zpět

Definice sněhu, sněhové pokrývky a ledu

Sníh je definován jako padající nebo uložená ledová částice formovaná především sublimací (UNESCO/IAHS/WMO 1970). Přibližně 5 % všech srážek, které dopadnou na zemský povrch jsou sněhové, a na Arktický region připadá z těchto 5 procent něco mezi 50 až 90 %. [8]

Sníh představuje tuhé srážky, které se skládají z ledových krystalů nebo jejich shluků rozličných tvarů; základním tvarem je šesticípá destička, nejznámějším šesticípá hvězdička nebo její část. Při vyšších teplotách má sníh podobu velkých chumáčů, naopak při teplotách nižších než –5 °C jsou sněhové vločky menší. [11]

Sněhová pokrývka se vytváří při záporných teplotách zemského povrchu, případně při velké intenzitě sněžení i za nízkých kladných teplot, ale bez delšího trvání. Sněhová pokrývka má především význam klimatologický a hydrologický. Teplota sněhové pokrývky je vzhledem k jejímu vysokému albedu nižší než teplota povrchu půdy bez sněhu. Malá tepelná vodivost sněhu dále způsobuje, že ztráty tepla z jeho povrchu jsou menší než z půdy, která si tak zachovává vyšší teplotu. [11]

Sněhová pokrývka není útvar stálý, ale vlivem měnících se vlastností vnějšího prostředí prodělává hluboké změny, které představují její metamorfózu, v jejímž průběhu dojde k rozpadu, degeneraci, rekrystalizaci a ke konečnému zničení původní struktury. [6]

Sněhová pokrývka je významná ve všech prostorových měřítkách a může významně ovlivňovat procesy, které jsou velmi často předmětem zájmu hydrologie, klimatologie, biologie a některých dalších vědních oborů [8]

Přechod mezi sněhem a ledem nazýváme firn – starý sníh přeměněný táním a opakovaným zmrznutím do zhutnělé podoby. Proces přeměny sněhu ve firn je nazýván firnovatění, resp. regelace.

Při běžném atmosférickém tlaku tekutá voda tuhne v led při teplotě 0 °C, pouze v případě přítomnosti příměsí se může vyskytovat stále tekutá pod bodem mrazu jako tzv. přechlazená voda. Mezi jednotlivými krystaly ledu není žádný vzduch. Led je obvykle tvořen malými zrny dohromady vytvářejícími shluk, tj. krystalickou pevnou látku.

Ledovec je nehomogenní přírodní těleso tvořené ledem. Vzniká hromaděním sněhu, který se pod vlivem okolí mění na firn, dále na firnový led až na led ledovcový. Ledovec je svou dynamikou a unášeným materiálem schopen významně modelovat reliéf.

Vznik sněhu

Vznik sněhu je třeba chápat jako součást koloběhu vody odehrávajícího se v atmosféře. Výparem vody z povrchu Země se do atmosféry dostává velké množství vodní páry. Pokud dojde k přesycení vodní párou nebo k poklesu teploty pod tzv. rosný bod, vodní pára v atmosféře kondenzuje a vzniká déšť. Pokud je teplota nižší než 0 °C, změní se plynné skupenství vody přímo v pevné, dojde ke krystalizaci. Tento proces je vázaný na tzv. krystalizační centra, kterými jsou např. ledová jádra nebo částečky prachu. Vlivem valenčních sil se obrovské množství vodních molekul sdružuje do útvarů šesterečné krystalické soustavy a vznikají sněhové krystaly. [42]

Vybrané fyzikální vlastnosti

Teplota vzduchu je největším činitelem ovlivňující teplotu sněhové pokrývky. Povrch sněhové pokrývky má teplotu blízkou teplotě vzduchu. Teplota sněhu těsně nad zemí dosahuje obvykle teplot kolem 0°C. Ve sněhové pokrývce dochází k vyrovnávání teploty mezi relativně konstantní teplotou těsně u země a pohyblivou teplotou atmosféry. Proměnlivá teplota ovzduší se promítá do hloubky sněhové pokrývky se zpožděním a s ubývající intenzitou. Zóna s největší teplotním gradientem se nazývá aktivní vrstva. Aktivní vrstva dosahuje hloubky 15 – 25 cm.

Vodní potenciál vyjadřuje množství vody ve sněhové pokrývce. Vyjadřuje se v mm vodního sloupce. Jde o výšku vodního sloupce, který vznikne roztátím vrstvy sněhové pokrývky . Vodní hodnotu můžeme výpočtem stanovit z hustoty a výšky sněhové pokrývky.

Hustota sněhu vyjadřuje hmotnost sněhu na jednotku gramu. Hustota sněhu se pohybuje přibližně od 0,05 g/cm³ u suchého prachového sněhu až do 0,7 g/cm³ u ledovcového firnu. Typická hodnota hustoty čerstvého sněhu je 0,1 Mg/m³.

Porosita sněhu je poměr objemu vzduchu uzavřeného v určitém druhu sněhu k celkovému objemu tohoto druhu sněhu.

Velikost zrn je často definována jako průměrný radius nebo ekvivalentní radius ledového krystalu, ačkoli se bere v úvahu i forma a orientace krystalu. Typická velikost zrn se pohybuje v rozmezí 0,1 a 3 mm.

Spektrální chování ledu a sněhu

Většina druhů povrchů má na snímcích z různé části elektromagnetického spektra jiný odstín šedi či jinou barvu – odráží různé množství záření. Znalost spektrálního chování dovoluje indikovat procesy, které jsou v krajině patrné až později. Poznání mechanizmů spektrálního chování je základním nástrojem pro rozpoznávání jednotlivých druhů povrchů a jejich mapování metodou DPZ.

Viditelné a blízké IR pásmo

Sníh i led mají ve viditelné a blízké IR oblasti spektra vysokou odrazivost. Ta převyšuje odrazivost ostatních objektů na zemském povrchu do té míry, že intenzita odraženého záření leckdy překračuje rozsah detektoru radiometru. Stejně vysokou odrazivost mají také horní vrstvy oblaků, které tvoří ledové krystalky.

Spektrální odrazivost sněhu však vykazuje hluboká minima na vlnových délkách mezi 1,55 – 1,75 μm a 2,1 – 2,3 μm. Tyto vlnové délky odpovídají příslušným absorpčním pásům vody. Tak prudký pokles spektrální odrazivosti o více než 90 % je mezi přírodními objekty zcela výjimečným jevem.

Spektrální odrazivost mraků je téměř konstantní v celém vlnovém rozsahu odraženého záření, tj. od 0,3 do 3,0 μm. Rozptyl slunečního záření v mracích totiž nezávisí na vlnové délce. V oblasti tepelného záření jsou odrazivosti oblačnosti a sněhu shodné, protože obě látky mají většinou shodnou teplotu i stejnou hodnotu emisivity.

Obsah prachových příměsí určuje odrazivé vlastnosti sněhu (zvlášť ve viditelné oblasti spektra) a je jeho stavovým parametrem. Znečišťující látky sněhu snižují jeho odrazivost. Velikost sněhových částic je dalším důležitým parametrem – s růstem velikosti částic klesá odrazivost sněhu. To je výraznější v blízké infračervené oblasti, kde jsou rozpoznatelné i malé rozdíly velikostí částic.

Stáří sněhu ovlivňuje rovněž spektrální odrazivost, čerstvý sníh má odrazivost až několikrát vyšší, zejména v MIR pásmu díky větší vodní hodnotě sněhu.

Mikrovlnné pásmo

U vlnových délek mikrovlnného záření jsou velmi důležité odlišné dielektrické vlastnosti vody a ledu, tudíž je lze pomocí tohoto záření snadno rozlišovat. Tání způsobuje velikou změnu intenzity emitovaného i odraženého záření. Tající voda ve sněhu obaluje sněhové granule a způsobuje výrazný vzestup pohltivosti, proto je uvnitř sněhové vrstvy malý rozptyl, díky nárůstu absorpce roste emisivita. Je-li sníh tvořen ledovými krystalky, je jeho emisivita naopak menší a logaritmicky klesá s tloušťkou sněhové vrstvy.

Chování mořského ledu je určováno dielektrickými vlastnostmi a prostorovým uspořádáním ledu. Mikrovlnné záření se používá pro rozlišení jednotlivých druhů ledu. X-pásmový radar s vlnovou délkou 3,2 cm lze použít pro rozlišení druhů a tloušťky ledu.

Polarizace mikrovlnného záření ovlivňuje rozpoznávání. Horizontální polarizace se hodí pro zjišťování síly přemrzlého a firnového sněhu. Horizontálně polarizované záření je povrchovou slupkou propuštěno, vertikálně polarizované záření je ledovou vrstvou značně pohlceno.

Díky vysokému albedu lze sněhovou pokrývku velmi efektivně mapovat právě pomocí družic. Na základě znalosti spektrálního chování sněhové pokrývky lze k jejímu zvýraznění na mapách použít poměrový index NDSI (Normalized Difference Snow Index).