemi umístěnými na koncích vahadla

13

upevněného na velmi jemném, tzv. torzním vlákně. Měřením úhlu zkroucení vlákna je moţné určit velikost síly a přesvědčit se, ţe je nepřímo úměrná druhé mocnině vzdálenosti. Určením 

z tohoto

měření je moţné určit hmotnost Země. Hmotnost Země je 5,97 369 ∙ 1024 kg. Opakovaně změřil  i Jolly (r. 1881). Obr. č. 158

Pokud na těleso nepůsobí jiné síly (zanedbejme prozatím rotaci Země a existenci odstředivé síly), bude působením gravitační síly F padat ke středu Země. Síle F odpovídá zrychlení, které nazýváme gravitační ag. Platí: F = m ∙ ag =

M r2

.

Gravitační zákon vysvětluje mnoho jevů, například slapové jevy způsobené měsíční přitaţlivostí. Z gravitačního zákona můţeme také určit hmotnost planet (z pohybu jejich druţic), odvodit tvar Země, nebo tvar trajektorií, po kterých se pohybují planety. Gravitace podmiňuje téměř veškerou erozi na zemském povrchu. Vlivem gravitace padá déšť, pohybují se řeky a ledovce, zpevňují se sedimenty. Rotace Země vyvolává odstředivou sílu (viz. Kapitola III.), jejíţ hodnota je největší u rovníku. To způsobilo, ţe se Země, kdyţ nebyla ještě tuhá, na rovníku mírně vydula a na pólech zploštila. Zemský povrch není tedy přesně kulový, ale má tvar podobný elipsoidu, jehoţ rovníkový poloměr je (6 378 160 m) přibliţně o 21 386 m větší neţ poloměr polární (6 356 774 m). Odstředivá síla má nejen vliv na tvar Země, ale projevuje se i na směru pohybu atmosféry, mořských a říčních proudů. Tady je třeba zmínit pojem rotační elipsoid. Ačkoliv se tento pojem ve středoškolských učebnicích zeměpisu vyskytuje, na základní škole se s ním ţáci nesetkávají a není ani obsahem učebních plánů střední školy. Ve třetím ročníku střední školy se v rámci učiva o kuţelosečkách studenti seznamují pouze s elipsou. Tíhovým polem nazýváme pole gravitační, deformované vlivem odstředivé síly (ve smyslu jejich vektorového součtu). Na těleso o hmotnosti m působí tedy na povrchu Země dvě síly: gravitační síla Fg, která směřuje do středu Země a setrvačná odstředivá síla FS, která je kolmá na osu rotace. Výslednicí gravitační a odstředivé síly je tíhová síla FG (obr. č. 16). Platí: FG = Fg + FS. Toto je definice středoškolská, na základní škole se sice tíhová síla nedefinuje, ale vzorec pro její výpočet F = m ∙ g se uvádí

8

Zdroj: www.aldebaran.cz

14

v souvislosti s gravitační silou, jak jiţ bylo uvedeno výše. To vede k častému zaměňování pojmů gravitační a tíhová síla mezi studenty. Často se rovněţ zaměňují pojmy tíhová síla a tíha. Tíha se označuje G = m ∙ g, má stejnou velikost i směr jako tíhová síla, ale nepůsobí v těţišti tělesa, nýbrţ v místě závěsu, nebo dotyku tělesa s podloţkou. Působením tíhové síly koná volně puštěné těleso ve vakuu volný pád se zrychlením g, které se nazývá tíhové zrychlení. Tíhové zrychlení a gravitační zrychlení se liší ze tří důvodů: Země není homogenní, jejím tvarem není přesně koule a rotuje kolem své osy, tudíţ musíme počítat s odstředivou silou. Tíhové zrychlení je na daném místě stejné pro všechna tělesa. Protoţe se velikost odstředivé síly mění se zeměpisnou šířkou (maximální je na rovníku, nulová na zeměpisných pólech), mění se společně se zeměpisnou šířkou i velikost tíhového zrychlení.

Obr. č. 169

V následujícím příkladě si uvedeme výpočet odstředivého zrychlení. Příklad 1: Pro výpočet odstředivého zrychlení způsobeného rotací Země, pouţijeme vzorec uvedený v kapitole III. Poloměr rotace r je v tomto případě poloměr příslušné rovnoběţky. Tento výpočet jsme uvedli v kapitole I. Pro odstředivé zrychlení platí: an = r 2 = R 2 cos  . Pro Prahu je   50°5′, a protoţe poloměr Země je R  6,37 ∙ 106 m, je odstředivé zrychlení v Praze an  6,37 ∙106 cos 50°5′ ∙ (7,29 ∙ 10–5)2 = 2,59 ∙ 10 –2 m ∙ s-2. Z předchozího příkladu plyne, ţe hodnota výsledného tíhového zrychlení je vlivem odstředivého zrychlení menší. Směr výsledného tíhového zrychlení je odkloněn směrem jiţním, tento odklon způsobil, ţe se tvar Země, kdyţ byla v plastickém tvaru, změnil tak, aby její povrch byl v kaţdém místě kolmý ke směru výsledného tíhového zrychlení. Tím Země nabyla velmi přibliţně tvaru elipsoidu, zploštělého na pólech. 9

Zdroj: http://web.gfxs.cz/gpole/

15

Různá velikost tíhového zrychlení v různých místech na povrchu Země je tedy způsobena jednak různou vzdáleností od středu, jednak různým odstředivým zrychlením, způsobeným rotací Země kolem vlastní osy. Příklad 2: Vypočítejte maximální odstředivé zrychlení, které můţe na člověka působit na povrchu Země. Pro výpočet opět pouţijeme vzorec an = r 2 = R 2 cos  . Největší odstředivé zrychlení bude na rovníku, proto  = 0°. Výpočtem získáme hodnotu 3,38 ∙ 10-2 m ∙ s-2. Kdyby se gravitační síla vyrovnala síle odstředivé, pocítili bychom stav beztíţe. Rychlost rotace by však musela být větší, čímţ by se doba rotace Země zmenšila na několik desítek minut. Nyní si uvedeme hodnoty tíhového zrychlení na různých místech Země. Na rovníku má tíhové zrychlení velikost 9,780 m ∙ s–2, na pólech 9,833 m ∙ s

–2

. Jako

normální tíhové zrychlení se definuje 9,80 665 m ∙ s–2 (přibliţně rovné tíhovému zrychlení na 45° severní šířky při mořské hladině). Kromě toho se počítá tzv. normální velikost tíhového zrychlení v místě zeměpisné šířky  a nadmořské výšky H metrů podle vzorce, stanoveného Mezinárodního geodeticko- fyzikální unií (1930): g = (9,780 49 ( 1+ 0,005 288 4 sin2  - 0,000 005 sin2 2) – 0,000 001 967 H) m ∙ s –2. Ve školské fyzice lze vyuţít i mezinárodní vzorec pro tíhové zrychlení u hladiny moře: g = 9,78 032 (1+ 0,005 278 sin2 +0,000 023 sin4). Znalosti v bodech

na

tíhového zemském

pole povrchu

vyuţíváme k popisu idealizovaného tvaru Země. Ve skutečnosti však ani rotační elipsoid nevystihuje skutečný tvar Země. Jako střední hladina moře se označuje průměrná hladina moře mezi přílivem a odlivem. Slouţí jako základní měřítko při měření výšek a je vţdy kolmá ke směru tíhové síly. Taková plocha zkonstruovaná pro 10

Obr. č. 1710

Zdroj: http://www.uriit.ru/japan/Our_Resources/Books/RemoteSensing/Sect11/nicktutor_11-1.html

16

celou Zemi se označuje jako geoid (obr. č. 17). Je to plocha konstantního gravitačního potenciálu. Protoţe se mění velikost tíhové síly, je i geoid nepravidelný. Pro výzkum tvaru geoidu se nyní vyuţívají záznamy o poruchách drah umělých druţic. Tvar geoidu se určuje odchylkou od tzv. referenčního elipsoidu, který se těsně přimyká k tvaru Země. V tomto případě se bere za základ průměrná úroveň pevniny a moře. Průběh geoidu vůči elipsoidu se zjišťuje nivelací. Nejnovější model geoidu byl představen vědci 31. 3. 2011 na čtvrtém mezinárodním workshopu druţice GOCE, který se uskutečnil na Technische Universität München (Mnichov, Německo). Evropská druţice GOCE (Gravity field and steady-state Ocean Circulation Explorer) shromáţdila za dva roky na oběţné dráze mnoţství dat k zmapování gravitačního pole Země. Rozdílné barvy na modelu geoidu (obr. č. 18) představují výškové odchylky (-100 aţ +100 m) od ideálního tvaru

geoidu.

Modré

odstíny

barvy

představují záporné odchylky, červené a ţluté odstíny barvy zase kladné odchylky od

ideálního

tvaru

geoidu.

Geoid je však pro svůj sloţitý tvar nevhodný

k výpočtům,

nahrazuje

se

rotačním elipsoidem. Pro účely školské

Obr. č. 1811

fyziky postačuje nahrazení koulí o poloměru 6 371 km. Rotační elipsoid je definován malou a velkou poloosou, uvádí se zploštění, tj. poměr rozdílu poloos k velké poloose. V tabulce uvádíme výsledky některých výpočtů. V systému WGS 1984 pracuje globální systém určování polohy GPS. Autor

Rok

Velká poloosa (m)

Zploštění

Delambre- Méchain

1810

6 376 985

1: 308,6

Airy

1830

6 377 491

1: 299,3

Struve

1860

6 378 298

1: 294,7

Hayford

1910

6 378 388

1: 297,0

Krasovskij

1940

6 378 295

1: 298,4

WGS 1984

1984

6 378 136

1: 298,257

11

Zdroj:http://www.astrovm.cz/cz/pro-navstevniky/novinky_obr/zemekoule-neni-koule.html?hledat=geoid

17

V.

Tuhé těleso

Ještě před tím, neţ popíšeme pohyby Země, zavedeme pojem tuhé těleso. Usnadní nám to pozdější pochopení precese a nutace nebo slapových sil. Tuhé těleso je pouze model, je to ideální těleso, které nemění svůj objem a tvar působením vnějších sil, coţ pro Zemi tak úplně neplatí. Pohyb tuhého tělesa si lze představit sloţený z pohybu posuvného a rotačního. Posuvný pohyb lze popsat podobně jako pohyb hmotného bodu. U rotačního pohybu tuhého tělesa se všechny body pohybují stejnou úhlovou rychlostí po kruţnicích, jejichţ středy leţí na ose otáčení. Pro jednoduchost budeme uvaţovat nehybnou osu. Otáčivý účinek síly na těleso vyjadřuje veličina moment síly vzhledem k ose otáčení M = F ∙ r, jednotka N ∙ m. Tento vztah nám říká, ţe působí-li na těleso síla, která leţí v rovině kolmé na osu otáčení, závisí otáčivý účinek síly nejen na její velikosti, ale také na vzdálenosti od osy otáčení. Moment síly je vektorovou veličinou, k určení jeho směru pouţijeme pravidlo pravé ruky: pokud poloţíme pravou ruku na povrch tělesa tak, aby prsty ukazovaly směr působící

Obr. č. 19

síly, pak vztyčený palec bude ukazovat směr vektoru momentu síly. Posuneme-li působiště síly v tuhém tělese po vektorové přímce, účinek síly na těleso se nezmění. Jestliţe vektorový součet všech momentů sil na těleso působících vzhledem k ose je nulový, pak se otáčivý účinek ruší. Koná-li tuhé těleso rovnoměrný otáčivý pohyb kolem nehybné osy, pohybují se všechny jeho body rovnoměrně po kruţnici v rovinách kolmých na osu otáčení. Proto k popisu tohoto pohybu můţeme pouţít úhlovou rychlost. Jelikoţ vzdálenosti jednotlivých bodů tělesa od osy otáčení jsou různé, je různá i velikost obvodové rychlosti. Zavedeme veličinu moment setrvačnosti, která závisí na rozloţení látky v tělese: J = m ∙ r2 Kinetická energie otáčivého pohybu: E K 

1 J  2 . 2

18

Zemi můţeme povaţovat za kouli, moment setrvačnosti koule určíme podle vztahu J

2 m  R2 . 5

Dosazením hodnot získáme: J = m ∙ r2 = 9,74 ∙ 1037 kg ∙ m2. Kinetická energie rotačního pohybu Země: E K 

1 J   2  2,6  10 29 J (úhlová rychlost rotace Země 2

ω =

7,29 ∙ 10-5 rad). Těţiště tělesa je působiště výslednice tíhových sil, které působí na jednotlivé části tělesa v tíhovém poli Země. V těţišti tělesa je výsledný moment tíhových sil nulový. Pokud těleso zavěsíme či podepřeme v těţišti je těleso v statické rovnováze. Na závěr je třeba napsat, ţe popisem rotačního pohybu tuhého tělesa se studenti seznamují v 2. pololetí prvního ročníku střední školy. Pojem precese, který se vyskytuje v učebnicích zeměpisu, nepatří do učebních plánů fyziky střední školy.

VI.

Keplerovy zákony, kosmické rychlosti

Pohyby Země můţeme rozdělit na pravidelné a nepravidelné. Pravidelné pohyby lze pro účely školské fyziky popsat Keplerovými zákony. Mezi pravidelné pohyby řadíme: a. pohyb Země kolem Slunce b. rotační pohyb kolem vlastní osy c. pohyb Země kolem těţiště soustavy Země-Měsíc d. pohyb vůči těţišti naší galaxie a společný pohyb naší galaxie ve vztahu k ostatním galaxiím Zabývat se dále budeme prvními třemi pohyby. Nepravidelné pohyby Země, jsou způsobovány gravitačními vlivy Měsíce a ostatních těles sluneční soustavy.

Keplerovy zákony: 1. Planety se kolem Slunce pohybují po elipsách, v jejichž společném ohnisku je Slunce. Tento zákon platí i pro satelity, které obíhají kolem Země nebo jakéhokoliv jiného objektu. Obecně tedy můţeme napsat: Částice se pod vlivem centrální síly pohybuje po kuţelosečce, která má ohnisko v centru síly.

19

Lineární excentricita elipsy s poloosami a, b je dána vzdáleností e ohniska od středu vztahem: e  a2  b2 . (Z

didaktických

výstřednost

důvodů

zvětšujeme

elipsy pro větší názornost, ve

skutečnosti tomu tak není.)

V astronomii numerická

se

pouţívá

excentricita

často (číselná

výstřednost) , vyjádřená poměrem: Obr. č. 20

e a Čím více se tento poměr blíţí nule, tím je výstřednost elipsy menší.

 .

V učebnicích zeměpisu je mnohdy uváděno, ţe střední vzdálenost Země-Slunce je rovna astronomické jednotce (AU). Původně tomu tak skutečně bylo, kvůli vyšší přesnosti však Mezinárodní astronomická unie přijala novou definici, podle které je AU délka poloměru nerušené oběţné kruhové dráhy tělesa se zanedbatelnou hmotností, pohybujícího se okolo Slunce rychlostí 0,017 202 098 950 radiánů za den (86 400 s). 1 AU = 149 597 870 691 ± 6 m

(hodnota z roku 2000)

Všechny vzdálenosti ve vesmíru lze tak odvodit pomocí astronomické jednotky. 2. Plochy opsané průvodičem planety za jednotku času jsou stejně velké. Plocha opsaná průvodičem za 1 sekundu je plošná rychlost. Proto lze 2. Keplerův zákon vyslovit i takto: Plošná rychlost planety je stálá. Z druhého zákona plyne, ţe se planeta bude pohybovat nejpomaleji, kdyţ je od Slunce nejdále, a nejrychleji, kdyţ je Slunci nejblíţe. Průměrná rychlost pohybu Země kolem Slunce vp = 29, 783 km/s.

Obr. č. 21

Největší rychlost: v = 30, 287 km/s. Nejmenší rychlost: v = 29,291 km/s.

20

3. Poměr druhých mocnin oběžných dob dvou planet je roven poměru třetích mocnin hlavních poloos jejich drah.

T 2 4 2  a 3 M Výraz na pravé straně můţeme v prvním přiblíţení povaţovat za konstantu, jejíţ hodnota závisí pouze na hmotnosti centrálního tělesa. Z třetího Keplerova zákona můţeme například určit hmotnost Slunce ze známé doby oběhu Země a poloměru její oběţné dráhy, za předpokladu, ţe je kruhová nebo vzdálenost komet od Slunce, či oběţné doby druţic. Dále uvedeme jednoduchý výpočet hmotnosti Země, při němţ vyuţijeme třetího Keplerova zákona. Příklad 1: Zjisti hmotnost Země, znáš-li gravitační konstantu, poloměr oběţné dráhy Měsíce a dobu, za kterou Měsíc Zemi oběhne. Předpokládejme, ţe Měsíc se pohybuje kolem Země po kruţnici o poloměru 384 000 km, doba oběhu je T = 27,3 dne.

Vyjdeme z třetího Keplerova zákona:

M z

T 2 4 2  , a vyjádříme z něj hmotnost: a 3 M

4 2 r 3 4  3,14  38 400 0003  kg  6,04  1024 kg. 2 2 11 T 2 358 720  6,67  10

Stejným způsobem lze určit hmotnost Slunce, nebo jiných planet (např. Jupitera, známe-li poloměr oběţné dráhy a dobu oběhu některého z jeho měsíců). Znalost a aplikace Keplerových zákonů je jedním z poţadavků ke státní maturitní zkoušce ze zeměpisu. V učebnicích zeměpisu však jejich podrobný výklad chybí. Příklad 2: Jedním z poţadavků ke státní maturitní zkoušce ze zeměpisu je i objasnění principu pohybu umělých kosmických těles a znalost kosmických rychlostí. Nyní uţ máme všechny informace, potřebné k jejich odvození. V gravitačním poli Země existuje pro určitou výšku nad povrchem Země taková počáteční rychlost v, při které se těleso pohybuje kolem Země po kruţnici (tzv. kruhová rychlost, tj. nejmenší rychlost, při které se těleso stane druţicí Země). Velikost této

21

rychlosti určíme následující úvahou. Na těleso pohybující se po kruţnici působí dostředivá síla Fd, která způsobuje stálé zakřivení trajektorie při pohybu. Protoţe se těleso pohybuje v gravitačním poli Země, je touto dostředivou silou gravitační síla Fg. Platí tedy Fg = Fd, přičemţ

Fd  m Tedy:

mMZ v2 , Fg   . r r2

mMZ 4 2 rm  . 2 T r2 Z toho lze vyjádřit vztah pro dobu oběhu tělesa kolem Země, poloměr kruţnice a pro rychlost: T

4 2  r 3   M T 2  M ,r  3 ,v  . 2  M r 4

Pro rychlost v určité výšce h nad povrchem Země platí:

v

  MZ RZ  h

.

Po dosazení do vztahu pro rychlost za M = 6 ∙ 1024 kg, r = 6,37 ∙ 106 m je v1 = 7,9 km ∙ s-1. Těleso by se pohybovalo těsně nad povrchem Země, to však není reálné. Této rychlosti se říká první kosmická rychlost. Doba oběhu tělesa pohybujícího se první kosmickou rychlostí kolem Země je T = 5 064 s = 84,4 minut. Je-li tělesu v určité výšce udělena rychlost, jejíţ velikost je větší neţ kruhová rychlost, pohybuje se těleso po elipse. Velikost rychlosti ovlivňuje tvar elipsy, čím je počáteční rychlost větší, tím je elipsa protáhlejší. Dosáhne-li těleso určité rychlosti, změní se uzavřená eliptická trajektorie v parabolu a těleso se vzdaluje od Země. Rychlost

v2  2 v1 , se nazývá úniková, nebo také parabolická rychlost. Pro bod v blízkosti povrchu Země je parabolická rychlost

v2 = 11,2 km ∙ s-1, coţ je druhá kosmická rychlost. Úniková

rychlost nezávisí na směru, kterým je střela vypuštěna. Uváţíme-li však rotaci Země kolem vlastní osy, je získání této rychlosti snadnější, pokud je střela vypuštěna ve směru rotačního pohybu Země. Například rakety startující na východ od mysu Canaveral mají

22

navíc rychlost 1 500 km/h, kterou se mys pohybuje na východ díky rotaci Země. Proto většina kosmodromů byla vybudována v blízkosti rovníku. Třetí kosmická rychlost je rychlost, kterou je třeba udělit tělesu, aby opustilo sluneční soustavu. Její hodnota je 16,7 km/s.

VII. Pohyb Země kolem Slunce, rotace kolem osy Na úvod je třeba napsat, ţe zemská osa svírá s rovinou ekliptiky (rovina oběţné dráhy Země) úhel 66°33′20″, nebo můţeme napsat, ţe rovina zemského rovníku svírá s rovinou ekliptiky úhel přibliţně 23°27′. Rovina ekliptiky a rovina rovníku se protínají ve

dvou

bodech,

podzimním

bodě.

jarním

a

V těchto

bodech je Slunce v okamţiku jarní,

resp.

rovnodennosti.

podzimní Informaci

o

sklonu zemské osy si ţáci mohou přečíst jiţ v učebnici zeměpisu pro šestý ročník. Je to však dříve neţ se setkají s pojmem úhel v matematice.

Obr. č. 22 12

Siderická oběţná doba je doba, za kterou opíše průvodič planety Země úhel 360°. Je to tedy doba, která je potřebná k tomu, aby planeta dosáhla po jednom oběhu výchozího bodu své dráhy, který se vzhledem ke vzdáleným hvězdám nemění. V případě Země je to 365 dní 6 hodin 9 minut a 9,5 s. Naproti tomu synodická oběţná doba je doba mezi dvěma po sobě následujícími konjunkcemi nebo opozicemi planety se Sluncem. Je to tedy oběţná doba zdánlivá, jak se nám jeví ze Země. Jeden oběh kolem Slunce vykoná Země za jeden rok, tj. 365 dní 5 hodin 48 minut a 45,7 sekund. Tato doba se nazývá tropický rok a je to doba, která uplyne mezi dvěma průchody Slunce jarním bodem. Tropický rok je kratší neţ siderický rok asi o 21 minut, jarní bod se totiţ vlivem precese a nutace posouvá o 50´´ za rok. Celou elipsu tak opíše za 20 tisíc let. Tropický rok trvá přibliţně o 6 hodin déle neţ 365 dní, coţ za 4 roky tvoří jeden den. Proto je kaţdý čtvrtý rok v kalendáři přestupný a má 366 dní. Tak by ale byl 12

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1940-stridani-rocnich-obdobi

23

kalendářní rok o 11 minut a 14 sekund delší neţ rok tropický. Proto bylo jiţ v 16. století stanoveno, ţe roky, kterými končí století, jsou přestupné jen tehdy, kdyţ jsou dělitelné 400. Takţe například rok 2000 byl rokem přestupným. Toto je velmi důleţité, ale ve středoškolských učebnicích zeměpisu (na rozdíl od některých učebnic ZŠ) to uvedeno není. Tím se průměrná délka kalendářního roku zkrátí na 365,2 425 dne a přiblíţí se délce tropického roku. Takto upravený kalendář se nazývá gregoriánský, podle papeţe Řehoře VIII., který reformu provedl. Země se otáčí od západu na východ. Pozorovateli na Zemi se to jeví jako pohyb Slunce na obloze od východu k západu v průběhu jednoho dne. Doba, za kterou se Země otočí kolem své osy se nazývá hvězdný den. Je to doba, která uplyne mezi dvěma následujícími horními vyvrcholeními jarního bodu na stejném poledníku. Hvězdný den trvá 23 hodin 56 minut a 4 sekundy. Pojem hvězdný den je velmi důleţitý. V mnoha učebnicích zeměpisu, a to i středoškolských, je nesprávně uvedeno, ţe doba rotace Země kolem osy je 24 hodin, nebo se ztotoţňuje hvězdný a sluneční den. Délka pravého slunečního dne je doba, která uplyne mezi dvěma po sobě následujícími vyvrcholeními Slunce na místním poledníku. Tato doba se mění, protoţe se mění i rychlost oběhu Země kolem Slunce v přísluní a odsluní. Nejrychleji se Země pohybuje v přísluní, nejpomaleji v odsluní. Proto období od jarní do podzimní rovnodennosti je delší o 7 dní neţ období druhé „poloviny“ roku. Jinými slovy pravý sluneční čas je o něco kratší v létě neţ v zimě. Takto to platí pro severní polokouli. Vzhledem k těmto nepravidelnostem se kromě pravého slunečního dne zavedl ještě střední sluneční den, který trvá přesně 24 hodin a pouţívá se v běţné praxi. Maximální rozdíly mezi pravým a středním slunečním dnem jsou během roku 15 minut. V průběhu jednoho otočení Země kolem vlastní osy, opíší průvodiče všech bodů na zemském povrchu úhel 360°. Na jednu hodinu tak připadá pootočení o 15°. Je to tzv. úhlová rychlost otáčení Země ([] = rad ∙ s-1). Všechny body na zemském povrchu (mimo bodů, kterými prochází osa zemské rotace) mají stejnou úhlovou rychlost. V okamţiku, kdy na nultém poledníku Slunce právě vrcholí, tj. ve 12 hodin, na 15° západní zeměpisné délky bude vrcholit aţ o jednu hodinu později (protoţe Země se otáčí od západu na východ). Na základě této skutečnosti se Země dělí na jednotlivá časová pásma (24 časových pásem, tzv. pásmový čas). Východiskem dělení je nultý poledník. Světový čas (UTC) = Universal Time Coordinated, neboli západoevropský (ZEČ) platí v pásmu se středním poledníkem 0°, to znamená, ţe je shodný s místním časem nultého poledníku. U nás platí středoevropský pásmový čas (SEČ), má o hodinu 24

víc neţ světový čas. Dohodou byla stanovena datová hranice, která probíhá přibliţně kolem 180. poledníku. Čas na obou stranách datové hranice je stejný, na západní straně datové hranice je však o jeden den více neţ na východní části. Při určování časových pásem je ale třeba brát v úvahu i hranice států a místních oblastí. Například Londýn a Paříţ se liší zeměpisnou délkou o pouhé 2°, ale kaţdý leţí v jiném časovém pásmu. Rychlost rotace Země však není stálá. (Šolc, Zahradník: Astronomie, astrofyzika, geofyzika 1, str. 63-64): Některé sloţky změny rychlosti (čtrnáctidenní, měsíční a půlroční) jsou poměrně snadno kvantitativně vysvětlitelné jako důsledek slapového působení Měsíce a Slunce, roční perioda pak jako důsledek přesunů atmosférických hmot se změnou ročních období. Zajímavější z hlediska vnitřní stavby Země jsou však delší periody. Ovlivňují je mechanické a elektromagnetické vazby mezi pláštěm a jádrem. Podrobněji si povšimneme jen nejpomalejší změny, označované jako dlouhodobé zpomalování rotace. Mimo historických záznamů o zatmění (posledních 3 000 let), nám informace poskytují tzv. "korálové hladiny", neboli periodicky narůstající denní, měsíční a roční prouţky mořských korálů. V průměru se za posledních 370 mil. let rotace zpomaluje o 0,0 024 s za 100 let. Zpomalování zemské rotace však není rovnoměrné. Není vyloučeno, ţe jeho rychlejší a pomalejší fáze souvisejí s historií pohybu kontinentů. Příčina zpomalování je v tom, ţe Země nerotuje jako tuhé těleso, nýbrţ těleso nedokonale elastické, které je deformováno gravitačním působením Měsíce a Slunce. V důsledku nedokonalé elasticity země nesměřuje slapové "vydutí" Země přímo na rušivé těleso, nýbrţ je opoţděno. Toto opoţdění deformace vytváří silový moment, který způsobuje zpomalování rotace. Tento proces se označuje jako slapové tření. Důsledkem dlouhodobého zpomalování rotace je ovlivňování dráhy Měsíce. Zemi a Měsíc je přibliţně moţno povaţovat za izolovanou soustavu dvou těles, jejíţ moment hybnosti se zachovává. Zpomalování rotace pak má za následek zvětšování oběţné doby Měsíce. Jako důsledek zvětšování oběţné doby Měsíce dostáváme z Keplerova zákona zvětšování vzdálenosti, ve které Měsíc obíhá kolem Země. Za posledních 370 mil. let se Měsíc vzdaloval průměrně o 3,3 cm/rok. Změny v rychlosti rotace Země mohou vyvolat i velká zemětřesení, jako například v roce 2004 v Indonésii, či v roce 2011 v Japonsku.

25

VIII. Coriolisova síla jako důsledek rotace Země Ve středoškolských učebnicích zeměpisu se setkáváme s pojmem Coriolisova síla. Zeměpisci se na tento pojem odkazují, chtějí-li dokázat, ţe Země se otáčí kolem své osy. Zapomínají ovšem na to, ţe středoškolská fyzika se o Coriolisově síle nezmiňuje, její výklad je záleţitostí vysokoškolské fyziky. Coriolisova síla působí na všechna  tělesa, která se pohybují vůči Zemi rychlostí v , pokud jejich rychlost nemá směr osy  rotace. Tuto sílu lze určit pomocí vektorového součinu úhlové rychlosti  a     rychlosti v , kterou se těleso vzhledem k rotující soustavě pohybuje: FC  2  m  v   . Její velikost pak je FC  2  m    v  sin  , kde φ je úhel, který svírá vektor úhlové rychlosti s vektorem rychlosti tělesa. V případě pohybu po Zemi se jedná o zeměpisnou šířku. Kaţdé těleso, které se po povrchu Země pohybuje určitou rychlostí, je vlivem Coriolisovy síly stáčeno od svého původního směru. Na severní polokouli se projeví při volném pádu odklon k východu. Lze to vysvětlit tak, ţe se těleso v okamţiku, kdy bylo puštěno, otáčelo se Zemí od západu na východ obvodovou rychlostí, která se rovná součinu jeho vzdálenosti od zemské osy a úhlové rychlosti zemské rotace. Při pádu přichází do míst, jeţ leţí blíţe k rotační ose (tj. do míst s menší obvodovou rychlostí), proto je předbíhá a odchyluje se od svislého směru na východ. Coriolisova síla se projevuje například tak, ţe vzduchové a vodní proudy se na severní polokouli stáčejí vpravo, zatímco na jiţní vlevo. V souladu s působením této síly je směr proudění v cyklóně na severní polokouli proti směru hodinových ručiček, zatímco v anticyklóně ve směru pohybu hodinových ručiček. Na jiţní polokouli je tomu naopak. Musíme s ní počítat u balistických střel, důsledkem jejího působení je i asymetrie říčních koryt a údolí. Řeky tekoucí přibliţně poledníkovým směrem na severní polokouli podemílají více pravé břehy a na jiţní levé břehy. Můţeme vše jednoduše shrnout takto: 1. Pohybuje-li se těleso na severní polokouli v severojiţním směru, odchyluje se vpravo od svého původního pohybu (na jiţní polokouli naopak). 2. Pohybuje-li se těleso na severní polokouli směrem na východ, má Coriolisova síla směr odstředivé síly (směrem na západ, má směr dostředivé síly). 3. Překračuje-li těleso rovník v severojiţním směru, je Coriolisova síla, která na toto těleso působí, nulová. 26

V jiných případech má Coriolisova síla směr daný pravidlem pravé ruky. V oblasti okolo rovníku je velikost Coriolisovy síly minimální, proto v těchto oblastech vznikají pouze vyjímečně tropické cyklóny, k jejichţ vzniku tato síla také přispívá. Coriolisovým efektem můţeme také vysvětlit stáčení roviny kyvu Foucaltova kyvadla. Slavný pokus provedl Foucalt v roce 1851 s koulí zavěšenou

na

lanku

v kupoli

paříţského

Pantheonu. Provedl tak důkaz rotace Země. Pokud se totiţ takové kyvadlo kýve po delší dobu, pozorujeme stáčení roviny kyvu ve smyslu denního pohybu Slunce. Pozorovatel v soustavě spojené se Zemí tento jev přisuzuje Coriolosově síle, vzhledem k soustavě spojené s hvězdami

Obr. č. 23

zachovává kyvadlo stejnou rovinu kyvu. Pokud se kyvadlo kýve na zemských pólech, rovina kyvu zůstává stálá a Země se pod kyvadlem otočí o 360° za 24 hodin. Kyvadlo zavěšené na rovníku by při kývání směrem západovýchodním rovinu kyvu neměnilo. V ostatních zeměpisných šířkám musíme uvaţovat to, ţe se rovina kyvu otáčí kolem svislého směru menší úhlovou rychlostí. Platí: ω´ = ω ∙ sin φ. Potom například v zeměpisné šířce 50° nedojde za 24 hodin k otočení o 360°, ale pouze o přibliţně 255°, neboť ω´ = ω ∙ sin φ = 15° ∙ sin 50° = 10,6° za hodinu.

IX. Precese Při výkladu pojmu precese se setkáváme se stejným problémem jako u pojmu Coriolisova síla. Ačkoliv ho středoškolská geografie běţně pouţívá, fyzika na střední škole nikoliv. Precese je periodický kuţelový pohyb zemské osy, který vzniká gravitačním působením Měsíce a Slunce. Perioda precese je 25 725 roků, tzv. platónský rok. Precesní pohyb se projevuje změnou polohy světového rovníku k hvězdám, a tudíţ i pohybem jarního bodu (50,37″ za rok). Je to tzv. lunisolární precese. Ale ani poloha ekliptiky není stálá, její sklon se pomalu zmenšuje vlivem gravitačního působení planet o 0,47″ za rok. Za předpokladu pevného rovníku působí planetární precese pohyb jarního bodu o 0,12″ za rok, ale ve směru opačném, neţ je pohyb působený lunisolární precesí. Výsledný pohyb jarního bodu, tzv. generální precese je 50,25″ za rok. Precese byla známá jiţ Hipparchovi.

27

Na následujícím obrázku je popsán vznik precese. Jelikoţ Země má přibliţně tvar elipsoidu a protoţe její osa není kolmá k rovině ekliptiky ani k rovině oběhu Měsíce, neprochází výslednice gravitačních sil od působení Slunce a Měsíce hmotným středem Země. Na vydutý vrchlík elipsoidu, který je blíţe Slunce (dle obrázku Z) působí větší přitaţlivá síla. Z toho důvodu vznikne po přenosu sil do hmotného středu moment dvojice sil, který se snaţí změnit polohu zemské osy a ta se stejně jako jiný volný setrvačník odchyluje od kolmého směru a opisuje

Obr. č. 2413

plášť kuţele. Nutace je periodické kolísání zemské osy, překládající se přes precesní pohyb. Perioda nutace je 18 a 2/3 roku a její hlavní příčinou je gravitační působení Měsíce. Jeho eliptická oběţná dráha je oproti ekliptice skloněna přibliţně o 5°, a proto se neustále mění velikost a směr jeho gravitační síly. Mění se tedy moment síly působící na Zemi. Výstupný uzel trajektorie Měsíce se posouvá zpětně a za kaţdých 18,6 let opíše úhel 360°. Vlivem nutace neopisuje zemská osa hladký povrch kuţelu, ale společně s precesí

Obr. č. 2514

způsobuje „vlnivý“ pohyb kolem pólu ekliptiky.

X.

Důsledky pohybu Země kolem Slunce

Jak jiţ bylo napsáno, zemská osa svírá s rovinou ekliptiky úhel 66°33′. Kdyby osa rotace byla kolmá k rovině ekliptiky, osvětlení severní a jiţní polokoule by se během roku neměnilo, zeměkoule by byla vzhledem k slunečním paprskům stále ve stejné poloze. Neexistovala by roční období a rovněţ délka dne a noci by byla stále a všude na Zemi stejná. Poloha hranice mezi osvětlenou a neosvětlenou částí Země se však v průběhu roku mění. Popišme si nyní jednotlivé dny (rovnodennosti, slunovraty), významné vzhledem k vzájemné poloze Slunce a Země. 13 14

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz Zdroj: http://www.greier-greiner.at/hc/praezession.htm

28

Obr. č. 2615

Dny rovnodennosti Zeměpisci pouţívají pojem den rovnodennosti, ve skutečnosti se však jedná o „okamţik rovnodennosti“. Ten nastává v okamţiku průchodu Slunce jarním nebo podzimním bodem, tedy v době, kdyţ má Slunce vůči světovému rovníku nulovou deklinaci. Zjednodušeně lze také říct, ţe rovnodennosti nastávají v okamţik přechodu Slunce přes rovník (tedy dopadají-li sluneční paprsky kolmo na rovník). Není ale pravdou, ţe den i noc trvají stejnou dobu, jak bývá v učebnicích zeměpisu uváděno. Sluneční disk má při průmětu na nebeskou sféru přibliţně půl stupně, přičteme-li i vliv refrakce světla v atmosféře, zjistíme, ţe Slunce je v den rovnodennosti viditelné nad obzorem přibliţně 12 hodin a 10 minut, pod obzorem je jen 11 hodin a 50 minut. Často se také uvádí, ţe Slunce vychází přesně na východě a zapadá přesně na západě. Horizont pohledu by ovšem musel být v nadmořské výšce 0 m. Na severním pólu nastává v období jarní rovnodennosti polární den, na jiţním pólu pak polární noc. Jarní rovnodennost nastává obvykle 20. - 21. března, podzimní pak 22. - 23. září. Ve skutečnosti však můţe být pozorovatelný polární den či noc o něco dříve (resp. později). V roce 2011 začal polární den na severním pólu jiţ 18. 3., polární noc na jiţním pólu polární noc 23. 3. Je to rovněţ vlivem astronomické refrakce. Sluneční paprsky se totiţ nešíří přímočaře, ale díky rozdílnému indexu lomu niţších vrstev atmosféry, se zakřivují směrem k zemskému povrchu. Vycházející či zapadající Slunce tak vidíme v době, kdy je asi 0,8° pod obzorem. Na toto je třeba studenty upozornit. Překvapením je, ţe ve středoškolských učebnicích zeměpisu se uvádí, ţe např. den jarní 15

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1940-stridani-rocnich-obdobi

29

rovnodennosti připadá na 21. 3. Přitom jiţ na základní škole se ţáci učí, ţe to můţe být v rozmezí dvou, výjimečně i tří dní. Popišme nyní podrobněji situaci na pólech. Na severním zemském pólu vychází Slunce kolem 21. března, kaţdý den opíše na obloze celou kruţnici a zároveň se zvedá nad obzor, a to aţ do letního slunovratu, přičemţ opisuje spirálovou dráhu. Po slunovratu klesá po podobné spirále dolů aţ kolem 23. září zapadá a zůstává pod obzorem přibliţně půl roku. Polární den trvá na severní polokouli 186 dní, na jiţní pouze 179 dní. Tyto údaje jsou ovlivněny astronomickou refrakcí, jak bylo uvedeno výše. Podobně bychom popsali i polární noc. Polární den i polární noc jsou nejdelší na pólech, směrem k polárnímu kruhu se jejich trvání zkracuje. Časový rozdíl ve prospěch severní polokoule vyplývá z toho, ţe v období, kdy je na severní polokouli léto, se Země nachází v odsluní, a proto její pohyb kolem Slunce je pomalejší. Z toho vyplývá geografický důsledek, ţe léto na severní polokouli je delší, ale chladnější neţ na jiţní polokouli, zatímco léto na jiţní polokouli je kratší, ale teplejší. Zima je naopak na severní polokouli kratší a mírnější zatímco na jiţní delší a chladnější. Často se také hovoří o tzv. bílých nocích. Jedná se vlastně o splynutí večerního soumraku s úsvitem. V zeměpisných šířkách, kde Slunce při svém denním pohybu po nebeské sféře neklesá pod obzor více neţ 17,5°, netrvá noc ani půl hodiny. Bílé noci lze zaţít v období letního slunovratu v severských zemích, severních částech Ruska a Kanady, nebo na Islandu. Pro pásmo mezi 67°30′ a 83°30′, je kromě nepřetrţitého dne v červnu charakteristická i mnohadenní noc v prosinci. Na jiţní polokouli lze pozorovat stejné úkazy. Dny slunovratu Slunce je v den letního slunovratu (21. - 22. června) přesně v nadhlavníku na obratníku Raka a nezapadá celých 24 hodin na severním polárním kruhu a na všech rovnoběţkách nacházejících se od něho severněji. Naopak na celém území mezi jiţním polárním kruhem a jiţním pólem celých 24 hodin Slunce nevyjde. Na rovníku dosáhne Slunce v tento den své maximální výšky přibliţně 66°33′. Z toho plyne i to, ţe v době letního slunovratu má Slunce největší deklinaci vzhledem k rovníku, a to 23°26′21,5″. V den zimního slunovratu se Slunce v poledne nachází přesně v nadhlavníku na obratníku Kozoroha a nezapadá celých 24 hodin na jiţním polárním kruhu a na rovnoběţkách od něho jiţněji. Analogicky na celém území mezi severním polárním kruhem a severním pólem Slunce vůbec nevyjde. V době zimního slunovratu je deklinace vzhledem k rovníku nejmenší, a to -23°26′21,5″. 30

V souvislosti se slunovratem se v literatuře uvádí, ţe v době letního slunovratu Slunce nezapadá pod obzor na severním polárním kruhu a zároveň v době zimního slunovratu na stejné rovnoběţce nevyjde nad obzor. Takto je severní polární kruh v zeměpise definován (analogicky pro jiţní polární kruh). Tady je na místě si poloţit otázku, zda je hranice polárního dne a polární noci stejná a zda je vůbec poloha polárních kruhů stejná nebo se mění. Víme, ţe poloha polárních kruhů je určena sklonem zemské osy k rovině ekliptiky. Musíme tedy brát v úvahu i to, ţe poloha zemské osy není stálá, ale podléhá díky gravitačnímu působení Slunce, Měsíce a ostatních planet precesi a nutaci. Hranice polárního dne a polární noci nemůţe být stejná z důvodu, ţe Slunce osvětluje větší část Země neţ je její polovina. Je to vlivem astronomické refrakce, kdy při průchodu slunečních paprsků atmosférou dochází k jejich zakřivení vlivem nehomogenity atmosféry. Hranice polárního dne a polární noci se liší přibliţně o 60 km, je to dáno i tím, ţe vzdálenost Země-Slunce v době letního a zimního Slunovratu je různá, coţ má vliv na úhel dopadu slunečních paprsků na polární kruh. Proto severní a jiţní polární kruh nejsou na Zemi umístěny symetricky. Příklad: Ukaţme si nyní jednoduchý vzorec, pomocí něhoţ lze z polední výšky Slunce nad obzorem a známé deklinace Slunce, stanovit zeměpisnou šířku příslušného místa. Platí: φ = 90°- h+δ, kde h je výška slunce a δ je deklinace slunce. Deklinaci nalezneme v astronomických tabulkách, její hodnota se pohybuje od -23°26′21,5″ (zimní slunovrat) do +23°26′ 21,5″ (letní slunovrat). V období rovnodennosti je její hodnota nulová. Například pro 50. rovnoběţku bude maximální výška Slunce v době letního slunovratu 63°26′, v době rovnodennosti 40° a v době zimního slunovratu 16°34′.

XI. Pohyb Měsíce, slapové jevy Výklad učiva souvisejícího s Měsícem je problematický zejména na základní škole. Pro popis oběhu Měsíce kolem Země je nutné znát nejen gravitační zákon, ale i pojmy síla, elipsa, úhel, těţiště soustavy Země-Měsíc. I důkladné vysvětlení přílivu a odlivu je na základní škole nemoţné. Ani středoškolská geografie nemůţe k výkladu vyuţít všechen potřebný matematicko-fyzikální aparát, neboť si studenti pojmy jako

31

odstředivá síla, moment síly, deformační účinky síly osvojí aţ v druhém pololetí prvního ročníku střední školy. Uveďme si nyní některé obecné údaje. Měsíc obíhá ve střední vzdálenosti 384 400 km od Země, tj. 60,3 rovníkových poloměrů Země. Tvar Měsíce je přibliţně koule o středním poloměru 1 738 km, s odchylkami asi  5 km od kulového tvaru. Jeho objem je 1/50 objemu Země, hustota je rovna 0,6 hustoty Země, tedy 3 340 kg ∙ m-3. Hmotnost Měsíce je 7,36 ∙ 1022 kg, tíhové zrychlení na povrchu Měsíce činí 1,67 m ∙ s-2. Teplotní rozdíly mezi dnem a nocí dosahují 100 K (neosvětlená část) aţ 300 K (osvětlená část). Měsíc nemá vlastní atmosféru ani magnetické pole, naměřené hodnoty jsou řádu 10-8 T. Země a Měsíc tvoří jednu soustavu, jejíţ těţiště se nachází v nitru Země, a to ve vzdálenosti, která se rovná 3/4 zemského poloměru od středu Země. Měsíc má vázanou rotaci, rotace kolem jeho vlastní osy má stejnou periodu jako oběh kolem Země. K Zemi natáčí stále tutéţ stranu, ta je proto slapovými silami mírně vzduta. Měsíc obíhá kolem Země po elipse, nejblíţe je Zemi v perigeu, tj. 356 400 km, nejdále v apogeu, tj. 407 700 km. Doba oběhu Měsíce od novu k novu, tj. do stejné polohy vzhledem ke Slunci trvá 29 dní 12 hodin 44 minut 2,8 s (měsíc synodický, lunární). Je o více neţ dva dny delší neţ doba oběhu vzhledem k téţe hvězdě (tzv. siderický měsíc, 27 dní 7 hodin 43 minut, 11,5 s), protoţe během oběhu Měsíce Země uběhla rovněţ kus dráhy kolem Slunce, takţe Měsíc, aby se ocitl ve stejném postavení vzhledem ke Slunci, musí urazit větší dráhu. Rovina oběhu je nepatrně odkloněna od zemské ekliptiky, přibliţně 5,15 %. Tento nepatrný odklon umoţňuje nerušené osvětlování Měsíce a Země. Jinak by pravidelně v úplňku nastalo zatmění Měsíce a v novu zatmění Slunce. Fáze Měsíce vznikají různou polohou Měsíce vůči Zemi a Slunci. V novu není Měsíc vidět, poněvadţ vychází i zapadá současně se Sluncem. Jeden den po novu je jiţ Měsíc vzdálen 12° od Slunce (na východ) a můţe být spatřen krátce po západu Slunce jako úzký srpek. Neosvětlená část Měsíce v době před první čtvrtí svítí slabým světlem, tzv. popelavým světlem, které je způsobeno slunečními paprsky, odraţenými od Země. Za 7-8 dní po novu popelavé světlo mizí. Svírá-li spojnice Země-Měsíc se spojnicí Země-Slunce úhel přesně 90°, je Měsíc v první čtvrti (po novu 7 dní a 10 hodin). Terminátor (hranice mezi osvětlenou a tmavou částí Měsíce) se posunuje k východu a za 14 dní 18 hodin po novu nastává úplněk, kdy Měsíc vychází při západu Slunce a zapadá při východu Slunce (spojnice Země-Měsíc svírá se spojnicí Země-Slunce úhel 32

180°). Za 22 dní a 3 hodiny po novu nastává poslední čtvrť (úhel 270°), Měsíc vychází o půlnoci a zapadá v poledne. Šířka ubývajícího Měsíce se stále zmenšuje, aţ nastane nov. Nyní se zaměříme na výklad slapových jevů. Nejvýraznějším projevem slapových jevů je dmutí moře, tj. příliv a odliv vody, i kdyţ jim do jisté míry podléhá i pevná zemská kůra a atmosféra. K přílivu dochází jak na straně přivrácené k Měsíci, tak i na straně odvrácené od Měsíce. Gravitační síla, kterou působí Měsíc na Zemi, je na přivrácené straně větší neţ síla působící ve středu Země, a samozřejmě je mnohem větší neţ síla, kterou Měsíc působí na odvrácenou stranu Země. Na kaţdý bod na povrchu Země zároveň působí dostředivá síla, která vzniká pohybem kolem společného těţiště soustavy Země-Měsíc. Vektorovým součtem těchto sil získáme následující výsledek:

Obr. č. 27 a 2816

Protoţe vrcholení Měsíce na jednotlivých polednících závisí na otáčivém pohybu Země stejně jako na oběhu Měsíce kolem Země, je rozdíl mezi dvěma přílivy větší neţ 12 hodin, a to přibliţně 12 hodin 25 minut. Velikost slapových jevů závisí na poloze Měsíce a Slunce vzhledem k Zemi a na zeměpisné poloze. Přitaţlivost Měsíce je více 16

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1961-slapove-jevy

33

neţ dvakrát větší neţ přitaţlivost sluneční a také oběţná doba přílivových vln kolem Země není stejná. Dvě silnější přílivové vlny oběhnou Zemi v jednom měsíčním dni, tj. za 24 hodin 50 minut a 30 s. Přílivové vlny vyvolané přitaţlivostí Slunce mají oběţnou dobu 24 hodin. Při úplňku a v novoluní působí přitaţlivost Měsíce i Slunce ve stejném směru a obě přílivové vlny se spojují (tzv. skočný příliv). Při první a třetí měsíční fázi spadá příliv měsíční do doby odlivu způsobeného Sluncem. Vzniká tzv. hluché dmutí, které se rovná rozdílu dmutí měsíčního a slunečního. Víme, ţe Země nerotuje jako tuhé těleso, ale jako těleso nedokonale elastické. To je důvod, proč slapové „vydutí“ nesměřuje přímo k tělesu, které je způsobuje, ale je opoţděno. Síly, kterými působí Měsíc na bliţší a vzdálenější „vydutí“

nemají

stejnou

velikost. Opoţdění deformace tedy vytváří silový moment, který

působí

proti

směru

otáčení Země. Někdy se tento proces označuje jako slapové tření (viz zpomalování rotace Země, nebo vázaná

rotace

Měsíce).

Obr. č. 2917

Příliv a odliv se výrazně projevuje v zálivech (příčinou jsou strmé břehy a úzký, protáhlý tvar zálivů). Např. na jihozápadním pobřeţí Irska dosahuje přílivová vlna 7 aţ 8 metrů, v zátoce St. Michel ve Francii 12 metrů a v zálivu Fundy na pobřeţí Kanady dokonce 18 metrů. Vysoký příliv umoţňuje oceánským lodím vjezd do přístavů leţících daleko od ústí řeky (např. Londýn). Na řece Amazonce se při přílivu vytváří vysoká vlna, která přepadává s rachotem a pohybuje se proti proudu, nazývá se pororoka (v indiánském jazyce znamená "velký řev"). Obdobou mořských slapů jsou slapy zemské kůry. Protoţe vzájemná poloha Slunce a Měsíce se mění, je i účinek obou těles na tíhové pole Země periodicky proměnlivý. Dochází tedy k náklonům pevnin, přičemţ amplituda slapových vln můţe dosahovat velikosti 20-30 cm. Tyto síly mají tedy za následek periodické kolísání svislého směru na určitém místě, tzv. kolísání tíţnice.

17

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1961-slapove-jevy

34

Příklad: Výpočet doby mezi dvěma přílivovými vlnami ,

Nyní výpočtem dokáţeme, proč je doba, která uplyne mezi dvěma přílivy, větší neţ 12 hodin. Měsíc obíhá Zemi úhlovou rychlostí:  M 

2 , kde TM = 27,32 d = TM

2 361 000 s je oběţná doba Měsíce. Země se otáčí úhlovou rychlostí:  Z 

2 , kde Tz = TZ

23 h 56 min 4s je doba rotace Země. Pro pozorovatele, který se otáčí se Zemí, tedy Měsíc postupuje po obloze úhlovou rychlostí  = Z - M a zdánlivě oběhne Zemi za

360 . T dobu T splňující rovnici: 

Z těchto rovnic získáme vztah:

1 1 1   . T TZ TM

Po dosazení: T = 89 420 s = 24 h 50 min. Doba mezi dvěma přílivy je tedy 12 hodin a 25 minut, protoţe vyvrcholení Měsíce na jednotlivých polednících závisí nejen na oběhu Měsíce kolem Země, ale také na rotačním pohybu Země kolem osy. Proto Měsíc, aby zaujal stejné postavení vůči Slunci, musí při svém oběhu urazit větší dráhu.

XII. Zatmění Slunce a Měsíce Zatmění Slunce a Měsíce rovněţ není v učebnicích zeměpisu pro základní a střední školy popsáno správným způsobem. Na zásadní nesrovnalosti upozorníme v této kapitole. Je nutné rovněţ dodat, ţe k řádnému výkladu zatmění obou těles, jsou nezbytné znalosti z optiky, tedy znalosti ze 7. ročníku školy základní a 3. ročníku školy střední. Zatmění Slunce nastane, dopadne-li na Zemi stín, který vrhá do prostoru Měsíc, osvětlený Sluncem. Geometricky je měsíční stín tvořen vnějšími tečnami Slunce a Měsíce, polostín tečnami vnitřními. Vrchol stínového kuţele leţí ve vzdálenosti jen o málo větší, neţ je střední vzdálenost Měsíce od Země. Proto plný stín zasahuje jen velmi malé území. Je-li pozorovací místo na Zemi v plném stínu Měsíce, pak nastává úplné zatmění Slunce, je-li v polostínu, pak pro dané pozorovací místo nastává částečné zatmění Slunce. Někdy se můţe stát, je-li Země blízko perihélia a Měsíc blízko apogea, ţe vrchol stínového kuţele nedopadne ani na zemský povrch. Potom pozorujeme 35

prstencové Slunce.

zatmění

Podmínkou

pro vznik zatmění Slunce je, aby Měsíc byl v konjunkci se Sluncem (v novu) a současně

byl

v blízkosti uzlu své dráhy.

Obr. č. 3018

Jedině za těchto podmínek leţí hmotné středy všech tří těles na jedné přímce

a nastává zatmění Slunce. Na druhou podmínku se však ve středoškolské výuce zeměpisu často zapomíná. V případě prstencového zatmění je Měsícem zacloněn téměř celý sluneční kotouč aţ na úzké mezikruţí. Kaţdé úplné zatmění a prstencové zatmění je současně pro jiná místa na povrchu Země zatměním částečným. Průměr měsíčního stínu na povrchu dosahuje maximálně 270 km. Protoţe se pohybují všechna tři tělesa, pohybuje se stín na povrchu Země rychlostí přibliţně 1 km ∙ s-1. Úplné zatmění Slunce je proto pro určité pozorovací místo časově velmi omezeno a jako úplné můţe trvat nejvýše 7,5 minuty. Většina úplných zatmění Slunce však trvá 1 aţ 4 minuty, částečné zatmění však můţe trvat aţ 2,5 hodiny. Údaje o maximální době trvání zatmění lze nalézt v jedné z učebnic zeměpisu pro základní školu. Takovéto uvádění doplňkových informací však bývá pro ţáky zbytečné, neboť vysvětlení, proč tomu tak je chybí, a ţák si můţe ověřit informaci výpočtem aţ na střední škole. Příklad: Výpočtem lze určit maximální dobu zatmění Slunce, které lze na Zemi pozorovat. Nastane pro pozorovatele v rovníkových oblastech, směrem k pólům se maximální doba, po kterou je moţno pozorovat zatmění Slunce zkracuje. Rychlost rotace Země na rovníku je v  465 m.s-1. Pro výpočet uvaţujeme maximální průměr zemského stínu 270 km. Jestliţe stín se na povrchu Země pohybuje rychlostí 1,022 km/s a rychlost rotace Země je 0,465 km/s ve stejném směru, potom platí: t 

18

36

270  8 min 5 s. 1,022  0,465

Zatmění Měsíce vznikají tím způsobem, ţe Měsíc vstoupí do stínu, který vrhá do prostoru Země osvětlená Sluncem. Rozlišujeme buď úplné zatmění Měsíce, vstoupí-li celý Měsíc do stínu, anebo částečné zatmění Měsíce, prochází-li Měsíc částí zemského stínu.

Vstoupí-li

Měsíc

pouze do polostínu, pak nastávají

zatmění

polostínová, která nejsou výrazná a někdy se ani k zatměním Podmínkou

nepočítají. pro

vznik

zatmění je, aby byl Měsíc

Obr. č. 3119

v opozici se Sluncem (v úplňku) a blízko výstupného a sestupného uzlu své dráhy. Druhá podmínka je velmi podstatná. rovina

Kdyby oběhu

byla Měsíce

totoţná s rovinou ekliptiky, nastávalo by zatmění kaţdý kalendářní Měsíc. Bohuţel tento dojem mohou získat studenti

pod

vlivem

chybných údajů z učebnic

Obr. č. 3220

zeměpisu. Na rozdíl od zatmění Slunce probíhá zatmění Měsíce pro všechna pozorovací místa na zemském povrchu současně a je viditelné všude tam, kde je Měsíc v době zatmění nad obzorem. Aby nastalo úplné zatmění Měsíce, je nutné, aby střed Měsíce byl od uzlu své dráhy vzdálen maximálně 0,5°. Pro částečné zatmění je to 0,75°, pro polostínové pak do 1°. Velmi významný je vliv zemské atmosféry na měsíční zatmění. Sluneční paprsky, procházející v určité výšce nad zemským povrchem, se vlivem refrakce zakřivují a pronikají do geometrického stínu. Proto stín není zcela temný a z osvětlení úplňku při zatmění můţeme soudit na optické a fyzikální vlastnosti zemské atmosféry. Zeslabení světla v zemské atmosféře, způsobené rozptylem světla na atmosférickém prachu, má za následek načervenalé zbarvení Měsíce při jeho vstupu do úplného stínu Země. 19 20

Dopsat zdroj obrázků

37

V předchozím odstavci jsme pouţili pojem refrakce a rozptyl světla. Vysvětleme nyní tyto pojmy. Refrakce, nebo-li lom světla, je optický jev, ke kterému dochází na rozhraní dvou prostředí, kterými světlo prochází za předpokladu, ţe jsou různé optické hustoty obou prostředí. Lom světla lze popsat pomocí Huygensova principu, pro náš výklad se však omezíme na Snellův zákon, který je znám ţákům ze základní školy. Světlo se v prostředích s různou optickou hustotou šíří různou rychlostí. Mějme dvě prostředí s různou optickou hustotou, rozdělené rovinným rozhraním. Index lomu v prvním prostředí označíme n1 a úhel dopadu paprsku 1, index lomu v druhém prostředí n2 a úhel odrazu 2. Index lomu je fyzikální veličina, definovaná jako poměr rychlosti šíření světla ku rychlosti šíření ve vakuu: n  Platí:

c v

sin  1 v1 n2   sin  2 v 2 n1

Můţe dojít i k situaci, kdy při šíření z opticky hustšího prostředí do opticky řidšího je úhel lomu 90°. Potom dochází k tzv. úplnému odrazu, kdy světlený paprsek do druhého prostředí vůbec neprojde. K tomu dochází, je-li úhel dopadu větší neţ tzv. mezní úhel 1>m. Pokud se index lomu prostředí mění plynule, přechází lomená čára světelného paprsku v křivku. K tomuto jevu dochází při průchodu slunečních paprsků atmosférou, mluvíme tedy o atmosférické refrakci. Lom světla vyuţijeme i při popisu vzniku duhy, kdy dochází k lomu slunečního světla na kapkách vody v atmosféře (bude zmíněno dále). Rozptyl světla, nebo také Rayleighův rozptyl, je rozptyl světla na molekulách vzduchu, kdy intenzita rozptýleného světla závisí na vlnové délce. To znamená, ţe modré světlo s nejkratší vlnovou délkou se rozptyluje nejvíce, proto je taky obloha modrá. Lze tak vysvětlit i načervenalé světlo nad obzorem při západu Slunce.

IX.

Magnetické pole Země

Vnější geomagnetické pole se podobá poli obrovského přírodního tyčového magnetu umístěného uvnitř Země, jehoţ magnetická osa je pod malým úhlem odkloněna od osy geografické (tj. od osy rotace; místo, kde osa rotace prochází zemským povrchem, nazýváme severní a jiţní geografický pól). Póly střelky kompasu jsou magnetickými póly Země přitahovány a otáčejí se tak, ţe jeden konec ukazuje k

38

severnímu magnetickému pólu a druhý k jiţnímu. Severní magnetický pól se nachází v oblasti jiţního zeměpisného pólu a naopak jiţní magnetický pól Země leţí v oblasti severního zeměpisného pólu. Toto je třeba zdůraznit z důvodu, ţe v učebnicích zeměpisu bývá často uvedeno, ţe severní magnetický pól leţí v blízkosti severního zeměpisného pólu (analogicky pro jiţní). Severní a jiţní geografický pól jsou na stálém místě,

naopak

póly

geomagnetické

se

pohybují.

Geomagnetická osa, na rozdíl od osy geografické neprochází

Obr. č. 3321

středem Země. Přesná příčina vzniku magnetického pole Země není známa. Předpokládá se však, ţe rotací Země kolem osy tekutá vrstva vnějšího jádra umoţňuje plášti a pevné kůře, aby se otáčely relativně rychleji neţ vnitřní jádro. Elektrony v jádře proto vůči elektronům v plášti a kůře vykonávají pohyb. Právě tento pohyb elektronů tvoří jakési přírodní dynamo a výsledkem je magnetické pole, podobné tomu, které vyvolává elektrická cívka. Magnetické pole vznikající uvnitř Země tvoří přibliţně 90% intenzity pole pozorovaného na povrchu. Zbytek přísluší proudům nabitých částic přicházejících ze Slunce a magnetismu hornin v kůře. Indukce magnetického pole Země je nejsilnější na pólech a nejslabší v rovníkových oblastech. Kdyby bylo pole výhradně polem tyčového magnetu ve středu Země, leţícího na ose otáčení, čáry stejné intenzity by splývaly s rovnoběţkami a magnetické póly by byly totoţné s póly geografickými. Ve skutečnosti je pole tyčového magnetu stejně jako jeho geomagnetické póly odkloněno od osy otáčení asi o 11°. Také skutečné pole není přesně takové jako pole tyčového magnetu. Proto ani jiţní magnetický pól Země není protilehlý severnímu magnetickému pólu. Póly a konfigurace magnetického pole se mění zvolna s časem. Směr magnetického pole v kterémkoliv místě na zemském povrchu je obecně určen dvěma úhly. Deklinace  je úhel mezi směrem magnetického kompasu a geografickým severem. Deklinace se mění od místa k místu, a je nutné ji vzít v úvahu například při navigaci.

Magnetická inklinace i je úhel mezi vodorovnou rovinou

a směrem magnetického pole. Tyto úhly se měří magnetometry s velkou přesností. K jejich přibliţnému určení však vystačíme s vertikálním kompasem a magnetkou.

21

Zdroj:http://cs.wikipedia.org

39

V kompasu je magnet ve tvaru jehly upevněný tak, aby se mohl volně otáčet ve vodorovné rovině kolem svislé osy. Drţíme-li kompas ve vodorovné poloze, směřuje severní pól jehly k severnímu geomagnetickému pólu. Úhel mezi jehlou a zeměpisným severem je deklinace pole. Inklinační magnetka je magnet, který se můţe otáčet ve svislé rovině okolo vodorovné osy. Leţí-li svislá rovina otáčení inklinační magnetky v severojiţním směru, pak úhel mezi jehlou a vodorovnou rovinou je inklinace pole. Magnetosféra je oblast, v níţ se projevuje magnetické pole Země. Nebýt elektricky nabitých částic proudících ze Slunce, které jej deformují do tvaru slzy, bylo by symetrické. Částice se stýkají s geomagnetickým polem na rázové vlně. Za ním se nachází oblast turbulence a v ní je magnetopauza, hranice magnetického pole. Van Allenovy pásy jsou dvě zóny vysoké radiace v magnetopauze. Vnitřní pás se skládá z částic s velkou energií, které byly vytvořeny kosmickými paprsky, vnější pás je ze solárních elektronů. Kdyţ mohutná sluneční erupce vymrští velké mnoţství elektronů a protonů s vysokými energiemi a ty doletí do Van Allenových radiačních v místech,

pásů, kde

se

vznikne elektrony

odráţejí, elektrické pole. Toto pole ruší odraz a ţene elektrony dolů do atmosféry, kde se sráţejí s atomy a molekulami kyslíku a dusíku a tím vyvolávají jejich záření. Tak vzniká polární

Obr. č. 3422

záře. Zelené světlo je emitováno atomy kyslíku a růţové světlo molekulami dusíku. Často je však světlo tak mdlé, ţe je vnímáme pouze jako bílé. Polární záře se vyskytuje v určité oblasti - v prstenci obepínajícím Zemi, který nazýváme pásem polárních září. Ačkoli je tato oblast velmi dlouhá, nepřesahuje její tloušťka 1 km (ve směru od severu k jihu), protoţe dráhy elektronů, které ji vytvářejí, se sbíhají. Elektrony se totiţ pohybují dolů po zuţujících se šroubovicích, navinutých na sbíhající se magnetické indukční čáry. V současné době vědci pozorují slábnutí intenzity magnetického pole, plyne to z porovnávání dat za posledních 100 let. Za tuto dobu poklesla intenzita asi o 10 %, coţ

22

Zdroj: www.aldebaran.cz

40

znamená, ţe jeho intenzita můţe klesnout na nulu jiţ za 1000 let. Vědci se však nemohou shodnout, zda se jedná o skutečný pokles intenzity, či o přepólování magnetických pólů. V této souvislosti se hovoří o zrychlení pohybu severního geomagnetického pólu, jehoţ poloha se od oblasti Kanady posouvá směrem k Sibiři. Za posledních 100 let se severní magnetický pól posunul o více neţ 1 000 km. Nyní pro porovnání uvedeme polohu pólů v jednotlivých letech: 2001

81,3° s. š. 110,8° z. d.

2010

85° s. š.

1998

64,6 j. š.

2010

64,4 j. š. 137,3 v. d.

138,5 v. d.

X.

132,6° v. d.

Stavba Země

Jiţ na základní škole se ţáci dozvídají, ţe Země se skládá z několika soustředných slupek, tj. kůry, pláště a jádra. Kaţdá slupka má své zvláštní chemické sloţení a fyzikální vlastnosti, liší se zejména hustotou, tlakem a teplotou. Tato část fyzického zeměpisu je ovšem zařazená v šesté třídě základní školy nevhodně, neboť je pro ţáky velmi obtíţná, vzhledem k tomu, ţe pojmy jako hustota, tlak či rychlost pro ně nejsou známé. Ţáci tedy získávají informace, kterým nemohou porozumět, a které jsou v této části vzdělávacího procesu pro ně zbytečné. Pojem hustota je definován ve fyzice na konci šestého ročníku, tlak je obvykle zařazen ve fyzice v ročníku sedmém. V zeměpisných učebnicích je pak chybně uváděno: „Čím více se blíţíme ke středu Země, tím víc roste tlak i teplota“.23 Autoři další z učebnic pro základní školy se pokouší o objasnění metody získávání poznatků o nitru naší planety. Opět ale předbíhají učivo fyziky, neboť hovoří o uvolnění energie při zemětřesení, zemětřesných vlnách, jejich rychlostech. Tyto „nešvary“ se vyskytují ve všech učebnicích pro základní školu. I ve středoškolské geografii se setkáme s některými pojmy, které jsou uvedeny pouze formálně. Je to například pojem tepelný tok. Uveďme si nyní některé podrobnější informace o stavbě Země. O svrchní části kůry lze získat poznatky přímým pozorováním. Nejhlubší vrt dosáhl hloubky kolem 12 km. O zemském nitru nám dává podrobné poznatky seizmologie. Seizmické vlny dokáţí pronikat zemským nitrem s malým útlumem na velké vzdálenosti. Známe jich 23

HÜBELOVÁ D., NOVÁK S., WEINHÖFER M., Zeměpis: Přírodní obraz Země, str. 10

41

mnoho druhů a kaţdá z nich přináší informace o jiné části Země. Seizmologové studují hlavně dráhy zemětřesných vln a rychlost jejich šíření. Čím je větší počet stanic, na kterých bylo konkrétní zemětřesení zachyceno, tím jsou informace o něm přesnější. Zemětřesné vlny se na rozhraních hornin, které mají různé hustoty, chovají podobně, jako kdyţ světlo prochází kusem skla. Tuto analogii však nemůţeme pouţít ve fyzickém zeměpise na základní škole, neboť odraz a lom světla, či index lomu prostředí jsou pojmy z optiky, která se vyučuje později. Jestliţe vlny zasáhnou rozhraní pod malým úhlem, odráţejí se. Vlny ze vzdálených zemětřesení prostupují kůrou pod velkými úhly, zatímco vlny blízkých zemětřesení vystupují pod malými úhly. Znají-li geofyzikové tyto úhly, rychlosti, jimiţ se vlny šíří, časy jejich první detekce a příslušné vzdálenosti, mohou vypočítat polohy a hustoty různých slupek Země. Podrobněji bude tato problematika zmíněna v kapitole Zemětřesení a sopečná činnost. Zemská kůra Rozlišujeme dva základní typy, tj. zemskou kůru oceánského a kontinentálního typu. Svrchní kůra pod kontinenty je známá jako sial (podle prvních dvou písmen latinských názvů křemíku a hliníku). Pod oceánskými oblastmi a v podloţí kontinentálního sialu se kůra nazývá sima (podle křemíku a hořčíku). Sial má hustotu 2,7 g ∙ cm-3, sima pak 2,9 g ∙ cm–3. Oceánskou kůru tvoří sima. Pod pevninami má oceánská kůra průměrnou mocnost 35 km, pod oceánskými pánvemi je to 5 - 7 km. Největší tloušťka zemské kůry byla zjištěna pod Himalájemi – přibliţně 85 km. Pevninská kůra zaujímá asi 60 % celkového objemu zemské kůry, oceánská kůra kolem 20 % objemu zemské kůry, zbylých 20 % připadá na přechodovou kůru. Oceánská kůra však zabírá větší část zemského povrchu neţ kůra kontinentální, kolem 70 %. Mohorovičicova diskontinuita (MOHO) Kůru od pláště odlišuje náhlá změna hustoty z 2 900 na 3 300 kg ∙ m-3. Tato plocha známá jako Mohorovičicova diskontinuita (nebol-li rozhraní), byla nazvána podle chorvatského vědce, který ji objevil v r. 1909. Je v průměrné hloubce 35 km pod kontinenty, pod oceány pouze 5-10 km. Při přechodu přes toto rozhraní z kůry do pláště se rychlost šíření podélných vln mění z hodnot přibliţně 6,5-7,5 km/s na hodnoty větší neţ 8 km/s. Pojem rozhraní je ovšem relativní. V některých oblastech, např. pod Alpami, místo rozhraní existuje nevýrazná přechodová oblast, kde k uvedenému vzrůstu rychlostí dochází v rozdílu hloubek v řádech kilometrů. V jiných oblastech se naopak 42

rychlost zvyšuje skokem, tloušťka rozhraní je kolem 1 km. V některých oblastech můţe dojít i k tzv. zdvojení rozhraní, kde v rozdílu hloubek 40 km, můţeme nalézt více rozhraní, na kterých se mění rychlost šíření zemětřesných vln. Zemský plášť- svrchní, střední a spodní plášť Svrchní plášť se skládá z tenké pevné svrchní vrstvy sahající do hloubky asi 60-100 km pod Moho, dále z astenosféry dosahující asi 200 km a ze silné spodní vrstvy v rozpětí 200-700 km. Astenosféra je vlivem tlaku a teploty blízké bodu tání téměř tekutá. Svrchní vrstva pláště spolu s kůrou tvoří litosféru. V zemském plášti rostou rychlosti seizmických vln do hloubky okolo 1 000 km velmi rychle. Pod Moho je rychlost podélných vln zhruba 8 km/s, v hloubce 1 000 km asi 11 km/s, v hloubce 2 900 km téměř 14 km/s. Gutenbergova diskontinuita Gutenbergova

diskontinuita,

která

odděluje

spodní plášť od vnějšího jádra, leţí v hloubce 2 900 km. Tady vzrůstá hustota z 5 500 na 10 000 kg ∙ m-3. Na rozhraní plášť-jádro klesá rychlost podélných vln z hodnoty přibliţně 14 km/s na hodnotu 8 km/s. Rychlost příčných vln klesá z přibliţně 7 km/s na rychlost méně neţ 1 km/s. Obr. č. 3524

Jádro vnější a vnitřní Jádro se v hloubce kolem 5 150 km dělí na vnější a vnitřní. Skládá se zřejmě ze ţelezoniklové slitiny. Vnější jádro je tekuté, protoţe jím neprocházejí příčné zemětřesné vlny, zatímco vnitřní jádro je pevné. Mezi vnějším a vnitřním jádrem je přechodová zóna. Tekutina vnějšího jádra je elektricky vodivá, vlivem rotace Země vytváří magnetické pole. Rychlost podélných vln těsně nad ní činí přibliţně 10 km/s, pod ní přibliţně 11 km/s. Hustota se na rozhraní vnějšího a vnitřního jádra mění z 12 300 kg ∙ m-3 na 13 300 kg ∙ m-3 a ve středu Země vzrůstá asi na 13 600 kg ∙ m-3.

24

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1948-stavba-nitra-zeme

43

XI.

Teorie

Globální tektonika, zemětřesení, sopečná činnost deskové

tektoniky

představuje

hlavní

výsledek

rozsáhlého

mezinárodního projektu, který proběhl v letech 1960-1970. Tzv. Projekt svrchního pláště nabízí logický a srozumitelný výklad pohybu kontinentů, horotvorných procesů či zemětřesení. Nejedná se ovšem o univerzální teorii, například není dobře vysvětlena tektonická aktivita uvnitř desek nebo vertikální pohyby. Shrňme nyní hlavní tvrzení této teorie: 1. Svrchní části Země jsou tvořeny relativně tuhými deskami litosféry, které se pohybují po „téměř tekutém“ podkladě, tzv. astenosféře. Litosférická deska můţe tvořit kontinent, oceán, či je na části kontinent a na zbytku oceán. Není to tedy jen „pohyb kontinentů“, jak se mnohdy mylně uvádí. 2. Hlavní tektonická činnost, ať uţ horotvorná, zemětřesná nebo vulkanická, je vázána především na hranice litosférických desek. Rozeznáváme tři druhy hranic litosférických desek. Oceánské hřbety (divergentní hranice): Oceánské hřbety se objevují tam, kde se dvě desky oddalují a vzniklou „mezeru“ neustále vyplňuje magma z astenosféry. Vzniká tak nová kůra, která je součástí pohybujících se desek. Tím se mořské dno rozpíná. Je to činnost

Obr. č. 3625

pomalá, ale ne zanedbatelná. Například Atlantik se takto rozestupuje o 2 cm za rok. K nejrychlejšímu rozpínání dochází ve východním Pacifiku, kde se ročně vytváří 10 cm nové kůry, to představuje 1 000 km v časovém období 10 milionů let. Oceánské hřbety jsou místy výskytu četných mělkých zemětřesení (hloubky do 60 km) a jsou nejnovějšími částmi zemské kůry. Transformní zlomy Transformní zlomy jsou například příčné poruchy v oceánských hřbetech. Můţeme obecně napsat, ţe to jsou jakékoliv hranice, na kterých se litosférické desky posunují vůči sobě horizontálně. Transformní zlomy můţou spojovat dva úseky téhoţ hřbetu, 25

Zdroj: http://en.wikipedia.org/wiki/Mid-ocean_ridge

44

nebo dva příkopy. Například známý zlom San Andreas v USA vyznačuje hranici, na níţ se stýká Pacifická deska se Severoamerickou. Konvergentní hranice Na konvergentních hranicích dochází k interakci dvou desek. Sráţející se desky mohou být z oceánské kůry (vznikají pak hlubokooceánské příkopy), nebo jedna deska můţe být oceánská, zatímco druhá je kontinentální. Tak dochází k tzv. subdukci, tj. k podsouvání jedné (převáţně oceánské) pod druhou. Blízko těchto oblastí

Obr. č. 3726

dochází ke vzniku vrásových pohoří, např. Andy. Na obrázku je vznik příkopu při subdukci. Obě desky však mohou být i kontinentální. V tomto případě dochází k vrásnění, vznikají např. Himaláje (zde se Indická deska podsouvá pod Eurasijskou). Příčinou pohybu desek je konvekční proudění v plášti. Konvekční proudění vzniká při rozdílech teploty, nebo při gravitačních rozdílech v plášti. Pohybující se plášť tvoří „konvekční buňky“, které stoupají pod hřbety a sestupují pod příkopy. Tato teorie je podpořena měřením tepla vyzařovaného ze Země, kdy byly naměřeny hodnoty tepelného toku vyšší podél hřbetů neţ podél příkopů. Na základní škole se konvekční proudění vysvětluje dětem analogií s ohřevem vody v nádobě, coţ je ovšem vzhledem k fyzikálnímu učivu předčasné. Mezi velké litosférické desky řadíme tyto: Pacifická, Eurasijská, Africká, Australská, Severoamerická, Antarktická, Jihoamerická. Z těch menších jmenujme například: Nazca, Arabská, Scotia, Juan de Fuca, Kokosová, Filipínská atd. Jsou znázorněny na následujícím obrázku. Šipky naznačují směr pohybu desek.

26

Doplnit zdroj obrázku

45

Obr. č. 38 27

Zemětřesení, sopečná činnost Zemětřesení je krátkodobý otřes zemské kůry. Podle původu dělíme zemětřesení: 1. exogenní: vzniká mělko pod povrchem Země, popřípadě na jejím povrchu (příčiny: např. pád meteoritů, výbuchy zemního plynu apod.) 2. endogenní: spjaty s vulkanismem nebo tektonickými pohyby Z geografického rozšíření hlavních zemětřesných oblastí je patrná těsná souvislost mezi zemětřeseními a tektonikou. Většina zemětřesení vzniká v místech, kde je nějakým způsobem narušena zemská kůra. Obvykle to bývá na okraji litosférických desek, v místech, kde se střetávají dvě litosférické desky. Přibliţně 75% všech zemětřesení vzniká v Tichém oceánu, místa jejich výskytu tvoří tzv. ohnivý kruh (obr. č. 39). Další oblast s četným výskytem zemětřesení je Středomořská oblast vedoucí od Itálie aţ po Turecko a Irán.

27

Zdroj: http://en.wikipedia.org/wiki/File:Plates_tect2_en.svg

46

Popišme si nyní jednoduše mechanismus zemětřesení. Jednotlivé bloky hornin se na

rozhraní

pohybují

litosférických rychlostmi

desek

v řádech

několika cm za rok. Pokud desky narazí jedna na druhou, začne se kinetická energie hromadit v podobě potenciální energie. Tento proces je pomalý, můţe trvat aţ stovky let, neţ se nahromaděná potenciální energie

Obr. č. 3928

pruţnosti uvolní. Energie pruţnosti se pak projevuje jako kinetická energie zemětřesných vln. Změny energie při zemětřeseních jsou obrovské (u nejsilnějších zemětřesení aţ 1018J), mají za následek velkou deformační práci. Středoškolská definice zemětřesení je poněkud zjednodušená. Uveďme konkrétní příklad: „Zemětřesení je otřásání povrchu litosféry. Dochází k němu při náhlém uvolnění energie uvnitř Země.“ (Demek J, Voţenílek V., Vysoudil V., 2001 str. 59). K zemětřesení rozhodně nedochází „náhle“, jak bylo výše uvedeno. Ohnisko zemětřesení je prostor v zemské kůře, popř. svrchním plášti, v němţ zemětřesení vzniká. Pro teoretické úvahy nahrazujeme ohnisko bodem, tzv. hypocentrem, z něhoţ se pak seizmický rozruch šíří. Místo na zemském povrchu leţící nad hypocentrem se nazývá epicentrum. Jeho přímá vzdálenost od hypocentra udává hloubku zemětřesení. V okolí epicentra se účinky zemětřesení projevují nejsilněji. Čáry spojující místa stejné intenzity zemětřesení na povrchu Země jsou izoseisty. Je-li epicentrum bodové, mívají tvar zhruba koncentrických kruţnic. U hlubokých zemětřesení bývají vzdálenosti mezi izoseistami větší neţ u mělkých nebo povrchových. Registrace a výzkum zemětřesení jsou zaloţeny na studiu šíření seizmických vln. Při zemětřesení rozlišujeme tři druhy vln: 1. Podélné vlny (P-vlny), které vznikají dilatačně koncentračním kmitáním částic hmoty ve směru šíření vlny. Mají největší rychlost a jsou jako první registrovány měřícími přístroji. Rychlost šíření je 8 km/s. 2. Příčné vlny (S-vlny), které kmitají kolmo ke směru šíření vlnového paprsku. Mají zhruba poloviční rychlost vln podélných a dostihnou zemský povrch aţ v druhém sledu za vlnami podélnými. Rychlost šíření je 4,5 km/s.

28

Zdroj: http://en.wikipedia.org

47

3. Povrchové vlny (L-vlny) vznikají na rozhraní dvou odlišných prostředí. Mají největší vlnovou délku a rychlost menší, nebo nanejvýš rovnou rychlosti vln S. Rozlišujeme

povrchové

vlny

Loveova typu, při nichţ prostředí kmitá

v

horizontální

rovině,

kolmo na směr šíření, a vlny Rayleighova typu, polarizované elipticky podobně jako vlny na vodě.

Obr. č. 4029

Rychlosti šíření zemětřesných vln závisí na hustotě prostředí, jak jiţ bylo uvedeno v kapitole Stavba Země. V hustším prostředí se vlny šíří rychleji, na rozhraních se pak lámou, odráţejí a transformují (podélné na příčné a naopak). Tady lze pouţít analogii s odrazem a lomem světla. Na silně zakřivených rozhraních dochází k vzniku stínu a ohybu (difrakci) vln.

Jelikoţ

geofyzikové dokáţí měřit dobu, za kterou je zemětřesení detekováno na různých seizmických stanicích, mohou zjistit i polohu jednotlivých rozhraní. To jak vlny prostupují Zemí tedy záleţí na hustotě prostředí,

úhlu dopadu a rychlosti šíření

Obr. č. 4130

vln v daném prostředí. Na obrázku je znázorněno šíření vln Zemí. Sílu zemětřesení charakterizujeme buď stupnicí magnitud, nebo stupnicí intenzity zemětřesení. Magnitudo je fyzikální veličina určená z maximálních amplitud seizmických vln, která udává velikost zemětřesení nezávisle na místě jeho výskytu. Velikostí magnituda, které odpovídá řádově určitá hodnota energie, se pak určují jednotlivé třídy energetické klasifikace zemětřesení. Pro magnitudo (někdy téţ označované jako velikost zemětřesení podle Richterovy stupnice) platí:

A  , A0   kde A, A0 jsou maximální amplitudy při dané vzdálenosti  od epicentra. Na začátku 21. M  log

století byla tato stupnice nahrazena tzv. seizmickým momentem. 29 30

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1947-seismologie Zdroj: http://sites.google.com/

48

K charakteristice intenzity zemětřesení se pouţívá mimo jiné i stupnice MercalliCancani-Siebergovy (stupnice MCS), která má 12 stupňů, jimţ odpovídají určité velikosti zrychlení zemětřesných pohybů (udáno v mm/s2). Tato stupnice je zaloţena na pozorování míry škody, které zemětřesení zanechalo jak na stavbách, tak na zemském povrchu. Mezinárodní zemětřesná stupnice: Stupeň

Zrychlení (v mm s-2)

Popis

I.

0,0-2,5

Člověk nepozoruje

II.

Velmi slabé

III.

5-10

Lehké

IV.

10-25

Mírné

V.

25-50

Dosti silné

VI.

50-100

Silné

VII.

100-250

Velmi silné

VIII.

250-500

Bořivé

IX.

500-1000

Pustošivé

X.

1000-2500

Ničivé

XI.

2500-5000

Zemětřesná katastrofa

XII.

5000

Velká zemětřesná katastrofa

V 50. Letech byla stupnice MCS zdokonalena a schválena mezinárodně jako modifikovaná stupnice Mercalliho (MM – Modified Mercalli). Se zemětřesením úzce souvisí i tzv. vlny tsunami. Ty vznikají při podmořských zemětřeseních, zpravidla je-li magnitudo zemětřesení vyšší neţ 7 stupňů. Na otevřeném moři se tyto vlny šíří rychlostí aţ 700 km/h, mají však výšku jen několik desítek cm. Vlnová délka můţe být několik stovek km. Kdyţ vlna tsunami dorazí k pobřeţí, klesá vlivem tření její rychlost, avšak díky konstantní energii roste výška vlny. Výška vln u pobřeţí tak můţe být desítky metrů, poslední tsunami v Japonsku v roce 2011 dosahovala výšky aţ 38 m. Příchodu vlny k pobřeţí předchází krátkodobý odliv. Je třeba také dodat, ţe první vlna obvykle nebývá tou nejsilnější.

49

Výrazným projevem vnitřních zemských sil je sopečná činnost, nebo-li vulkanismus. Vulkanismem se rozumějí všechny pochody spjaté s pohybem magmatu uvnitř i na povrchu zemské kůry, dále pak geologické jevy spojené s vystupováním magmatu k zemskému povrchu. Vulkanismus velmi úzce souvisí s pohybem zemské hmoty a se zemětřesením.

XII. Zemská atmosféra Učivo o atmosféře patří mezi zásadní kapitoly fyzického zeměpisu. Atmosféra se spolu se Zemí účastní rotačního a evolučního pohybu, má vliv na změnu slunečního záření, počasí a podnebí. Prostřednictvím ozonové vrstvy chrání organismy před UV zářením, působí chemicky a fyzikálně na litosféru, přetváří záření z vesmíru. Pro výklad učiva o atmosféře jsou fyzikální znalosti nezbytné. Na základní škole je nutný výklad pojmů teplota, hustota, tlak, vlhkost, skupenství a jeho změny. Tyto fyzikální veličiny a děje je nutné dobře popsat, abychom mohli přistoupit k popisu atmosférických dějů, jako je např. proudění vzduchu. Jak jiţ bylo několikrát v tomto textu uvedeno, v šestém ročníku základní školy ţáci tyto fyzikální znalosti nemají. Ve středoškolské geografii se setkáme zejména s chybným zavedením pojmu atmosférický tlak, a to i v učebních textech určených pro přípravu k maturitní zkoušce. Opět se objevuje jiţ zmiňovaný pojem Coriolisova síla, jeţ středoškolská fyzika nedefinuje. Můţeme se rovněţ setkat s velmi zjednodušeným výkladem proudění vzduchu na Zemi. Podrobněji tyto případy rozebereme dále. Nyní se zabývejme sloţením atmosféry. Hmotnost zemské atmosféry je přibliţně 5 ∙ 1018 kg, coţ není ani jedna milióntina hmotnosti Země. Přitom polovina celkové hmotnosti atmosféry je soustředěna do výšky 5-6 km nad zemským povrchem, 99 % hmotnosti do výšky 30 km. Základními plyny v atmosféře jsou dusík N2, kyslík O2 a argon Ar. Jejich procentuální obsah v suchém vzduchu (tj. vzduch bez vodní páry) je prakticky stálý. V suchém vzduchu připadá 78,084 % objemu na dusík. Tento plyn se do atmosféry dostává při sopečné činnosti. Kyslík (20,946 %) hraje významnou roli v pohlcování slunečního záření, jeho jediným zdrojem je fotosyntéza. Argon (0,934 %) je výsledkem rozpadu radioaktivního izotopu draslíku K40. Podstatný je i obsah oxidu uhličitého CO2. Protoţe se tento plyn výrazně podílí na pohlcování a vyzařování dlouhovlnného záření, má značný klimatický význam. Z ostatních plynů atmosféry má mimořádný význam

50

ozón. Pohlcování UV záření ozónem je vzhledem ke škodlivým účinkům tohoto záření na ţivočichy jednou z nutných podmínek ţivota na Zemi. Pro klima na Zemi je podstatný i obsah vodní páry v atmosféře. Průměrný obsah vodní páry ve vzduchu je 2,5 %, v nejvlhčích oblastech pak maximálně 4 % objemu vzduchu. Vodní pára má významnou roli při pohlcování dlouhovlnného záření, ovlivňuje aktuální stav atmosféry – počasí. Vedle plynů obsahuje atmosféra i mnohé pevné a tekuté částice. Lze je rozdělit na přirozené a antropogenní. Mezi přirozené aerosoly lze zařadit kosmický a vulkanický prach, částice z povrchu půdy a moře, pyl, baktérie atd. Antropogenní částice pak vznikají v průmyslových zařízeních, či jsou produktem automobilové a letecké dopravy. Jejich vliv na klima bude popsán dále. Dělení atmosféry Fyzikální vlastnosti atmosféry se mění jak v horizontálním, tak ve vertikálním směru. Podle charakteru změn teploty vzduchu s výškou se atmosféra dělí na několik vrstev: 1. Troposféra: vrstva atmosféry sahající od zemského povrchu v průměru do výšky 11 km, 17-18 km nad rovníkem, 8-9 km na pólech. Příčinou „zploštění atmosféry“ je rotace Země. Teplota vzduchu zde v průměru klesá přibliţně o 0,65 °C na 100 metrů výšky. Troposféra obsahuje převáţnou část celkového mnoţství vodní páry, proto se v ní vytvářejí oblaka. Převládá zde západní směr proudění vzduchu, je to oblast, ve které se tvoří vzduchové hmoty rozdílných vlastností, které od sebe oddělují fronty. Bude podrobněji uvedeno v kapitole Cirkulace atmosféry. Troposféra je od výše leţící vrstvy stratosféry oddělena tropopauzou o tloušťce od několika set metrů do 1,5 km. V pásmu mezi 25-70° zeměpisné šířky obou polokoulí se v blízkosti tropopauzy formují zóny velmi vysokých rychlostí proudění vzduchu (kolem 45-55 m/s, maximálně aţ 200 m/s) označené jako trysková proudění (jet stream). V oblastech tryskových proudění je tropopauza přerušena a vzniklými mezerami dochází k horizontální výměně vzduchu mezi svrchní troposférou a spodní stratosférou. 2. Stratosféra: sahá od tropopauzy do výšky 50-55 km od hladiny moře. V její spodní části se teplota vzduchu s výškou téměř nemění. Od výšky kolem 25 km teplota vzduchu vzrůstá a ve výšce kolem 50 km se teplota blíţí hodnotám při zemském povrchu. Obsah vodní páry je ve stratosféře nepatrný. Součástí stratosféry je 51

ozonosféra, tj. vrstva s relativně vysokým obsahem ozónu. Stratosféra je od další vrstvy oddělena stratopauzou. 3. Mezosféra: rozkládá se od stratosféry do výšky kolem 80-85 km. Teplota vzduchu v ní s výškou klesá aţ do -100 °C na horní hranici. 4. Termosféra: od mezosféry je oddělena mezopauzou. Teplota vzduchu v termosféře prudce vzrůstá, v 150-200 km dosahuje jiţ 500 °C a v 500-600 km převyšuje 1 500°C. Tyto vysoké teploty jsou dány velkou kinetickou energií molekul vzduchu. V termosféře vznikají polární záře. 5. Exosféra: vnější část atmosféry ve výškách nad 800 km. Jednotlivé částice vzduchu zde dosahují mimořádně vysokých rychlostí, při nichţ se dostávají na hyperbolické trajektorie, a dostávají se po překonání gravitace Země do meziplanetárního prostoru. Jedná se především o atomy vodíku a hélia. Ve vzdálenosti 1 000 aţ 50 000 km od zemského povrchu existují kolem Země tzv. zóny uchvácené radiace, obsahující nabité částice (tzv. radiační pásy Země). Viz kapitola IX. Zemský magnetismus. V hladinách kolem 60 km jiţ dochází k ionizaci vzduchu. Působením korpuskulárního záření a UV záření dojde k odštěpení elektronu od neutrálních atomů a molekul vzduchu, které tím získávají kladný náboj. Při velké koncentraci iontů se plyny stávají elektricky vodivými. Od této hranice tak mluvíme o ionosféře. Ionosféra se projevuje odráţením elektromagnetických vln. V souvislosti s teplotou je třeba rovněţ zmínit pojem teplotní inverze. V inverzní vrstvě roste teplota vzduchu s výškou a je silně omezena moţnost promíchávání vzduchu v horizontálním i vertikálním směru. Podle výšky inverzní vrstvy nad Zemí se rozlišuje přízemní a výšková inverze. Podle příčiny vzniku pak advekční, frontální, radiační, noční, popř. pasátová (více v Meteorologickém slovníku). Atmosférický tlak, vlhkost vzduchu, průměrná teplota Nyní se zaměřme na zavedení fyzikální veličiny atmosférický tlak. Jak jiţ bylo několikrát v této publikaci zmíněno, na základní škole se ţáci s touto veličinou seznamují v 7. ročníku, tedy později, neţ se o její znalost opírají ve fyzickém zeměpise. V některých učebnicích zeměpisu pro základní školy se však můţeme setkat s pokusy o jeho definování. Obvykle dochází k chybnému ztotoţňování tlaku a síly, s čímţ se můţeme setkat i v jiţ zmiňovaných učebnicích pro přípravu k maturitní zkoušce 52

Zeměpis v kostce. Zaráţející z pohledu fyziky je rovněţ definice ze středoškolské učebnice: “Zemská atmosféra je hmotná a proto působí na zemský povrch určitým tlakem.“ (Demek J., Voţenílek V., Vysoudil M., 2001, str. 40). Vycházíme-li z fyzikální definice tlaku (tlak p určíme pomocí síly F rovnoměrně spojitě plošně rozloţené, působící kolmo na rovinnou plochu a dělenou velikostí této plochy S, tedy p=F ∙ S-1), můţeme definovat atmosférický tlak takto: Atmosférický tlak je tlak atmosféry na všechna tělesa v ovzduší a na zemský povrch, způsobený tíhou vzduchového sloupce nacházejícího se nad nimi. V SI je jednotkou tlaku newton na čtverečný metr, N ∙ m-2, jednotka se nazývá Pascal (Pa). Tlak vzduchu je závislý na rozloţení tepla na Zemi, na nadmořské výšce, velikosti tíhového zrychlení i na mocnosti, teplotě a hustotě atmosféry v daném místě. Na kolísání hodnoty tlaku vzduchu mají vliv i slapové síly, podobně jako slapy na moři. Hodnota průměrného (normálního) tlaku na hladině moře při teplotě 0° C je 1,01 325 ∙ 105 Pa. Vztah mezi pascalem a jinými dříve uţívanými jednotkami nepatřícími do SI je dán vztahy: 1 atm = 1,01 325 ∙ 105 Pa = 760 Torr = 14,7 lb ∙ in-2, 1 mbar = 103 dyn ∙ cm-2 = 105 N ∙ m-2. Jak jiţ bylo řečeno, atmosférický tlak klesá s nadmořskou výškou. Tento pokles znázorňuje graf na

obrázku.

Vedle

tlaku

jsou

základními

fyzikálními charakteristikami kaţdého plynu jeho teplota T a hustota . Vzájemná závislost těchto charakteristik u ideálního plynu je dána stavovou rovnicí plynů: pv = RT, v níţ v vystupuje jako molární objem a R plynová konstanta.

Hustota

vzduchu podléhá stálým změnám v souladu s tím, jak se mění jeho teplota, obsah vodní páry a tlak. Hustota

klesá

s výškou

stejně

jako

tlak.

Sledujeme-li hodnoty atmosférického tlaku vzhledem

Obr. č. 4231

k jejich rozloţení na zemském povrchu, zjistíme, ţe existují na Zemi oblasti zvýšeného či sníţeného tlaku vzduchu. Je to zejména pás sníţeného tlaku vzduchu v okolí rovníku, potom dva pásy zvýšeného tlaku vzduchu v subtropech a dva pásy nízkého tlaku

31

Zdroj: http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1943-atmosfera-zeme

53

vzduchu v oblastech 60. rovnoběţek. Podrobněji o změnách tlaku vzduchu se zmíníme v kapitole Cirkulace atmosféry. V předchozím textu jsme zmínili pojem vlhkost vzduchu. Absolutní vlhkost vzduchu udává hmotnost vodní páry obsaţené v jednotce objemu vzduchu. Relativní, nebo také poměrná vlhkost vzduchu, udává poměr absolutní vlhkosti vzduchu v, k vlhkosti vn, kterou by měl vzduch při stejné teplotě, kdyby byl vodními parami nasycen. Platí: r 

v  100% .  vn

Teplotu vzduchu meteorologové měří teploměrem, obvykle umístěným ve výšce 2 m nad zemským povrchem v meteorologické budce. Průměrná teplota vzduchu se vypočítá z hodnot naměřených v 7 hod, 14 hod a 21 hod dle následujícího vzorce: T 

T7  T14  2  T21 . Je zde uveden z toho důvodu, ţe v některých učebnicích 4

pro základní školy je uveden chybný výpočet. Příklad 1: Ze znalosti atmosférického tlaku vzduchu při povrchu Země můţeme přibliţně určit hmotnost zemské atmosféry. Tlak vzduchu při zemském povrchu je zhruba 1 000 hPa = 105 N ∙ m-2. To znamená, ţe tíha sloupce vzduchu, který je nad 1 m2 zemského povrchu, je přibliţně 105 N a hmotnost tohoto sloupce 104 kg. Tíhová síla je zde vlastně tlakovou silou a platí: m ∙ g = p ∙ S, kde S je plocha zemského povrchu, coţ je 510 ∙ 106 km2. Potom tedy:

m

p  S 10 5  5  1014  kg  5  1018 kg. g 10

Příklad 2: Atmosférický tlak v nepříliš velkých výškách nad zemským povrchem, můţeme vyjádřit ze vztahu: p  p0  e 0,000127h ,

kde p0 = 101,3 kPa je tlak v nulové nadmořské výšce a h je výška nad povrchem Země. S pouţitím tohoto vzorce mohou ţáci určovat velikost atmosférického tlaku různých nadmořských výškách. Lze tak například ověřit, ţe poloviční tlak oproti tlaku u zemského povrchu, je v nadmořské výšce přibliţně 5 400 m n. m.

54

Vliv atmosféry na intenzitu slunečního záření Mnoţství slunečního záření, které dopadá na zemský povrch je ovlivněno tvarem Země a sniţuje se směrem od rovníku k pólům. Celkově tvoří sluneční záření na povrchu Země 99,98 % bilance celkové energie, zbytek tvoří geotermální energie. Celkovou intenzitu elektromagnetického záření Slunce dopadajícího na horní hranici atmosféry na jednotkovou plochu kolmou k paprskům při střední vzdálenosti Země od Slunce nazýváme solární konstanta. Její hodnota je 1370 W ∙ m-2 (hodnota z roku 1999). Slovo konstanta není úplně na místě, neboť vzdálenost Země od Slunce se v průběhu roku mění, proto kolísá i hodnota solární konstanty. Sluneční záření je elektromagnetické záření. Rozlišujeme sluneční záření infračervené, viditelné a UV záření. Vlnová délka infračerveného záření je více neţ 750 nm, viditelné záření je v rozsahu vlnových délek 400-750 nm, UV záření je pak záření s vlnovou délkou menší neţ 400 nm. Pro popis slunečního záření zavádíme veličinu intenzita I, která se definuje jako mnoţství energie, která za jednotku času dopadá na jednotkovou plochu, která je ke slunečním paprskům orientována kolmo. Uvádí se, ţe kolem 30 % sluneční energie se odrazí od zemského povrchu, atmosféry a jejich příměsí (Sobíšek B., 1993, str. 24). Mluvíme o albedu Země. Vyjadřuje se obvykle v procentech a udává poměr záření odraţeného a dopadajícího na jednotku plochy. Největší albedo má sněhová pokrývka. U vodních ploch závisí albedo na výšce Slunce nad obzorem. Můţeme tak pozorovat v podvečer zrcadlový odlesk vodní plochy, zatímco stejná vodní plocha nám v poledne připadá tmavší. Sluneční záření se při průchodu atmosférou mění. Jeho intenzita se zmenšuje pohlcováním a rozptylem záření na molekulách vzduchu a příměsích atmosféry. Tyto změny jsou tím větší, čím je dráha paprsků v atmosféře delší. Mění se i s rostoucí hustotou vzduchu a koncentrací příměsí v atmosféře. Při rostoucí optické hustotě vzduchu směrem k zemskému povrchu dochází k refrakci paprsků, tj. k jejich lomu. V atmosféře se v průměru pohltí 15 % slunečního záření a velká část záření, které atmosférou prostupuje směrem od Země. Pohlcování je výraznější hlavně v ultrafialové a infračervené části spektra a týká se některých vlnových délek. Při pohlcování se sluneční energie přemění na teplo, ve vyšších vrstvách atmosféry se můţe projevit jako energie elektrická. Vliv na pohlcování záření v atmosféře má zejména CO2 , ozón a vodní pára. Nejméně pohlcuje atmosféra sluneční záření v ranních a večerních hodinách

55

a v zimních měsících. Je to v závislosti na výparu a mnoţství vodní páry, která je obsaţena ve vzduchu. Vraťme se nyní k tomu, co je rozptyl záření. Dochází k němu zejména na molekulách a atomech plynů ve vzduchu, tj. Rayleighův rozptyl, a na větších kapalných a pevných částicích (rozptyl aerosolový). Rozptýlené záření se šíří od rozptylující částice všemi směry tak, jako by byla sama zdrojem záření. Pokud dojde k rozptylu záření na molekulách vzduchu, jsou v rozptýleném záření nejvíce zastoupeny krátké vlnové délky, tj. délky odpovídající modré a fialové barvě. Při rozptylu na částicích, které jsou svým rozměrem větší neţ molekuly, dochází k stejnému rozptylu všech vlnových délek, rozptýlené světlo má pak bílou barvu. Proto je obloha modrá a oblaka ozářená Sluncem mají bílou barvu. Na zemském povrchu a v atmosféře nedochází pouze k odrazu a rozptylu záření, ale i k vlastnímu vyzařování. Porovnáme-li vlastní vyzařování Země a atmosféry s vyzařováním Slunce, jsou pro něj typické větší vlnové délky a podstatně niţší intenzita. Atmosféra poměrně dobře propouští sluneční záření, avšak dlouhovlnné vyzařování zemského povrchu a své vlastní vyzařování výrazně pohlcuje. Jako celek atmosféra vykonává funkci filtru, který zachycuje větší část tepelného záření. Tento jev nazýváme skleníkový efekt. Je třeba napsat, ţe skleníkový efekt není jen negativním jevem. Bez jeho funkce by byla teplota povrchu Země asi o 33°C menší, coţ by mělo neblahý vliv na ţivot na Zemi. Problémem je ovšem zvyšující se koncentrace skleníkových plynů antropogenního původu. Radiační bilancí pak nazýváme souhrn veškerého záření přímého (krátkovlnného i dlouhovlnného) i rozptýleného, které je v systému Země-atmosféra pohlcováno, odráţeno nebo vyzařováno. Na změny radiační bilance má vliv zejména zenitová vzdálenost Slunce, vzdálenost Slunce-Země a fyzikální vlastnosti atmosféry, jako je např. teplota a vlhkost. V denních hodinách je obvykle radiační bilance kladná, v noci nabývá záporných hodnot. Příklad: Ze znalosti solární konstanty lze za pouţití Stefanova-Boltzmanova zákona určit povrchovou teplotu Země. Země pohlcuje záření dopadající ze Slunce, pro jehoţ velikost platí: P    R 2  k , kde R je poloměr Země, a k je solární konstanta. Země zároveň

vyzařuje

záření

o

velikosti: P  4  R 2    T 4 ,

56

kde

 = 5,6 703.10-8 W ∙ m-2 ∙ K-4 se nazývá Stefanova- Boltzmanova konstanta. Protoţe Země je dlouhodobě v tepelné rovnováze, pak rovnosti platí:

4    R2    T 4    R2  k k 1370 4  278,8 K, 4  4  5,67  108 coţ je přibliţně 6°C. T 4

XIII. Cirkulace atmosféry Pod pojmem všeobecná cirkulace atmosféry si můţeme představit celý systém atmosférického proudění v rozsahu celé planety. Je to pohyb vzduchu ve vertikálním i horizontálním směru, spojený s přenosem energie, hybnosti či vláhy. Cirkulace atmosféry je vyvolána zejména výslednou bilancí slunečního záření v různých zeměpisných šířkách, rotací Země, různorodostí zemského povrchu (nerovnoměrné rozloţení pevnin a oceánů) nebo třením proudícího vzduchu o orografické překáţky. Hlavní příčinou vyvolávající a udrţující všeobecnou cirkulaci atmosféry, jsou rozdíly v tlaku vzduchu mezi jednotlivými oblastmi. K cirkulaci vzduchu tak dochází ve směru tlakového gradientu. K nejvýznamnějším tlakovým útvarům patří pás nízkého tlaku vzduchu v rovníkové oblasti, poté dva zonální pásy vysokého tlaku vzduchu v subtropech a dva pásy nízkého tlaku vzduchu podél 60. rovnoběţky. Tyto tlakové výše, resp. níţe se s malými změnami vyskytují po celý rok. Lze rovněţ rozlišit sezónní tlakové útvary, které se ve sledovaných oblastech tvoří pouze v určitou část roku. Oblasti se stejným tlakem vzduchu spojují tzv. izobary. Mezi základní tlakové útvary patří tlakové níţe (cyklóny), tlakové výše (anticyklóny), hřebeny vysokého tlaku vzduchu a brázdy nízkého tlaku vzduchu. Tlaková výše či níţe je takový tlakový útvar, který je kolem svého centra ohraničen izobarou. Máme-li oblasti vysokého či nízkého tlaku vzduchu, které nejsou ohraničené, mluvíme o brázdě nebo hřebenu. Směr proudění vzduchu je však ovlivňován Coriolisovou silou. Znovu zdůrazňuji, ţe středoškolská geografie tento pojem pouţívá, avšak středoškolská fyzika ho nedefinuje. Coriolisova síla má vertikální a horizontální sloţku. Velikost vertikální sloţky můţeme zanedbat, v úvahu vezmeme pouze její horizontální sloţku. Platí, ţe Coriolisova síla je vţdy kolmá ke směru proudění vzduchu, na severní polokouli směřuje vpravo od směru proudění vzduchu, na jiţní vlevo. Tak lze odvodit, ţe směr proudění vzduchu 57

v oblastech nízkého tlaku vzduchu je na severní polokouli proti směru otáčení hodinových ručiček, v oblastech vyššího tlaku vzduchu po směru hodinových ručiček. Na jiţní polokouli platí naopak. Popišme si nyní zjednodušeně výměnu vzduchu mezi základními tlakovými útvary. Vzduch na rovníku, který je zahříván více neţ v polárních oblastech, má niţší hustotu a tlak. Pod místy, kde je vzduch ohřátý (má tedy niţší hustotu neţ studený vzduch) a stoupá, se atmosférický tlak sníţí, vznikne tak tlaková níţe. Pás nízkého tlaku vzduchu okolo rovníku je široký 200-300 km. Při stoupání se vzduch adiabaticky ochlazuje, dojde ke sráţení vodní páry, která je ve vzduchu obsaţena. Proto bývá pro tlakovou níţi charakteristické deštivé počasí (v létě přináší ochlazení, v zimě naopak oteplení). Tam, kde vzduch naopak klesá shora dolů, vzniká na povrchu tlaková výše. Při sestupu se vzduch adiabaticky zahřívá, a proto nepřináší sráţky, ale naopak vysušuje půdu (v létě přináší slunečné a teplé počasí, v zimě naopak mrazivé). Sestupné proudění a tlakové výše jsou charakteristické pro subtropické oblasti. Vzduch pohybující se od rovníku směrem k pólům nazveme antipasátem. Vlivem otáčení Země se antipasáty postupně stáčejí tak, ţe na 30-35° severní a jiţní zeměpisné šířky vanou podél rovnoběţek. Ze subtropických oblastí proudí vzduch při zemském povrchu částečně na sever a částečně na jih. Vzduchové proudy, které směřují k rovníku, nazýváme pasáty. Směr k rovníku však není přímý, jak bývá v některých učebnicích nakresleno. Na severní

polokouli

severovýchodní polokouli

a

vane na

jiţní

jihovýchodní

pasát,

coţ je ovlivněno zmiňovanou Coriolisovou silou. Jak

jiţ

bylo

napsáno,

v oblastech

kolem

60. rovnoběţek leţí na obou polokoulích pásy nízkého tlaku vzduchu.

Do

těchto

oblastí

proudí vzduch ze subtropického pásu i z polárních oblastí.

32

Obr. č. 4332

Zdroj: http://en.wikipedia.org/wiki/File:AtmosphCirc2.png

58

Subtropický vzduch se vlivem stáčením na severní polokouli mění na jihozápadní aţ západní. Toto proudění převládá v mírných šířkách. V oblasti pólů vytváří studený vzduch oblasti vysokého tlaku vzduchu, kde vanou východní větry, které směřují do pásu nízkého tlaku vzduchu v mírných šířkách. Zmiňme okrajově pojem atmosférická fronta. Je to přechodná vrstva, která odděluje vzduchové hmoty, které mají různé fyzikální vlastnosti (teplotu nebo vlhkost). Fronty vznikají v troposféře, neustále se přeměňují a zanikají. Jsou spjaty s tlakovými níţemi, na přední stranu tlakové níţe se váţe teplá fronta, na zadní stranu pak studená fronta.

Teplá fronta je úzké pásmo mezi studeným a teplým vzduchem, které se

pohybuje směrem ke studenému vzduchu. Pro studenou frontu to platí naopak. Okluzní fronta vzniká, kdyţ studená fronta se naváţe na teplou frontu a spojí se studeným vzduchem před ní. Teplý vzduch je oři tom vytlačen nahoru. Rozlišujeme tři hlavní atmosférické fronty: a) Arktická fronta: odděluje arktický a polární vzduch b) Polární fronta: odděluje tropický a polární vzduch c) Tropická fronta: povaţována za rozhraní mezi pasáty obou polokoulí Všeobecná cirkulace atmosféry nebo vliv atmosféry na klima je popsán i v učebnicích pro základní školy. Toto učivo však musí být, vzhledem k chybějícím fyzikálním znalostem, pro ţáky obtíţně srozumitelné. Monzuny, tropické cyklony, tornáda, mořské větry Monzuny nazýváme sezónní střídání směru větrů. Příčinou vzniku monzunu je rozdílné oteplování kontinentu a oceánu. Letní monzun vane z moře na pevninu. Vzniká díky převládání nízkého tlaku vzduchu nad kontinentem, který se ohřívá pomaleji neţ oceán. Letní monzun přivádí do oblasti Indického oceánu četné sráţky. Zimní monzun vane opačným směrem, tedy z pevniny na moře. Souvisí s převládající tlakovou výší nad kontinentem, který je oproti oceánu chladnější. Toto proudění je příčinou období sucha v monzunových oblastech. Monzuny se vyskytují zejména v jihovýchodní Asii, západní Africe, severní Austrálii či východní Asii. Ve východní Asii hovoříme o mimotropickém monzunu, je vyvolaný rozdíly v tlaku vzduchu nad pevninami v létě a v zimě. Návětrné strany hor monzunových oblastí, patří mezi nejdeštivější místa na Zemi. Na návětrné straně hor vlhký vzduch stoupá, při výstupu se adiabaticky ochlazuje 59

o 1 °C na 100 m (suchoadiabatické ochlazování). Pokud teplota vzduchu klesne na hladinu rosného bodu, končí suchoadiabatický pokles teploty, dojde ke kondenzaci vodních par. Proto je pro návětrnou stranu hor charakteristické deštivé počasí. Dále klesá teplota jiţ jen o 0,6 °C (vlhkoadiabatické ochlazování). Za horskou překáţkou vzduch sestupuje dolů a krátce se zahřívá podle vlhké adiabaty o 0,6° C na 100 m do doby neţ se rozpustí oblačnost, potom se zahřívá o 1° na 100 m. Takto vznikají sráţkové stíny.

Obr. č. 44

Monzunem bývá rovněţ často nazýváno „medardovské“ počasí ve střední Evropě. Bývá tak popisováno západní nebo severozápadní proudění, které do střední Evropy přináší deštivé počasí na přelomu června a července. Opět vzniká vlivem rozdílů tlaků vzduchu nad oceánem a přehřátou pevninou. Nemá však svoji zimní část, proto je monzunem nazýváno neoprávněně. Jiné střídání větrů v místním měřítku

se

vyskytuje

u

větrů

pevninských a mořských. Mořské větry vznikají za teplých dnů podél mořských pobřeţí, kdyţ se mezi vzduchem

nad

velmi

rychle

se

ohřívající pevninou a méně rychle se ohřívající

vodou

utvoří

tlakový

gradient. Vítr vane na pevninu, ta se v noci ochlazuje rychleji neţ voda a

Obr. č. 45

60

opačný gradient vítr obrátí. V kaţdé zemi má místní vítr svůj specifický název, např. scirocco v Itálii nebo mistral ve Francii. Podobný původ má i föhn – teplý vítr projevující se na závětrné straně hor. Vzniká v tom případě, kdy se na obou stranách horského hřbetu vytvoří výrazné rozdíly v tlaku vzduchu. Vzduch je nasáván z tlakové výše do tlakové níţe přes horský hřeben. Na závětrné straně hor vzduch stoupá, ochlazuje se, aţ dosáhne rosného bodu a nastává kondenzace vodních par. Vzduch nasycený vodními parami se adiabaticky ochlazuje o 0,6 °C na 100 metrů výšky. Po přechodu horského hřebenu vzduch zbavený vodních par klesá nasáván oblastí nízkého tlaku vzduchu a při poklesu se adiabaticky ohřívá na kaţdých 100 metrů o 1 °C. Rozpouští se oblačnost a sniţuje se i jeho vlhkost. Přichází tak do údolí sušší neţ byl před výstupem na horský hřeben. Můţe trvat několik hodin aţ dní, oteplit se můţe aţ o několik desítek °C. Vyskytuje se často v Alpách a na Kavkaze. Známý je i fén anticyklonální, je pozorován i na horských vrcholech a všech svazích, nejen na závětrné straně. Hurikány (Karibská oblast) zvané téţ tajfuny (JV Asie a Japonsko), tropické cyklóny (Indie, Srí Lanka) nebo willy - willy (Austrálie), se tvoří nad teplými oceány s teplotou okolo 27 °C. Vznikají obvykle v pásmu mezi 5°-20° zeměpisné šířky. V blízkosti rovníku vznikají jen ojediněle, protoţe Coriolisova síla potřebná k cirkulaci vzduchu je zde minimální. Pro tropické cyklóny jsou charakteristické větry o síle 240-320 km/h. Maximální hodnoty se pohybují aţ kolem 400 km/h. Ve střední části cyklóny tzv. oku, o šířce 15-40 km, je bezvětří a bezoblačné počasí. V oku tropické cyklóny je nejniţší tlak, okolo 870 hPa. Kolem oka se spirálovitě vzhůru pohybuje teplý vlhký vzduch. Zjednodušeně řečeno, v tropické cyklóně se přeměňuje teplo vzniklé kondenzací vodní páry na kinetickou energii. Tornáda jsou prudké vířivé větry, které však postihují mnohem menší oblast neţ hurikány. Většina tornád se vyskytuje v poměrně úzkém pásu mezi americkými státy Texas a Iowa (tam se dostává vlhký teplý vzduch z Mexického zálivu pod příkrov suchého studeného vzduchu z Kanady). Z centrálního oblaku se k Zemi nejprve spustí centrální sloupec nízkého tlaku vzduchu, který nasává teplý vzduch nad povrchem. Ten do něj proudí všemi směry, začíná vířit a v divoké spirále stoupá vzhůru. Tornáda se většinou klasifikují podle Fujitovy stupnice. Stupně F0 a F1 představují slabá tornáda s rychlostí větru do 180 km/h, F2 a F3 jsou silná do 330 km/h. Stupňům F4 a F5 odpovídají zuřivá tornáda s šířkou i 1,5 km a rychlostí větru aţ 490 km/h.

61

IV. Oceánské proudění Fyzikální a chemické vlastnosti mořské vody Mořská voda se skládá z 96,5 % vody a 3,5 % solí, rozpuštěných plynů a organických látek. Je v ní zastoupeno 73 z 93 přírodních chemických prvků. Vedle chloridů a sodíku obsahuje mořská voda přes 13 % sulfátů, hořčíku, draslíku a vápníku. Zbylé mnoţství tvoří méně neţ 1 % objemu, jsou zde zastoupeny hydrogenuhličitany, bromidy, kyselina boritá, stroncium, fluoridy, křemík a stopové prvky. V mořské vodě jsou také přítomny rozpuštěné plyny z atmosféry včetně dusíku, kyslíku a oxidu uhličitého. Objem rozpuštěných solí v mořské vodě se nazývá salinita. Průměrná hodnota salinity mořské vody je 3,5 %. Jejím vlivem mořská voda zamrzá při teplotách niţších neţ 0 °C, při salinitě 3,5 % zamrzá při teplotě -1,9 °C. Salinita se mění s místními podmínkami, ústí velkých řek nebo tající led ji sniţují (při ústí řek se vytváří smíšenábrakická voda, tj. vrstva sladké vody leţící na slané vodě), zatímco v oblastech s malými sráţkami a vysokým výparem salinita vzrůstá. V oblastech kolem rovníku je salinita niţší, od rovníku směrem k subtropům se zvyšuje. V subtropických oblastech, kde je výpar větší neţ sráţky, je slanost největší a v Atlantském oceánu přesahuje hodnoty 3,7 %, v Tichém a Indickém oceáně 3,64 %. Od subtropů směrem k polárním oblastem se slanost opět sniţuje, protoţe se zvyšuje mnoţství sráţek, sniţuje se teplota vzduchu a výpar, vzrůstá vliv přítoků z řek a vody z tajících ledových ker. Mimořádně nízká salinita vzniká vlivem nízkého výparu vody z mořské hladiny a vlivem vydatného přítoku říční vody-např. v Černém moři je salinita 0,16-0,18 % a v Baltském moři 0,08 %. Velká salinitu má Rudé moře -4,2 %, coţ je způsobeno zvýšeným výparem a minimálním mnoţstvím sráţek. Hustota vody, a tedy i její hmotnost závisí na teplotě, salinitě a tlaku. Hustota roste s rostoucí salinitou a klesající teplotou jen při nízkých hodnotách salinity (tj. asi do 10 %). Maximální hustoty dosahuje voda při 4 °C a s dalším poklesem teploty k 0 °C se mírně zmenšuje. S rostoucím tlakem hustota vody stoupá. Ve svrchní vrstvě při hladině se hustota sniţuje ohříváním vody, dešťovými sráţkami, táním ledu a přítokem vody z řek, zvyšuje se ochlazováním a odpařováním. Při salinitě 3,5 % a při teplotě 0 °C má hustotu 1 028 kg/m3, při teplotě 20 °C 1 024 kg/m3. Změny hustoty svrchní vrstvy vody

62

vyvolávají konvekční proudění, tedy klesání studených polárních vod a jejich pomalý pohyb k rovníku (hlubinné proudění). V mořských úţinách vyvolává rozdílná salinita sousedních moří, a tedy i hustota trvalé intenzivní proudění, při němţ slanější vody tečou jako spodní proud do moře méně slaného a méně slané vody jako svrchní proud opačným směrem. (např. v Gibraltarském průplavu). Regionální odchylky v hustotě povrchové vodní vrstvy oceánů jsou ovlivněny klimatem a mořskými proudy. Hustota vod obecně roste od tropických šířek k polárním. Teplota mořské vody závisí především na slunečním záření. Sluneční záření je pohlcováno z největší části (asi 85 %) ve vrstvě vody do 1 m. Přenos tepla v oceánech probíhá ve směru horizontálním i vertikálním. Teplo se přenáší z niţších zeměpisných šířek, kde je ho přebytek, do oblasti vyšších šířek, kde je deficit tepla. Výměna tepla ve vertikálním směru se uskutečňuje hlavně konvekčním tepelným prouděním a turbulencí. Průměrná teplota svrchní vrstvy oceánů je 17,4 °C. Barvu oceánů určují vlastnosti světla procházejícího mořskou vodou. Záření z dlouhovlnné části viditelného spektra je blízko vodního povrchu pohlcováno, zatímco kratší vlnové délky (modré) se rozptylují a dávají proto moři modrou barvu. Pro mořský ţivot je důleţitá hloubka, do níţ můţe světlo pronikat. V čisté vodě světlo proniká aţ do 110 m, zatímco v kalných pobřeţních vodách jen do 15 m. Voda je dobrým vodičem zvuku, jenţ se v ní šíří rychlostí asi 1 446 m/s pro teplotu 0 °C. Tato hodnota se s rostoucí teplotou zvyšuje. Ve vodě teplé 20 °C se zvuk šíří rychlostí 1 514 m/s. Rychlost šíření zvuku se také mění o 13 m/s na 1% soli a o 18 m/s na 1 km hloubky. Teplota a tlak mořské vody však rychlost zvuku ovlivňují. Zvukové vlny procházející vodou se mění-lámou se, nebo se ohýbají jako světlo procházející skleněnou čočkou. K takovéto refrakci můţe dojít při termoklině, hranicí mezi teplou vodou u povrchu a studenou vodou v hloubce. Pohyby mořské vody V oceánech a mořích působí mnoţství vlivů, jejichţ výsledkem jsou pohyby mořské vody. Jsou to: a) Vnitřní vlivy, zejména tlakový gradient způsobený rozdílnou hustotou vody. b) Vnější vlivy: 

Kosmické vlivy, tj. působení Slunce, Měsíce a planet.



Atmosférické vlivy, a to zejména rozdíly v tlaku vzduchu projevující se větrem. 63



Vlivy působící z nitra planety, např. vulkanismus, zemětřesení.

Pohyby mořské vody se projevují v podobě vlnění, mořských proudů, dmutí (příliv a odliv). Zaměřme se nyní na vlnění

vyvolané

Délkou

vlny

větrem. nazýváme

vzdálenost mezi dvěma hřebeny

Obr. č. 4633

nebo doly vlny, výška vlny je relativní výškový rozdíl mezi hřebenem a dolem. Vlna se pohybuje ve směru větru a rychlostí udávanou v metrech za sekundu. Čas, který uplyne mezi průchodem dvou následujících hřebenů vlny jistým místem, je označována jako perioda vlny a je udáván v sekundách. Vlny vyvolané větrem náleţejí k typu oscilačních vln, protoţe částice vody vykonávají za dobu průchodu vlny vertikální krouţivý pohyb a vracejí se zhruba do výchozího místa. Tento krouţivý pohyb je největší při hladině a zmenšuje se směrem do hloubky. Na hřebenu vlny se částice pohybují dopředu ve směru větru. V dole se všechny částice pohybují zpět, ve směru opačném k pohybu vlny. Na polovině cesty mezi hřebenem a sedlem vlny se částice pohybují vertikálně nahoru nebo dolů. Dospějí-li vlny k pobřeţí, kde se zmenšuje hloubka oceánu, dochází k jejich brzdění. Kruhový pohyb se jiţ nemůţe do hloubky pravidelně vyvinout

a

hřebeny

postupují

rychleji neţ sedla. Pohyb vodních částic se mění z krouţivého v protáhlý a částice opisují elipsu s osou,

která

horizontální

má

směr.

přibliţně Zároveň

se

zmenšuje délka a zvětšuje výška vln. Kdyţ je hloubka vody rovna výšce vlny, hřebeny vln se začínají lámat a přepadávají. Tak vzniká příboj. Obr. č. 4734(bod A znázorňuje větší hloubku, bod B mělké moře)

Důkladný fyzikální popis vlnění získají studenti ve fyzice v třetím ročníku SŠ. 33 34

Doplnit zdroj Zdroj: http://en.wikipedia.org/wiki/File:Wave_motion-i18n-mod.svg

64

Mořskými proudy se nazývá horizontální nebo vertikální proudění vody, které je ovlivněno buď působením větru, nebo rozdíly v tlaku a hustotě mořské vody. K výstupu hlubinné vody na povrch dojde v okamţiku, kdy vítr „odtlačí“ povrchovou vodu od pobřeţí. Tento pohyb je pomalý, na povrch se tak dostává studená voda. Vítr pak ţene povrchovou vodu a vytváří driftové proudy. Tyto povrchové proudy jsou samozřejmě ovlivněny Coriolisovou silou, proto jejich směr není přesně stejný, jako směr větru. Coriolisova síla tak odchyluje proudy na severní polokouli vpravo od směru větru a na jiţní polokouli vlevo. Stejným způsobem pod určitým úhlem pohání povrchový proud podpovrchovou vodu. Kaţdá vrstva vody směrem do hlouby se pohybuje pomaleji neţ vrstva nad ní a zpravidla se také stáčí pod větším úhlem ke směru větru. Povrchové oceánské proudy se tedy pohybují na severní polokouli ve směru pohybu hodinových ručiček a na jiţní polokouli ve směru opačném. Tyto cirkulační systémy se nazývají okruhy. Dva velké okruhy ve směru pohybu hodinových ručiček se vytvořily na severní polokouli a tři okruhy opačného směru na jiţní polokouli. Povrchové proudy pak mají v určité hloubce pod povrchem protiproud. Na následujícím obrázku jsou jednotlivé proudy znázorněny.

Obr. č. 4835

Popisu proudění vody, které je vyvolané slapovými silami či zemětřesení jsme se věnovali v předchozích kapitolách. Popišme nyní jev zvaný El Niño. Projevuje se přechodným zánikem studeného Peruánského proudu, na jehoţ místo se dostává teplý rovníkový proud z Tichého 35

65

oceánu. Vzniká po delším období zesílení pasátů, které vede k přemístění většího mnoţství vody směrem na západ. Po zeslabení pasátů se v této oblasti vytváří proudění opačným směrem, které má vliv na zvýšení teploty vody v oblasti Jiţní Ameriky přibliţně o 4 °C. Dojde rovněţ ke zvýšení hladiny oceánu o desítky cm (uvádí se aţ o 30 cm). U východního pobřeţí Austrálie a Asie se naopak hladina oceánu sníţí. Změny tlaku vzduchu v oblasti Austrálie jsou povaţovány za příčiny mj. sucha v rovníkové Africe.

66