Teplota vzduchu

Zveřejněno 21. 4. 2013 18:58
Zobrazeno: 4257

 

Teplota vzduchu je jedním z nejdůležitějších a také nejsledovanějších meteorologických prvků. Vzduch se přímým slunečním zářením ohřívá jen velmi málo. Hlavním zdrojem tepla pro atmosférický vzduch je zemský povrch. Zahřívání ppovrchu Země je výsledkem velmi složitého pochodu. Záleží na průchodu slunečního záření zemskou atmosférou, na úhlu dopadu slunečních paprsků na zemský povrch, na vlastním tepelném záření Země a na mnoha dalších faktorech.

Během dne je zemský povrch vlivem slunečního záření teplejší než vzduch, který se od teplého povrchu ohřívá. V noci zemský povrch ztrácí teplo vyzařováním, stává se chladnějším než vzduch, ale vzduch se začíná rovněž ochlazovat, neboť předává své teplo chladnějšímu povrchu a také chladnějším vyšším vrstvám atmosféry.

Do atmosféry je teplo předáváno několika různými pochody, z nichž nejvýznamnější je konvekce, turbulence, radiace a latentní teplo vodních par.

Konvekcí rozumíme neuspořádaný, vertikální pohyb vzduchu podmíněný teplotními rozdíly. V denních hodinách se totiž zemský povrch nezahřívá slunečním zářením a zářením oblohy všude stejně, protože není stejnorodý. V důsledku toho se také přilehlé vrstvy vzduchu neoteplují stejně. Protože teplejší vzduch má menší hustotu, a je tedy lehčí, začne stoupat vzhůru, zatímco chladnější v jeho sousedství je těžší, a proto klesá dolů. Tímto způsobem vzniká v důsledku různorodosti zemského povrchu konvekční proud, přenášející teplo od zemského povrchu vzhůru.

Turbulencí nazýváme neuspořádané pohyby vzduchu, které vznikou například třením o zemský povrch. Proudí-li tedy vzduch nad zemským povrchem, jedná se vždy o více či méně turbulentní proudění. Dochází při něm k výměně hmot mezi sousedními vrstvami vzduchu, při čemž si pochopitelně jednotlivé vrstvy vyměňují i obsah tepla.

Při výměně, ať je její přičinou konvekce či turbulence, dojde k řenosu tepla ve směru od teplejších vrstev k chladnějším. Vertikální tepelný proud vyvolaný výměnou existuje jak ve dne, tak v noci. Ve dne bývá ovšem mohutnější a směřuje od půdy do vzduchu. V noci bývá slabší a má opačný směr.

Radiací rozumíme teplo předávané tepelnými vlanami mezi zemským povrchem a vzduchem i mezi jednotlivými vzduchovými vrstvami. Velikost radiačního proudu se mění s teplotou jednotlivých vrstev vzduchu a závisí na obsahu vodní páry.

Svůj význam má i přenos latentního tepla vodních par, které přicházejí do atmosféry vypařováním z vodních hladin a vlhké půdy. Jak je známo, při kondenzaci jednoho kilogramu vodní páry se uvolní asi 2,5 x 106 joulů, jimiž se ohřeje vzduch. Uvědomíme-li si, že při vzniku jediného, ne příliš mohutného bouřkového oblaku dojde k uvolnění přibližně 109 MJ, nejedná se zajisté o zanedbatelné množství tepla, které tímto způsobem může atmosférický vzduch dostat.

 

Měření teploty vzduchu pro potřeby meteorologie probíhá v meteorologických budkách ve výšce 2 m nad zemským povrchem. Vyjadřuje se ve stupních Celsia (°C). Celsiova stupnice vznikla rozdělením teplotního intervalu na 100 dílů mezi bodem mrznutí a varu čisté vody při normálním tlaku vzduchu. Bod mrznutí má 0°C, bod varu 100°C. (Původní stupnice švédského matematika A. Celsia měla označení bodu mrznutí 100°C a bod varu 0°C.)

Další používané stupnice jsou Fahrenheitova (USA, Kanada, Velká Británie) a Kelvinova (používaná především v oblasti fyziky). Pro převod ze °C na °F platí tento vzorec: T(°F) = 1,8 x T(°C) + 32. Pro převod ze °C na Kelviny platí: T(K) = T(°C) - 273.

-273.15°C, což je hodnota rovnající se 0 K, je teplota, při které se zastavuje pohyb částic a říká se jí tzv. absolutní nula.

O teplotních rekordech si můžete přečíst v článku Meteorologická NEJ.

 

Informace čerpány z publikace Jaké bude počasí (Kopáček, Astapenko)

 

Teplotní inverze

 

Z úvodu tohoto článku vyplývá, že za normálních podmínek je teplota vzduchu u povrchu Země vyšší a se vzrůstající nadmořskou výškou klesá. Zpravidla se jedná o 0,65°C na 100 m výšky. Nejčastěji na podzim a v zimě dochází ale k tzv. teplotní inverzi. Znamená to, že teplota s rostoucí nadmořskou výškou stoupá.

Typická podzimní inverze

 

Inverzi teploty charakterizujeme výškou, v níž ji pozorujeme, dále tloušťkou (vertikálním rozsahem) vrstvy, v níž teplota s výškou stoupá, a teplotním gradientem v této vrstvě.

Podle výšky inverzní vrstvy rozlišujeme přízemní a výškovou inverzi a podle vzniku rozlišujeme tyto typy inverzí: radiační, subsidenční, advekční, pasátovou, frontální a turbulentní.

Přízemní inverze teploty vzduchu začíná bezprostzředně od zemského povrchu a končí v té výšce, kde již teplota dále neroste (při zemi je tedy chladněji než na horní hranici inverzní vrstvy). Obvykle bývají radiačního původu, tzn. vznikají jako důsledek vyzařování zemského povrchu. Ten, jako každé těleso, jehož teplota je různá od absolutní nuly, neustále vyzařuje elektromagnetické záření (radiaci), na což spotřebovává teplo, a tím se ochlazuje. V noci, kdy sluneční záření zmíněné ztráty tepla nemůže kompenzovat, se od chladnoucího povrchu ochlazují i bezprostředně přiléhající vrstvy vzduchu - jejich teplota je tedy nižší než teplota vrstev ležících výše. V průběhu klidných jasných nocí se inverze pomalu prohlubují - svého maxima dosahují ráno, těsně před východem Slunce. Ve dne pak zpravidla zanikají, neboť spodní vrstvy atmosféry se postupně ohřívají od slunečním zářením zahřátého zemského povrchu. V zimě však mohou být podmínky pro vznik přízemních radiačních inverzí splněny i během denních hodin, neboť příkon slunečního záření na zemském povrchu je v této roční době často menší než ztráty tepla povrchu vyzařováním. Vytváření přízemních radiačních inverzí výrazně napomáhá existence sněhové pokrývky. Čistý čerstvý sníh totiž odráží i více než 70% dopadajícího slunečního záření a kromě toho brání přívodu tepla z půdy, čímž podstatně přispívá k prochlazování přízemních vrstev vzduchu. Výskyt přízemních inverzí je častý především v údolích, uzavřených kotlinách, na územích pod horskými svahy apod., neboť zde vstupuje do hry i ta skutečnost, že těžší studený vzduch klesá podél svahů dolů.

Podmínky pro vznik radiačních inverzí jsou obecně tím lepší, čím méně jsou tepelné ztráty působené vyzařováním elektromagnetické radiace zemským povrchem nebo složkami atmosféry (vodní parou, oblaky) kompenzovaný příkonem slunečního záření, a z tohoto důvodu se vyskytují mnohem častěji v chladné polivině roku než v létě.

Mezi další příčiny vzniku výškových inverzí teploty vzduchu zařazujeme např. tzv. subsidenci (sesedání) vzduchu v oblastech vysokého tlaku, teplou advekci (příliv teplého vzduchu ve vodorovném směru v určité výšce nad zemským povrchem) a pasátovou cirkulaci.

Příznivé podmínky pro vznik subsidenčních inverzí jsou v oblastech vysokého tlaku vzduchu, kde dochází k sesedavým pohybům vzduchu z vyšších vrstev atmosféry do nižších. Subsidenční inverze jsou typicky výškové, klesnou-li až do blízkosti zemského povrchu, rychle zaniknou.

Advekční inverze teploty vzduchu mohou být přízemní nebo výškové. Přízemní vznikají tehdy, proudí-li poměrně teplý vzduchu nad studenější zemský povrch a jeho přízemní vrstvy se tak od povrchu ochlazují. Tato situace nastává například v zimě při proudění teplejšího mořského vzduchu nad prochlazený kontinent. Příčiny vzniku výškových advekčních inverzí jsou zcela obdobné a projevují se tehdy, proudí-li ve výšce teplejší vzduch nad relativně studenější.

Frontální inverze teploty vzduchu se vytvářejí na atmosférických frontách, kde představují přechodovou vrstvu mezi dvěma teplotně odlišnými vzduchovými hmotami ležící částečně jedna nad druhou. Vznikají nejčastěji na teplých frontách, a to nasouváním relativně teplejšího vzduchu nad vzduch studený, který je aktivnějším teplým vzduchem postupně zatlačován.

Turbulentní inverze teploty vzduchu jsou zpravidla nepříliš vertikálně mohutné výškové inverze. Vznikají za stabilního teplotního zvrstvení ovzduší tehdy, jestliže ve vrstvě vzduchu přiléhající k zemskému povrchu nastane silné turbulentní mísení. Při tom se ve zmíněné tzv. směšovací vrstvě vytvoří vertikální teplotní gradient blízký adiabatickému, zatímco nad ní zůstává zachován původní průběh teploty vzduchu s nadmořskou výškou. Tím v blízkosti horní hranice směšovací vrstvy vznikne vrstva s inverzí teploty vzduchu.

 

Fotografie situace s teplotní inverzí zde.

 

Informace čerpány z publikace Počasí (Eva Kobzová)