Globální klima Vědní disciplíny, které se zabývají zemskou atmosférou, jsou meteorologie a klimatologie. Meteorologie studuje fyzikální procesy v troposféře, jednoduše počasí. Počasím rozumíme aktuální stav v troposféře. Klimatologie studuje střídání různých typů počasí v delším časovém období, jednoduše podnebí. Podnebím rozumíme průměrné počasí v dané oblasti, které lze vyjádřit charakteristikami popisujícími stav atmosféry. Český hydrometeorologický ústav (ČHMÚ) je organizací v České republice, která se zabývá předpověďmi a výstražnou službou počasí. Věnuje se tedy problematice z meteorologie, klimatologie, hydrologie a ochrany ovzduší. Meteorologická data, která zahrnují sluneční záření, sluneční svit, teplotu půdy, teploty, vlhkost a tlak vzduchu, výpar, oblačnost
a
atmosférické
srážky,
jsou
získávána
měřením
a
pozorováním
na meteorologických stanicích. Většina meteorologických prvků závisí na výšce Slunce nad obzorem. Klimatická měření a pozorování se provádí v 07, 14 a 21 hodin středního místního slunečního času. Například průměrná denní teplota vzduchu se vypočítá podle vzorce: (t07 + t14 + 2t21)/4. Pro získání současného obrazu počasí v celosvětovém měřítku probíhají synoptická mě ení ve stejném časovém okamžiku. Hlavními synoptickými termíny jsou 00, 06, 12 a 18 hodin, vedlejší 03, 09, 15 a 21 hodin GMT (greenwichského středního času). Mezivládní panel pro změnu klimatu (Intergovernmental Panel on Climatic Change IPCC) založený roku 1988 představuje nezávislý vědecko-technický orgán zaměřený na podporu poznání podstaty klimatických změn a hodnocení jejich environmentálních a sociálních důsledků. Plynný obal obklopující povrch Země se nazývá atmosféra. Je tvořena zvláštní směsí plynů – vzduchem, přičemž ve složení převládá dusík (78 %) s kyslíkem (21 %) doplněný argonem, oxidem uhličitým, vodní párou a jinými. S výškou se atmosféra dělí na několik vrstev dle charakteru změn teploty vzduchu. Nejblíže k zemskému povrchu do výšky 14 km je troposféra. Nad troposférou do výšky 50 km sahá stratosféra, do 80 km mezosféra, do 500 km termosféra a nad 800 km mluvíme o vnější části atmosféry – exosféra. Sféry jsou od sebe odděleny tropopauzou, stratopauzou, mezopauzou a termopauzou. Ve výšce kolem 25 km se nachází ozonová vrstva, která zabraňuje pronikání značné části UV záření a kosmického záření.
Klima je založeno na režimu základních fyzikálních a meteorologických procesů, kterými se rozumí výměna tepla, oběh vody a všeobecná cirkulace atmosféry. Tyto klimatotvorné faktory dělíme na:
astronomické - ovlivňující nerovnoměrný dopad sluneční energie na zemský povrch a pohyb vzduchu vyvolaný sílou zemské rotace,
geografické - zahrnující polohu a vlastnosti různých částí zemského povrchu jako nadmořská výška, orientace reliéfu, vzdálenost od oceánu atd.,
cirkulační - zahrnující všeobecnou cirkulaci vzduchu, systém mořského proudění ovlivňující vlhkost vzduchu, množství srážek atd.,
antropogenní - zahrnující změny vlastností atmosféry důsledkem zásahu člověka. Troposféra se člení na vzduchové hmoty (VH) dosahujících horizontálních rozměrů 2 000 až 3 000 km, které mají přibližně stejné vlastnosti. V závislosti na zeměpisné poloze rozlišujeme ekvatoriální, tropický, polární (vzduch mírných šířek), arktický či antarktický vzduch. Z termodynamického hlediska lze vymezit teplé VH přinášející oteplení, studené VH přinášející ochlazení a neutrální (místní) VH zachovávající si své základní vlastnosti. Vzduchové hmoty oddělují atmosférické fronty a rozlišujeme 3 hlavní: arktickou - oddělující arktický a polární vzduch, polární - oddělující tropický a polární vzduch,
tropickou - oddělující tropický a rovníkový vzduch.
V místech kontaktu vzduchových hmot vznikají cyklóny - tlakové níže a anticyklóny - tlakové výše. Systém stálých vzdušných proudění, která sahají od zemského povrchu do spodní mezosféry, rozumíme všeobecnou cirkulaci atmosféry (Obr. 2). Všeobecná cirkulace atmosféry je hlavně určena slunečním zářením, rotací Země a rozmanitostí zemského povrchu. Sluneční záření ohřívá svrchní část litosféry, hydrosféry a spodní část atmosféry, avšak množství přijímané sluneční energie na Zemi se liší v závislosti na zeměpisné šířce. To podmiňuje pravidelné rozložení tlaku vzduchu, které udává víceméně pravidelný systém proudění vzduchu na Zemi, jenž přenosem teploty a vláhy dotváří charakter podnebí jednotlivých částí Země. Systém proudění vzduchu je ovlivněn Coriolisovým efektem, který mění předpokládanou dráhu pohybujícího se objektu. Tento efekt způsobuje zakřivení dráhy pohybu, na severní polokouli se objekt pohybuje vpravo od původního směru a na jižní polokouli zase vlevo.
Základním principem proudění vzduchu je takové, že od center vysokého tlaku vzduchu vzdušné proudění směřuje vždy k oblastem nízkého tlaku. Stálé vzdušné proudy, směřující od obratníků k rovníku, se nazývají pasáty. Na severní polokouli vanou ze severovýchodu na jihozápad a na jižní polokouli z jihovýchodu na severozápad. Od subtropických tlakových výší do vyšších zeměpisných šířek se rozprostírá pás převládajícího západního proudění, kdy na severní polokouli vanou z jihozápadu na severovýchod a na jižní polokouli ze severozápadu na jihovýchod. Vzduch se pohybuje i z tlakové výše na pólech a vytváří polární východní větrný pás. Tyto větry foukají ze severovýchodu na severní polokouli a z jihovýchodu na jižní polokouli. V rozsáhlých oblastech Země vzhledem k rozdílnému ohřívání a ochlazování pevnin a oceánů se tlakové poměry během roku mění. Proudění vzduchu má snahu rozdíly tlaku vzduchu vyrovnávat. Monzuny vznikají jako důsledek nestejného zahřívání pevnin a oceánů vlivem změn v rozložení tlaku vzduchu. V létě vlivem tlakové níže nad pevninou proudí vzduch z moře na pevninu a přináší srážky. V zimě vlivem tlakové výše nad pevninou proudí vzduch z pevniny na moře. Monzuny jsou typické pro jihovýchodní Asii.
Obr. 1: Všeobecná cirkulace atmosféry
Klimatické klasifikace identifikují jednotlivé typy podnebí dle zjištěných hodnot klimatických prvků. Základní klasifikační jednotkou je klimatické pásmo. Klimatické klasifikace dělíme do dvou skupin dle použitých přístupů. Konvenční klimatické klasifikace vymezují typy klimatu podle předem pevně stanovených mezních hodnot jednoho nebo více klimatických prvků, nejčastěji teploty vzduchu a srážkových úhrnů. Známá konvenční klasifikace je Köppen-Geigerova. Genetické klimatické klasifikace využívají principy všeobecné cirkulace vzduchu a z ní vyplývající pohyb vzduchových hmot. Známá genetická klasifikace pochází od ruského klimatologa Alisova (1950). Alisova klimatická klasifikace (Tab. 1) vymezuje hranice jednotlivých klimatických pásem podle průměrné polohy atmosférických front a na základě sezónní pozice geografických typů vzduchových hmot. Alisov své rozdělení na jednotlivé pásy zjemňuje podle charakteru aktivního povrchu na kontinentální a oceánský typ či na základě převažujících cirkulačních mechanismů a mořského proudění na typ východní a západní pob eží pevnin. Klasifikace vymezuje 4 hlavní klimatické pásy podle převládání typů vzduchových hmot během celého roku a 3 přechodné klimatické pásy podle střídání typů vzduchových hmot během roku.
Tab. 1: Alisova klimatická klasifikace
Pozn.: Rovníkové klima netvoří pás, ale pouze 3 jádrové oblasti. Polární klima netvoří pásy, ale vrchlíky.
Místní větry vznikají vlivem výrazného reliéfu na všeobecnou cirkulaci vzduchu. Příkladem jsou větry typu bóra a fén. Bóra vzniká hlavně v zimním období přetékáním studeného větru přes horské překážky lemující mořské pobřeží směrem k pobřeží, kdy pohoří hrají roli hráze, kde dochází k hromadění studeného vzduchu. Vítr stéká ze svahů rychlostí až 60 km/h, přináší ochlazení a je typický pro pobřeží Jadranu, Bajkalu. V údolí Rhôny se nazývá mistral. Fén vzniká při přetékání vzduchu přes horskou překážku. Při výstupu vzduchu dochází k jeho ochlazení, které vede ke kondenzaci vodních par a nastane tak uvolnění tepla. Při sestupu do údolí je vzduch ochuzen o vodní páry a do údolí pak sestupuje mnohem sušší vzduch než na začátku výstupu, navíc vzduch před výstupem přes horskou překážku byl chladnější než po jeho sestupu do údolí. Fén je typický pro oblast Alp. Místní cirkulační systémy vznikají vlivem rozdílných vlastností aktivního povrchu. Příkladem mohou být bríza, která vzniká vlivem teplotních rozdílů mezi povrchem vody a pevniny za klidného a jasného počasí, a horské a údolní větry, kdy během slunného dne proudí vzduch údolím směrem nahoru a během noci těžký studený vítr ze svahů do údolí. Poměrně pravidelné odchylky ve vývoji počasí v podobě ochlazení či oteplení nebo deště nazýváme singularity. Často jsou tyto odchylky doprovázeny pranostikami. Příkladem singularit u nás jsou babí léto přinášející oteplení v září, ledoví muži přinášející ochlazení v květnu, chladná a deštivá Medardova kápě v červnu a další. Klimadiagram (Obr. 2) je grafickým znázorněním klimatických dat. Skládá se z vertikálního histogramu znázorňující měsíční úhrn srážek a spojnicového diagramu ukazující průměrnou měsíční teplotu vzduchu. Jméno a umístění stanice, nadmořská výška
Osa pro teplotu ve stupních Celsia
Jméno a lokace stanice, nadmořská Roční úhrn srážek výška
Průměrná roční teplota vzduchu
Měsíční úhrn srážek
Teplotní křivka
Osa pro úhrn srážek v milimetrech
Značení měsíců od ledna do prosince
Obr. 2: Konstrukce klimatického diagramu
Oceány a moře Oceánografie je věda zabývající se studiem mořského prostředí. Je to věda velmi široká a využívá metody zkoumání a poznatky mnoha jiných vědních oborů jako geologie, chemie, biologie, geografie, astronomie a jiné. Světovým oceánem rozumíme veškerou vodní hmotu v oceánech a mořích. Při dělení světového oceánu na menší celky se vychází z přístupu Mezinárodní oceánografické společnosti. Oceány jsou součástí světového oceánu ležící mezi pevninami a rozlišujeme jich pět: Tichý, Atlantský, Indický, Severní ledový a Jižní oceán. Jižní oceán je „nejmladším oceánem“, neboť byl schválen Mezinárodní hydrografickou společností v roce 2000. Části oceánů jsou mo e, která vnikají do pevniny nebo jsou oddělené od oceánu řetězem ostrovů. Moře dělíme na vnitřní a okrajová. Vnit ní mo e se liší svými vlastnostmi od vedlejšího oceánu, je téměř obklopeno pevninou a s oceánem je spojeno průlivy. Okrajové mo e je odděleno od oceánu poloostrovem nebo řetězem ostrovů a je s oceánem intenzivně propojeno. Dále ještě rozlišujeme zálivy (části oceánu nebo moře vnikající do pevniny) a průlivy (zúžené části moře nebo oceánu mezi pevninami spojující vodní plochy). Reliéf dna oceánu (Obr. 3) je stejně členitý jako reliéf na pevnině, jehož průměrná hloubka je přes 3 000 metrů. Oceánské dno můžeme rozdělit do tří hlavních částí: kontinentální okraj = mělké oblasti blízko kontinentů,
hlubokomořské pánve = hlubinné oblasti daleko od pevniny, středooceánské hřbety = vyvýšeniny poblíž středů oceánů.
Obr. 3: Profil oceánským dnem Teplota mo ské vody je výsledek mezi množstvím tepla přijímaného a vydaného. Hlavními zdroji energie pro světový oceán je sluneční záření, teplo ze dna oceánu,
kondenzace vodní páry či radioaktivní rozpad prvků. Naopak ke ztrátám energie dochází vyzařováním tepla z povrchu oceánu či odnímáním tepla při vypařování. Přenos tepla v oceánech probíhá ve vertikálním i horizontálním směru. V obecném principu se přenáší teplo z nižších zeměpisných šířek do oblastí vyšších šířek, neboť v nižších šířkách je tepla přebytek a v nižších šířkách naopak deficit. Taková výměna tepla se uskutečňuje hlavně mořskými proudy. Výměna tepla ve vertikálním směru se uskutečňuje konvekčním tepelným prouděním a turbulencí. Teploty svrchní vrstvy vody jsou na přehledných mapách znázorňovány izotermami. Ty sledují jen zhruba průběh rovnoběžek. Osa nejvyšších povrchových teplot vody se nazývá teplotní rovník. Ten se v průběhu roku mírně posunuje. Hustota mo ské vody při salinitě 35 ‰ a při teplotě 0 °C je 1,028 g/cm3. Ve vertikálním směru probíhá cirkulace vody díky rozdílné hustotě. Vodní masa s vyšší hustotou klesá do hlubin a vodní masa s nižší hustotou stoupá k hladině. Hustota vody roste obecně od tropických šířek k polárním. Hodnota hustoty vody závisí na: teplotě: s rostoucí teplotou její hustota klesá,
salinitě: se stoupající salinitou stoupá i hustota,
tlaku: se zvyšujícím tlakem se zvyšuje i hustota. Skutečná barva mo ské vody závisí na množství minerální a biogenní suspenze, která
ovlivňuje intenzitu pohlcování paprsků spektra. Vody s větším množstvím minerální suspenze, hlavně jílu a písku, mají žlutou až hnědou barvu. Vody bohaté na plankton mají zelenou barvu a části oceánů nejchudší na plankton kobaltově modrou barvu. Rozpuštěné minerální látky dávají mořské vodě typickou slanou chuť. Salinitou rozumíme celkový objem pevných látek rozpuštěných ve vodě včetně plynů. Nejčastěji používanou jednotkou salinity jsou promile (‰), která vyjadřuje počet gramů rozpuštěných látek na litr vody. Hodnota salinity obecně klesá od tropických šířek k polárním. Typická salinita vody se pohybuje kolem 35 ‰, avšak je odlišná v různých místech. Moře s velkým přínosem sladké vody z ústí řek mají nižší salinitu a moře s malými úhrny atmosférických srážek a velkým výparem vysokou salinitu. Příkladem je Baltské moře s 10 ‰ a Rudé moře s 42 ‰ salinity. V přírodě se voda vyskytuje ve třech skupenstvích - pevném, kapalném a plynném. Dochází k přeměně jednoho skupenství vody do druhého. Veškerá voda na Zemi je součástí hydrologického cyklu, což je neustálá výměna vody a vodní páry mezi oceánem, atmosférou a
pevninou. Rozlišujeme malý a velký oběh vody. O malém oběhu vody nad oceánem (resp. pevninou) mluvíme v případě, kdy dochází k výparu vody z povrchu světového oceánu (resp. pevniny) a jejího opětovného návratu ve formě srážek nebo sněhu do oceánu (resp. na pevninu). Velký oběh vody spojuje oběh vody nad světovým oceánem a pevninou. Výpar ze světového oceánu se dostává ve formě srážek na pevninu, odkud se vrací zpět do oceánu formou odtoku nebo do atmosféry výparem následovaným atmosférickými srážkami. Odtokovou oblastí označujeme část pevniny, z níž se část srážek vrací zpátky do oceánu řekami a podzemní cestou. Část pevniny, ze které odtok nekončí ve světovém oceánu, nazýváme bezodtokovou oblastí. Takovéto oblasti pokrývají 20 % rozlohy Země. Oběh vody lze vyjádřit matematickými rovnicemi:
Oceán je v neustálém pohybu, neboť po jeho povrchu neustále putují vlny. Vlny přenášejí energii a nejčastějším typem jsou eolické (větrem vyvolané) vlny, které jsou výsledkem interakce atmosféra – oceán. Při vlnění se vodní částice pohybují po drahách blízkých kruhovým, tzv. orbity. Každá vlna je tvořena hřbetem a vpadlinou. Základními parametry vln jsou: délka vlny = horizontální vzdálenost mezi dvěma hřbety,
výška vlny = vertikální vzdálenost mezi nejvyšším bodem hřbetu a nejnižším bodem za ní následující vpadliny,
perioda vlny = doba mezi přechodem dvou následujících hřbetů vln stejným bodem,
rychlost vlny = podíl délky vlny a její periody. Slapové jevy jsou souhrnným názvem pro příliv a odliv. Slapovými jevy rozumíme periodické zdvihání a klesání mořské hladiny oproti průměrné poloze hladiny ve světových oceánech. Tyto jevy jsou důsledkem sil působících na Zemi, jejichž příčinou jsou gravitace, vzájemný pohyb a postavení Země, Měsíce a Slunce. Leží-li Měsíc, Země a Slunce na jedné přímce, síly způsobující příliv a odliv se sečtou. Rozdíl mezi výškou hladiny vody při přílivu
a odlivu je v tomto případě maximální a tento dosah přílivu nazýváme skočný p íliv. Další významné postavení těchto vesmírných těles je, když se Měsíc nachází v první nebo třetí čtvrti, to znamená, že síly slunečního původu svírají pravý úhel se silami měsíčního původu. V tomto případě rozdíl výšek hladin při přílivu a odlivu je malý. Tento jev se nazývá hluchý p íliv. Další pohyb, který je v oceánech vykonáván, je trvalý přenos vody v ohromném množství na velké vzdálenosti formou mo ských proudů. Mořské proudy tvoří v oceánech celé systémy, jsou zákonitě uspořádané a zákonitě se vyvíjejí. Jejich existence ovlivňuje chemické a fyzikální vlastnosti vody, vlastnosti ovzduší nad hladinou i nad pobřežními částmi pevniny. Hlavními příčinami vzniku proudění a proudů mohou být:
větrné proudění v přízemních vrstvách atmosféry,
odlišná teplota a salinita částí oceánských mas vody,
vzájemná výměna vody mezi oceány a pevninou (velký oběh vody), vyrovnání úbytku vody přítokem ze sousední oblasti, vlnění a slapové jevy.
Korálové útesy jsou tvořeny koloniemi malých mořských živočichů – polypy. Tito živočichové mají schopnost vytvářet vápenaté kostry, přirůstají po vrstvách k hladině tak, že nová generace nasedá na tu předcházející. Korálové útesy se vyskytují v mělkých teplých tropických a subtropických vodách. Koráli k životu vyžadují teplotu mořské vody v rozmezí 23-25 °C, dostatek slunečního světla, čistou vodu bez zákalu, pevný substrát k zachycení, normální salinitu vody a silné proudění okolní vody. S korálovými útesy je spjato velké množství rozmanitých rostlin a živočichů. Člověk svou činností negativně ovlivňuje korálové útesy, působící vlivy jsou např. nadměrný rybolov, mechanické poškozování, znečišťování mořské vody, okyselování mořské vody díky CO2. Z výzkumu růstové rychlosti korálů vyplývá, že průměrná rychlost růstu útesů v příznivých podmínkách je asi tři až pět metrů za tisíc let, najdou se ale i výjimky jako v Karibiku s deseti metry za tisíc let. Rozlišujeme tři stádia vývoje korálových útesů: - lemové korálové útesy = vyvinuly se podél okraje pevniny a většinou vznikají u aktivních vulkanických ostrovů, nejsou mocné ani dobře vyvinuté, pokud hladina moře nestoupá nebo pevnina neklesá, dochází k pozastavení dalšího vývoje.
- bariérové korálové útesy = jsou podélné či kruhovité oddělené od pevniny lagunou, díky poklesu pevniny, útes dorůstá směrem k hladině, pokud pevnina klesá příliš rychle a koráli nestačí dorůstat, korálový útes se ponoří do příliš velké hloubky a zaniká, největším systémem korálových útesů tohoto typu je Velký bariérový útes u severovýchodního pobřeží Austrálie. - atol = pevnina neustále klesá až je zcela ponořena, klesání bylo dostatečně pomalé a koráli neustále dorůstali k hladině, až vytvořili atol, koráli obkružují lagunu, nánosy rozdrcených úlomků korálů často tvoří úzké ploché ostrovy, které umožnily lidské osídlení. Důležitost světového oceánu je taková, že fungující oceánský ekosystém je hlavním zdrojem potravy pro 3,5 miliard lidí, je z hlavních producentů kyslíku (asi 50 %) a pohlcuje třetinu oxidu uhličitého, a tak se nedostává do atmosféry jako skleníkový plyn. Avšak nadměrné množství oxidu uhličitého okyseluje mořskou vodu, což má negativní účinky na ekosystémy. Ekosystémy se rozpadají, korálové útesy a lesy mangrovníků mizí, biodiverzita klesá, mořské organismy jsou náchylnější a podléhají různým nemocem a škůdcům. Velké části oceánů se mění v zóny bez života. Významným dopadem lidské činnosti na Zemi je znečištění moří, kdy jej 3/4 přichází z pevniny a do moří se dostává řekami. Zdrojem znečištění jsou ropné kontaminace, odpadní vody domácností, průmyslové odpadní vody, úniky ze skládek, městské a průmyslové odpady, úniky toxických látek, zemědělská hnojiva a pesticidy, odpady tepelných elektráren či radioaktivní odpady. To způsobuje "mrtvé zóny", ve kterých je obsah kyslíku snížen na úroveň pro většinu života nedostačující. Za nejvážnější znečištění světového oceánu je považováno velké množství plastů, které se shlukuje do páchnoucích plovoucích skládek. "Polévka" je označení pro drobné části plastů menších než pět milimetrů. Chemikálie z ní uvolňují nežádoucí látky do potravního řetězce, které ohrožují živočichy, lidské zdraví a reprodukci.
Obyvatelstvo Demografie je vědní disciplína, která se zabývá studiem reprodukce lidských populací. Pro tuto vědní disciplínu jsou důležitá data, která jsou v České republice zjišťována Českým statistickým úřadem (www.czso.cz). Nejstarším statistickým sběrem dat je sčítání lidu (u nás známé pod označením Sčítání lidu, domů a bytů - SLDB), které zajišťuje sběr, uspořádání, zhodnocení, analýzy a publikace demografických, ekonomických a sociálních údajů. Tento sběr dat probíhá v České republice zpravidla každých 10 let, naposledy tomu tak bylo v roce 2011. Obyvatelstvo jako celek můžeme členit a strukturovat dle charakteristických vlastností lidí žijících na daném území. Struktura obyvatelstva pracuje převážně s okamžitými veličinami, které jsou výsledkem předcházejícího populačního vývoje. Struktura obyvatelstva se dělí podle 3 základních znaků: biologické (pohlaví, věk, lidské rasy), kulturní (jazyk, vzdělání, národnost) a ekonomické se společenskými (ekonomická aktivita, povolání). K interpretaci věkové struktury obyvatelstva je používaná věková pyramida (VP), která ukazuje demografickou historii dané populace (války, epidemie, hospodářské krize a jiné). Počty mužů a žen se rozdělují do tří základních skupin - dětská (0 – 14 let), reprodukční (15 – 49 let) a post-reprodukční (50 let a více). Podle zastoupení jednotlivých skupin se rozlišují tři typy věkové pyramidy (Obr. 4). Progresivní typ VP má výraznou převahu dětské složky nad post-reprodukční. Jde o vysoký podíl dětí, vysokou intenzitu úmrtnosti, malý podíl starých jedinců a nízkou naději na dožití. Tento typ najdeme v rozvojových zemích Asie a Afriky, např. Somálsko, Uganda, Afghánistán, Irák. Stacionární typ VP má téměř vyrovnanou dětskou a post-reprodukční složku. Jde o relativně vyrovnané počty narozených a zemřelých, čili nerostoucí počet obyvatelstva. Tento typ najdeme v některých státech Latinské Ameriky, např. Venezuela, Panama, Ekvádor, Peru. Regresivní typ VP má převažující post-reprodukční složku nad dětskou. Jde o dlouhodobé snižování celkového počtu obyvatelstva, kdy dětská složka nenahrazuje obyvatelstvo v reprodukčním věku. Tento typ najdeme v ekonomicky vyspělých státech světa, např. Švýcarsko, Švédsko, Kanada, Japonsko.
Obr. 4: Typy věkové pyramidy Rozmístění obyvatel na Zemi je velmi nerovnoměrné. Nehostinné polární, vysokohorské a extrémně suché oblasti nejsou téměř vůbec osídleny. Dále se odhaduje, že 90 % obyvatel světa žije na severní polokouli, zvláště mezi 20. – 60. stupněm zeměpisné šířky, dva nejlidnatější státy světa Čína a Indie jsou toho důkazem. Nejčastějším ukazatelem rozmístění obyvatel je hustota zalidnění (h), která charakterizuje populační zatížení na jednotku plochy. Výpočet:
, kde S značí počet obyvatel a P plochu. Slovní vyjádření
hustoty zalidnění je množství lidí žijící na ploše o rozloze 1 km2. P irozený pohyb obyvatelstva je založen na základních populačních procesech a to porodnosti a úmrtnosti. Tyto ukazatele definujeme vzhledem k tzv. st ednímu stavu obyvatelstva. Početní vztah je:
, kde S0 je stav obyvatelstva na začátku období, S1 je
stav obyvatelstva na konci období. Celkový pohyb obyvatelstva je výsledkem přirozeného a mechanického pohybu. Celkový p írůstek nebo úbytek obyvatelstva se skládá z přirozeného přírůstku a migračního salda. Výpočet: cp
, kde cp je celkový přírůstek, N porodnost, M úmrtnost,
I imigrace a E emigrace. Porodnost (natalita) vyjadřuje reprodukci obyvatelstva. Rozlišujeme dvě míry porodnosti, a to hrubou míru celkové porodnosti (hmcp) a hrubou míru porodnosti (hmp). Početní vztahy jsou: období,
, kde N je počet všech narozených ve sledovaném
střední stav obyvatelstva a
ve sledovaném období a
, kde
je počet živě narozených
střední stav obyvatelstva. Rozdíl hodnot mezi těmito ukazateli
ve vyspělých zemí není velký.
Úmrtnost (mortalita) vyjadřuje úmrtnost obyvatelstva. Nejjednodušším ukazatelem je hrubá míra úmrtnosti (hmú), jejíž početní vztah je definován hmú počet zemřelých ve sledovaném území a
, kde M je
střední stav obyvatelstva.
Zajímavým ukazatelem je st ední délka života (naděje na dožití), který vychází z úmrtnostních tabulek. Tento ukazatel vyjadřuje počet let, kterých se v průměru dožije osoba X. Je to hypotetický ukazatel a vychází z předpokladu zachování stávajících úmrtnostních poměrů. Tento ukazatel vyjadřuje ekonomickou a společenskou vyspělost státu. Celosvětový populační vývoj v sobě skrývá rozdílnou situaci v různých regionech. Existuje zřetelný protiklad vyspělých a rozvojových zemí. Vývoj obyvatelstva však nelze hodnotit jen na základě jeho celkového počtu. Za těmito údaji je třeba viděl rozdíly ve složení vyjádřené strukturou obyvatel podle věku, pohlaví, profese, dosaženého vzdělání, náboženského vyznání a jiné. Teprve znalost a zkoumání těchto charakteristik může pomoci řešit otázky spojené s populační problematikou, nejlépe v dlouhodobém vývoji. Demografický p echod (Obr. 5) je koncept, který zevšeobecňuje změny růstu počtu obyvatelstva v čase. První koncepty demografického přechodu jsou známy z počátku 20. století. Je založen na dvou charakteristikách: hrubé míry porodnosti a hrubé míry úmrtnosti. Myšlenka tohoto konceptu je taková, že libovolná populace se zpočátku rozmnožuje pomalu, později se přírůstky produkce zvyšují, následně růst začne zpomalovat a později se populace stabilizuje. Nejčastěji se rozlišují 4 fáze. První fáze je charakteristická vysokou mírou porodností i vysokou mírou úmrtnosti. Lékařská práce i hygiena jsou na nízké úrovni. Obě míry kolísají podle aktuálních okolností. Populační růst stagnuje. Dnes v této fázi jsou státy nejvíce ekonomicky zaostalé, např. Somálsko, Niger, Uganda. Druhá fáze se vyznačuje vysokými hodnotami míry porodnosti, ale klesající mírou úmrtnosti. Vývoj v medicíně a dodržování základních hygienických pravidel vede ke snižování míry úmrtnosti, a tak dochází k rapidnímu nárůstu populace. Dnes do této fáze patří např. Keňa, Laos, Jemen, Afghánistán. T etí fáze je charakteristická ustálením míry úmrtnosti na nízké úrovni a prudkým poklesem míry porodnosti v důsledku sociálního tlaku na vícečlennou rodinu. Populace stále roste, avšak pomalejším tempem než v předcházející fázi. Dnes do této fázi řadíme některé státy Latinské Ameriky, např. Panama, Jamajka, Mexiko, Kolumbie.
Čtvrtá fáze je charakteristická nízkou úrovní míry porodnosti i úmrtnosti, a tak dochází k velikostní stagnaci populace. Do této fáze řadíme vyspělé státy, např. Německo, Argentina, Nový Zéland, USA.
Obr. 5: Demografický přechod Rozlišujeme i tzv. druhý demografický p echod, který je příznačný pro státy západní a severní Evropy, jehož počátky klademe do 60. let 20. století. Došlo k poklesu úhrnné plodnosti pod záchovnou reprodukční hranici populačního růstu (2,1) a následkem je demografické stárnutí populace. Populační růst obyvatel dané země je pevně spjat s politikou daného státu. V minulosti se objevila politika podporující zvýšení i snížení plodnosti. Politika zastávající snižování plodnosti proběhla od 50. let 20. století v Číně. V 80. letech 20. století vyvrcholila v politiku jednoho dítěte, kdy takováto rodina dostávala odměny. Politika podporující zvyšování plodnosti proběhla v 80. letech 20. století v Československu. Došlo k podpoře rodin a zvyšování přídavků na děti pro rodiny s vyšším počtem dětí, pro tyto děti se používá označení „Husákovy děti.“ V tomto časovém období došlo ke zvýšení porodnosti, tzv. baby boomu. U nás byl další baby boom zaznamenán v letech 2007 a 2008, kdy právě „Husákovy děti“ zakládaly rodinu. Historický vývoj obyvatel světa je velice nerovnoměrný. Až do konce 18. století se jeho počet zvyšoval velmi pozvolna. Odhaduje se, že v roce 1804 lidstvo dosáhlo počtu 1 miliardy. Lidstvo se rozrostlo o další miliardu v letech 1927, 1960, 1974 a 1987, kdy celkový počet obyvatel činil 5 miliard. V roce 1999 světová populace činila 6 miliard a v roce 2013 již 7 miliard. Další vývoj je pouze odhadován. Je dokázáno, že míra růstu světové populace klesá, avšak absolutní přírůstky budou vzhledem k velké početnosti populace velké. Existuje několik
prognóz, některé odhadují, že velikost světové populace v roce 2050 bude činit přibližně 7, 9 nebo 10 miliard. Největší podíl na budoucím vývoji obyvatelstva mají nejméně a málo rozvinuté země, jejichž nárůst populace bude největší. Věková pyramida (Obr. 6) znázorňuje věkovou strukturu obyvatelstva daného území v určitém časovém období pomocí absolutních nebo relativních hodnot. Relativní hodnoty (procentuální podíly) umožňují porovnávání států s různým počtem obyvatel. Umístění věkové struktury v prostoru a čase Celkový počet obyvatel Podíl ženské populace Podíl mužské populace Věkové skupiny
Obr. 6: Konstrukce věkové pyramidy České republiky 2013 pomocí relativních hodnot
Přírodní katastrofy a civilizační rizika K nejničivějším přírodním katastrofám patří zemět esení, ke kterým dochází z důvodu vyrovnávání napětí v litosféře. Podle původu rozlišujeme řítivá, tektonická a vulkanická zemětřesení, avšak 90 % všech zemětřesení jsou původu tektonického, která jsou vázána na okraje litosférických desek.
Ničivý účinek zemětřesení je způsoben vibracemi
(seizmickými vlnami), prostřednictvím kterých dochází k uvolňování nashromážděné energie. Místo vzniku otřesů nazýváme ohnisko zemětřesení, které nahrazujeme jeho těžištěm – hypocentrem. Kolmý průmět hypocentra na zemský povrch je epicentrum a vzdálenost mezi hypocentrem a epicentrem rozumíme hloubku ohniska. Intenzitou zemětřesení rozumíme subjektivní veličinu určovanou na základě pozorování makroseismických projevů (sesuv půdy, ničení budov a jiné). Velikost zemětřesení udává množství energie uvolněné otřesy, jež je měřena přístrojem seismografem. Magnitudo reprezentuje velikost zemětřesení a je základem Richterovy stupnice. Zemětřesení se vyskytují i pod oceány. Tato podmořská zemětřesení způsobují dlouhé a rychlé vlny – tsunami, kdy při pohybu oceánského dna dochází k pohybu vodního sloupce. Na volném moři je vlna těžko rozpoznatelná, avšak vlivem zmenšování hloubky roste výška vlny, vodní masa se tlačí na pobřeží a přímořská území jsou zaplavena a zpustošena. Vznik tsunami je vázán na seismické zóny v oceánech a nejvíce se vyskytují v Tichém oceánu a okolí Indonésie. Sopečná činnost (vulkanismus) je souhrn projevů vnitřní energie planety Země, která se projevuje sopečnou činností. Výskyt vulkanismu je stejně jako zemětřesení vázán především na rozhranní litosférických desek. Za sopku je považována vyvýšenina na zemském povrchu tvořená sopečným materiálem. Vlastní sopečný kužel je tvořen vulkanickými horninami, kráter je místo erupční činnosti a sopouch je přívodní kanál hlavního kráteru, který je napojen na magmatický krb. Právě magmatický krb je zdrojem energie a materiálu pro sopečnou činnost. Je tvořen horninami v tekutém stavu, magmatem. Jakmile se magma dostane na zemský povrch, mluvíme o lávě. Pokud stéká po svazích, vznikají lávové proudy. Při erupci dochází k vyvrhování pevných částic, pyroklastik. Během silné erupce může být vytvořen destruktivní tvar sopečného kužele, kaldera. Rozlišujeme stratovulkán = strmá kuželová sopka, a štítovou sopku = nízká kruhová sopka. Povodeň znamená náhlé zvětšení průtoku v korytě toku, kdy dochází k výraznému přechodnému zvýšení hladiny. Zvýšená hladina je způsobena několikadenními vytrvalými
dešti, náhlým táním sněhu, náhlými a prudkými dešti, které způsobují bleskovou povodeň. Dalším zapříčiněním zvýšení hladiny v toku může být způsobeno náhlým zmenšením průtočnosti koryta v důsledku nahromadění ledových ker či splaveného dřeva mezi mostními pilíři. Výjimečně může být koryto přehrazeno sesuvem, může dojít k přetržení hráze přehrady nebo rybníku. Silný vítr vyvolávající na pobřeží vlnobití, lijáky i povodně způsobující velké materiální škody a ztráty na lidských životech je způsoben tropickou cyklónou. Tropické cyklóny jsou cyklonální víry s tlakovou níží ve svém středu – oko cyklóny, které vznikají mezi 5-20° zeměpisných šířek na obou polokoulích nad oceánem o teplotě nad 26 °C a jsou Coriolisovou silou hnány do vyšších zeměpisných šířek. Vyvíjejí se z oblasti nízkého tlaku vzduchu a zdrojem pohybové energie je výstup nasyceného vzduchu a uvolňování tepla při kondenzaci. Vyznačují se vcelku malými rozměry, velkými tlakovými gradienty, značnou rychlostí větru a intenzivními srážkami. Regionální názvy tropických cyklón: tajfun Jihočínské moře, Filipíny, Tichý oceán, cyklón - Bengálský záliv a Arabské moře, uragán Střední Amerika, cordonazo - západní pobřeží Střední Ameriky a Mexika, orkán - jižní Indický oceán, Willy-Willies - v oblasti Austrálie. Silně rotující vítr trychtýřovitého tvaru vznikající pod vertikálně mohutnou bouřkovou oblačností konvečních bouří, jehož rychlost dosahuje až 360 km/h a má krátkodobé trvání, se nazývá tornádo. Tornáda vznikají při překřížení studeného a prudkého výškového větru s teplým přízemním větrem, jejichž střetnutí vyvolá horizontální rotaci vzduchu. Jakmile k tomuto střetu dojde v bouřkovém oblaku, dojde k vyzvednutí rotujícího válce a vztyčení do vertikální polohy. Nejčastější výskyt tornád je oblasti středozápad a jih Ameriky (tzv. tornádový pás) v období od dubna do června. Sílu tornád rozděluje Fujitova stupnice do šesti kategorií. Lidská činnost přeměňuje krajinu, avšak některé mají negativní dopad na přírodní prostředí. Množství a rozsah negativních dopadů souvisí s růstem počtu obyvatel Země a rozvojem lidské společnosti, její technické a technologické vyspělosti. Hlavními negativními dopady na přírodní prostředí jsou odpadky a znečištění vody, půdy či ovzduší, chemizace, radioaktivita, znečištění hlukem a světlem, tepelné ovlivňování zvyšováním množství CO 2 v ovzduší, průmyslové havárie, desertifikace, deforestace a jiné. Někdy lidské jednání přímo ohrožuje existenci jeho samého. Nejčastější formou jsou války, terorismus, civilizační choroby, hladomory, genová manipulace a další.
Letem světem Určování času je odvozeno z rotace Země a opěrného bodu na obloze, vzhledem k němuž se sleduje otáčení Země. Opěrným bodem může být jarní bod, hvězda či Slunce. Podle opěrného bodu na obloze rozlišujeme čas hvězdný, siderický či sluneční. Od nepaměti jsou lidské činnosti určovány Sluncem, tedy střídáním dne a noci, proto se základem časomíry stal sluneční čas. Měření slunečního času je velice komplikované, neboť Slunce se zdánlivě a nepravidelně pohybuje mezi hvězdami. Roční pohyb pravého Slunce je vykonáván po ekliptice nerovnoměrně podle druhého Keplerova zákona, v přísluní se pohybuje nejrychleji a v odsluní nejpomaleji. Z tohoto důvodu je pravý sluneční den v létě o pár sekund kratší než v zimě. Místní pravý sluneční čas je čas na místním poledníku a pro jeho měření se využívají sluneční hodiny. Pro zjednodušení určování sluneční času bylo zavedeno tzv. první a druhé Slunce, u kterých byl odstraněn nerovnoměrný pohyb. Druhé střední Slunce se pohybuje po světovém rovníku rovnoměrnou rychlostí. Právě toto druhé střední Slunce je základem občanské časomíry, kterou nazýváme st ední sluneční čas. Takže délka středního slunečního dne je 24 hodin a místní střední sluneční čas je odvozen z rovnoměrného pohybu druhého středního Slunce. Do 19. století se pro občanskou časomíru používalo pravých místních časů, avšak s rozvojem železniční sítě docházelo ke komplikacím a bylo potřeba zavést systematické určování časů. Systém tzv. pásmových časů byl přijat na konferenci ve Washingtonu na konci 19. století na základě návrhu Američana Ch. F. Dowda. Tento systém rozděluje Zemi na 24 pásem o šířce 15°. Pro celé pásmo je zaveden jednotný čas, a to místní st ední čas poledníku tvo ící osu časového pásma. Základním poledníkem je nultý greenwichský poledník, který tvoří osu prvního časového pásma, tzn. první časové pásmo má hranice 7,5° z. d. a 7,5° v. d. Toto časové pásmo určuje světový čas (UTC – Universal Time Coordinated). Osu každého dalšího časového pásma tvoří poledník n krát 15°, kde n = 0,1, …, 24. Každé dva sousední pásy mají čas o hodinu odlišný. Směrem na východ od Greenwiche se k UTC přičítají hodiny, směrem na západ se hodiny od Greenwiche odečítají. Hranice časových pásem nejsou striktně dodržovány, přizpůsobují se státní, administrativním či jiným hranicím. Některé velké státy mají i více časových pásem, např. Kanada pět a Rusko devět. V některých zemích se používá posunutí půlhodinové, např. v Indii je časové posunutí UTC + 5 h 30 min. Dále některé státy dočasně nebo trvale
používají smluvený čas, kdy začnou používat obvykle čas sousedního východního pásma. I Česká republika používá smluvený čas, je jím letní čas, který je používám v období teplého pololetí. Posun na letní čas probíhá během noci ze soboty na neděli o posledním víkendu v březnu a posun na zimní čas probíhá během noci ze soboty na neděli o posledním víkendu v říjnu. Pokud se od nultého greenwichského poledníku ve stejný čas začneme postupovat na západ i na východ, vznikne nám nesrovnalost přibližně na 180° poledníku. Tato nesrovnalost se odstraňuje „datovou hranicí“. Datová hranice sleduje 180° poledník pouze přibližně, neprotíná pevnou zem, aby změna data nezpůsobovala obtíže. V praxi to znamená, přecházíme-li datovou hranici ve směru z východní polokoule na západní, píšeme dva dny stejný datum. V opačném případě ve směru ze západní polokoule na východní, při psaní data jeden den vynecháváme.
Příklad 1: Určete teoretický rozdíl pásmových časů mezi městy Dijon – Francie (47° s. š., 5° v. d.) a Nagasaki – Japonsko (33° s. š., 130° v. d.). Výsledek porovnejte se skutečností. ešení: Označíme si město Dijon A a město Nagasaki B. Nyní jednotlivá města přiřadíme k nejbližším osám časových pásem (k nejbližšímu poledníku, který je násobkem 15). Město Dijon má nejblíže k 0° a město Nagasaki k 135° východní délky. S těmito přiřazenými poledníky počítáme. Náčrtek:
Výpočet:
Výsledek
vydělíme 15°, což je šířka jednoho časového pásma. Takto získáme počet hodin,
o který se liší čas ve městech A a B. 135° : 15° = 9 h Výsledek: V městě Nagasaki – Japonsko je o 9 hodin teoretického pásmového času více než ve městě Dijon – Francie, avšak ve skutečnosti je to pouze 8 hodin, neboť Francie používá středoevropský čas (UTC + 1 h).
Příklad 2: Určete rozdíl místních časů mezi městy Chicago – USA (42° s. š., 88° z. d.) a Hamburg – Německo (53° s. š., 10° v. d.). Výsledek porovnejte s rozdílem pásmových časů. ešení: Označíme si město Chicago A a město Hamburg B. Pro výpočet rozdílu pásmových časů si města Chicago a Hamburg přiřadíme k nejbližším osám časových pásem jako v předchozím příkladu, tedy Chicago k 90° západní délky a Hamburg k 15° východní délky. Komentá výpočetního vztahu: Rozdíl časů se zjišťuje tak, že se odečítá zeměpisná délka jednoho místa od druhého. Pozor si musíme dávat, pokud počítáme čas míst na jiných polokoulích. Souřadnice východní délky necháme kladné a před západní délky píšeme znaménko mínus. Náčrtek:
Výpočet rozdílu místních časů:
Výsledek
převedeme pomocí převodních vztahů na časovou míru: 98° = 98 x 4 [min] = 392 min = 6 h 32 min.
Výpočet rozdílu pásmových časů:
Výsledek
vydělíme 15°, což je šířka jednoho časového pásma. Takto získáme počet
hodin, o který se liší čas ve městech A a B. 105° : 15° = 7 h. Výsledek: Ve městě Hamburg – Německo je o 6 hodin a 32 minut více než ve městě Chicago – USA podle místních časů, ale podle pásmových časů je to rozdíl 7 hodin.
Příklad 3: Určete, v kolik hodin pásmového času nastává v Brně – Žabovřesky (49°12' s. š., 16°34' v. d.) 7.00 h středního místního času. ešení: Nejbližší osou časového pásma je 15. poledník. Následně určíme časový rozdíl mezi 15. poledníkem a Brnem – Žabovřesky. Náčrtek:
Výpočet:
Výsledek
převedeme
pomocí
převodních vztahů na časovou míru: 1°34´ = 1 x 4 [min] + 34 x 4 [s] = 4 min 136 s = 6 min 16 s. Výsledek: V Brně – Žabovřesky je o 6 min 16 s více než na 15. poledníku, 7.00 h středního místního času v Brně – Žabovřesky je tedy v 6 h 53 min 44 s pásmového času.
