Teplota vzduchu
Veškeré informace o prvku teplota vzduchu jako základním meteorologickém prvku i klimatickém ukazateli a o jejím chodu s výškou shrnuje tato stránka. Od obecných informací o průchodu paprsků k povrchu Země, přes teplo a tepelnou energii a její zdroje, až po chod samotné teploty vzduchu během dne i roku. Tyto a další informace se dočtete právě zde.
Témata stránky: Sluneční energie, dělení přijatého slunečního záření, skleníkové plyny, teplo a způsoby jeho šíření, teplota vzduchu a její změny, vertikální chod teploty vzduchu (teplota ve výšce), denní a roční chod teploty vzduchu.
Anglické názvy: Air temperature (teplota vzduchu), sunshine (sluneční záření), direct sunlight (přímé sluneční záření), ultraviolet sunlight (ultrafialové záření), infrared sunlight (infračervené záření), visible sunlight (viditelné záření), heat (teplo), greenhouse gas (skleníkový plyn), water vapor (vodní pára), methane (metan), carbon dioxide (oxid uhličitý), scattering (rozptyl), absorption (absorpce), reflectivity (odrazivost, pozn. albedo), temperature scale (teplotní stupnice), isothermia (izotermie), temperature inversion (teplotní inverze), stable thermal stratification (stabilní teplotní zvrstvení) – conditionaly (podmíněně, pozn. stabilní) unstable thermal stratification (nestabilní teplotní zvrstvení, též instabilní, viz počeštěně stratifikace), indifferent thermal stratification (indiferentní teplotní zvrstvení).
Výukový materiál k tomuto tématu: METEOROLOGIE 11
OBSAH STRÁNKY
- Teplo na Zemi obecně
- Šíření tepla a jeho druhy
- Chod tepla na Zemi, jeho spotřeba a vyzařování
- Pojem albedo
- Pojem teplota vzduchu
- Charakteristiky prvku teplota vzduchu
- Denní a roční chod teploty vzduchu v ČR
- Druhy teplotní stratifikace atmosféry
TEPLO A TEPLOTA VZDUCHU
Na Zemi se vyskytuje několik druhů záření. Nejkratší vlnové délky má gama záření (0.124nm), rentgenové (0.1 až 10nm). Ultrafialové záření má již o něco delší vlnové délky (10 až 400nm), světlo jako viditelné záření (400 až 460nm) a již podstatně delší vlnové délky má záření infračervené (760nm až 1mm). Nejdelší vlnové délky má mikrovlnné záření (až 10cm) a radiové vlny (až tisíce kilometrů).
Slunce jako zdroj významné energie vyzařuje různá spektra radiace. Sluneční záření postupuje velkou vzdáleností k Zemi v podobě rovnoběžných paprsků a to se dělí na různé druhy.
- Přímé sluneční záření – před vstupem paprsků do atmosféry naší planety, následně je záření rozptýleno (v důsledku toho obloha září a je barevná)
- Ultrafialové záření – prochází atmosférou a je částečně vstřebáno ozonem
- Viditelné záření – má podíl z celkové radiace 48%
- Infračervené záření – má podíl z celkové radiace 45%
Pohlcování zejména infračerveného záření vede ke vzniku skleníkového efektu, který je vyvolán skleníkovými plyny. Tyto pohlcují sluneční energii a následně tuto vyzařují v tepelné části spektra. Nejúčinnějšími skleníkovými plyny v atmosféře jsou:
- Vodní pára
- Metan
- Oxid uhličitý
První jmenovaný plyn je běžnou součástí atmosféry a bez ní by nebyl možný ani život na Zemi. Další dva plyny se vyskytují v atmosféře běžně, avšak jsou do ní vypouštěny i antropogenní, tedy lidskou činností a jejich koncentrace roste.
Chod tepla na Zemi
Z vesmíru přichází 100% slunečního záření, to se po vstupu do zemské atmosféry různě spotřebovává nebo odráží a to:
- Rozptylem od atmosféry (6%)
- Absorbováno vodou, prachem a ozonem (16%)
- Absorbováno oblaky (3%)
- Odraženo oblaky (20%)
- Odraženo od povrchu Země (4%)
Záření, které se rozptyluje atmosférou zpět (6%), odráží oblaky (20%) a odráží povrchem (4%) plus záření:
- Zčásti vyzařování povrchu (6%)
- Vlivem emise vody a oxidu uhličitého (38%)
- Z vyzařování oblaky (26%)
se vrací zpět do vesmíru. Pohlceno či jinak spotřebováno je tedy 16% (voda, prach a ozon), 15% voda a oxid uhličitý, 7% tok tepla z povrchu, 23% latentní teplo.
Albedo nebo-li odrazivost
V současné době je více záření přijato do atmosféry Země než odevzdáno zpět do vesmíru, proto dochází ke globálnímu oteplování planety, což je připisováno též významnějšímu růstu koncentrace skleníkových plynů v atmosféře, zejména oxidu uhličitého. Energie záření povrch Země ohřívá a tento získanou tepelnou energii též vyzařuje. Část záření je odraženo zpět do vesmíru a míra této odrazivosti se nazývá albedo. Nejvyšší odrazivost mají bílé plochy, tedy zasněžené oblasti a oblasti pokryté ledem a také oblasti s výskytem oblaků.
Albedo silně závisí na úhlu dopadu paprsků. Čím je tento úhel nižší, tím je odrazivost vyšší. Při odražení záření nepřijme povrch dané záření a tedy ani teplo z něho, na které se při nízkém albedu záření přemění (proto je vyšší teplota v létě v oblasti obilných polí než nad lesy).
Druhy šíření tepla
Existují tři způsoby, jak je možné přenést tepelnou energii:
- Radiace
- Kondukce
- Konvekce
Radiačním způsobem přenosu prochází záření od Slunce k povrchu zemskému. Energie se šíří pomocí elektromagnetických vln. Zde se uplatňuje Planckův zákon, podle něhož je množství energie vyzářeno za jednotku času jednotkovou plochou při určité vlnové délce a teplotě.
Kondukčním způsobem, který lze nazvat též vedením, jde o šíření tepla jako souboru molekul, kdy tato část energie nekoná práci. Teplo se šíří určitou rychlostí a v určitém čase. Je zde potřebné hmotné prostředí jako nosič tepla.
Konvekčním způsobem se šíří teplo prouděním, z čehož plyne, že se může vyskytnout pouze v plynném nebo tekutém prostředí. V atmosféře se konvekci říká též termika a jde o stoupavé proudy teplejšího vzduchu a klesavé proudy studenějšího vzduchu. Obdobně se tento proces přenosu tepla objevuje ve vodním prostředí. O konvekci je řeč na patřičné stránce, která rozebírá teorii bouřek a termiky podobněji. Viz též Konvekce.
Turbulentní proudění je chaotické proudění vzduchových částic, kdy jsou přenášeny velké masy vzduchu. Tento typ proudění se vyskytuje od několikamilimetrové výšky nad povrchem a do výšky je tak teplo tímto prouděním přenášeno velmi významně. Při tomto druhu proudění se jednotlivé vzduchové částice kříží, dráhy částic se mění a jsou různě zakřiveny. Podrobněji viz stránka Turbulence.
Teplota vzduchu
Energetický stav hmoty, v tomto případě vzduchové hmoty. Teplota vzduchu se mění v důsledku ohřívání zemského povrchu, od něhož se ohřívá následně vzduch v okolí. V meteorologii jde o základní prvek, který se měří teploměrem a to standardně ve výšce 2m nad povrchem. Hodnoty teploty se u nás udávají ve stupních Celsia (°C) dle Celsiovy teplotní stupnice. Ve Světě (zejména v Americe) je známá též Fahrenheitova stupnice (°F), jejíž hodnoty jsou oproti Celsiově stupnici o poznání vyšší. Teplotu vzduchu můžeme měřit i v 5cm nad povrchem, v tomto případě jde o přízemní teplotu vzduchu, nikoli ovšem o teplotu povrchu (tato se měří přímo na povrchu). Teplotu můžeme měřit i v půdních vrstvách (jde o teplotu půdy) a také je tak na vybraných meteorologických stanicích činěno. Teplota v půdě se měří ve vrstvách 5, 10, 15, 20, 50 a 100 cm pod povrchem.
Stupnice teploty
Celsiova stupnice, která je používána ve Světě častěji, má takzvaný bod mrazu či tání (0°C) a bod vypařování či kondenzace (100°C). Voda se ovšem může i při záporných teplotách vyskytovat v kapalné formě (přechlazená voda). Kapalná forma vody se může vyskytovat i při významně záporných teplotách vzduchu (většinou do -12°C, ale prokázán byl její výskyt až při -42°C. Fahrenheitova stupnice má jiné body a používá se z hlediska Evropy například ve Velké Británii.
Přepočet mezi stupnicemi: °C = 0.56 (F-32), °F = 1.8°C+32.
Adiabatická změna teploty vzduchu
Jde o změnu teploty vzduchové částice, kdy nedojde mezi ní a okolím k výměně tepla. Při stlačení vzduchové částice se tato otepluje a naopak. Nenasycený vzduch se ochlazuje při svém výstupu o 1°C za každých 100m výšky. Nasycený vzduch se vlivem kondenzace ochlazuje pomaleji, s určitou mírou zjednodušení a zaokrouhlení se tento ochlazuje o 0.6°C za každých 100m výšky. Hovoříme o nasyceně-adiabatickém vertikálním gradientu teploty a v prvním případě o suchoadiabatickém. Teplejší vzduch má též nižší hustotu (měrnou hmotnost).
Denní a roční chod teploty vzduchu v ČR
Teplota vzduchu se mění celoročně i v rámci jednotlivých dnů. Vždy záleží přednostně na cirkulaci vzduchu (směru proudění), dále pak na místních faktorech terénu a také na převládajícím počasí. V rámci našich podmínek můžeme vystihnout specifický denní i roční chod teploty vzduchu, ze kterého může průběh této veličiny někdy i značně vybočovat.
Denní chod
V rámci dne se teplota mění za jinak stejných okolností určitým způsobem. Nejnižší teploty jsou tedy zpravidla dosahovány před východem Slunce (v létě tedy dříve, v zimě později a to v rámci noci či ranních hodin). Z tohoto trendu může teplota vzduchu snadno vybočit, pokud nastanou specifické povětrnostní podmínky. Příkladem může být zejména ochlazení během denních hodin. V nočních a ranních hodinách se může před ochlazením udržovat nad naším územím velmi teplý vzduch a během dne k nám může proniknout významně studený vzduch.
Minimum teploty pak bude pravděpodobně dosaženo až večer tohoto dne nebo na jeho konci, tedy před půlnocí. Během noci může klesnout například v létě minimální teplota na 20.5°C (vyskytne se tedy tropická noc a noční minimum nad 20°C), avšak večer toho samého dne dosáhne například 16.0°C (teplotní minimum daného dne už tedy nebude vyšší než 20°C). Podobné je to u denního maxima, kterého dosahuje během odpoledních hodin. V létě naopak později, v zimě dříve – v létě i kolem 16. hodiny či výjimečně později, v zimě spíše ve 14. hodin.
Odpoledne nemusí být nejtepleji
Opět může dojít k výskytu maximální teploty dne v jinou dobu a to například ráno či dopoledne. Teplota může v daný den vystoupit například na 25°C, odpoledne přejde studená fronta a v čase obvyklého maxima teploty vzduchu půjde například o 20°C a teplota s končícím dnem dále klesá. Významnější chod teploty vzduchu během dne zaznamenáme za jasného počasí, kdy zejména na počátku podzimu může teplota ráno klesat k bodu mrazu (v údolích podstatně níže) a odpoledne vystoupit nad 20°C (takzvané babí léto). Jde o vysoké denní amplitudy (výchylky) teploty vzduchu. Významnější chod teploty je dosažen také při přechodu významné atmosférické fronty, za kterou k nám pronikne významně studený vzduch.
Roční chod
Z hlediska roku jde o typický průběh v mírných klimatických oblastech. Minimum teploty je dosahováno v zimním období (průměrné denní či měsíční teploty i absolutního ročního minima), zpravidla v lednu a maximum teploty je dosahováno v létě, zpravidla v červenci. Největší rozdíly teplot vzduchu v jednotlivých dnech je zpravidla dosahován během jarního období a obecně při častých přechodem rozhraní jednotlivých vzduchových hmot (vzduchů o různých teplotách). Naopak nejstabilnější teploty registrujeme v podobě mrazu v zimním období za vlády stabilních tlakových výší a podobně je tomu v létě, jen jde o teploty vysoké s opačnou cirkulací.
Shrnutí vlivů
Průběh teploty vzduchu během dne ovlivňuje především:
- Roční období a tedy poloha Slunce na obloze a délka dne
- Oblačnost a srážky
- Vítr (především v nočních hodinách)
- Terén
- Nadmořská výška
Vertikální chod
V rámci chodu teploty s výškou (vertikální cirkulace) rozlišujeme:
- Běžný chod (teplota s výškou klesá, zpravidla o 0.0065°C/100m výšky)
- Izotermii (teplota se s výškou v určité výšce nemění)
- Inverzi (teplota s výškou klesá)
Teplotní inverze a její průběh či dopady jsou podrobněji popsány na samotné stránce (viz rozbalovací menu). Zde odkážeme též na stránku Vlhkost vzduchu.
Dále rozlišujeme na základě vertikálního teplotního profilu:
- Stabilní atmosféru
- Instabilní atmosféru
- Podmíněně instabilní atmosféru
- Indiferentní atmosféru
Obr. 1 Náčrt teplotního zvrstvení atmosféry na základě možných reálných podmínek, podle Dvořáka 2017
Stabilita atmosféry
Přesněji absolutní stabilita je vertikální gradient teploty je v tomto případě v dané vrstvě vzduchu nižší než suchoadiabatický a nasyceně adiabatický v případě vertikální stability pro suchý, nenasycený (vlhký) i nasycený vzduch. V takovém případě jde o absolutní stabilitu, která odpovídá teplotní inverzi nebo izotermii (viz výše). Stabilita znamená horší podmínky pro vertikální vzdušné pohyby s výměnou vzduchu v atmosféře.
Instabilita atmosféry
Také zvaná nestabilita či labilita, přesněji absolutní instabilita je opakem stability. Je to vertikální teplotní gradient v podobě poklesu teploty s výškou rychleji než je běžný pokles o 1°C na každých 100m výšky. Při této situaci jsou naopak podpořeny vzestupné pohyby vzduchu a tedy konvekční činnost se vznikem bouřek dle dalších podmínek v atmosféře. Nasycený i nenasycený vzduch za těchto podmínek stoupá vlivem vlastního vztlaku. Existuje více druhů nestability.
Druhým typem je podmíněná instabilita. Nebo-li vertikální nestabilita vznikající při dosažení nasycení vzduchové částice stoupající vzhůru. Podmínka tkví v tom, že se hodnota vertikálního teplotního gradientu nachází v určité výšce mezi hodnotami pro suchoadiabatický gradient a nasyceně-adiabatický gradient. Vertikální teplotní gradient má tedy nižší hodnotu než suchoadiabatický a vyšší než nasyceně-adiabatický. Vůči suchému vzduchu je tato částice vzduchu stabilní, pokud dojde k jejímu nasycení je vůči takovému vzduchu instabilní. Nenasycený vzduch pak stoupá nuceně, po skončení tohoto vzestupu částice vzduchu klesá. Při nasycení vzduchu tento stoupá vlastním vztlakem, tak jak je to popsáno u absolutní stability.
Indiferentní atmosféra
Atmosféra má v takový stav, že vertikální teplotní gradient se rovná suchoadiabatickému v případě výskytu suchého nebo nenasyceného vzduchu.
O vlivu větru na pocit lidského těla (pocitová teplota, nebo-li ochlazování větrem – wind chill) pojednává článek Wind chill a Heat index, aneb pocitová teplota.
Reference
Použitá a doporučená literatura:
MÍKOVÁ, T. KARAS, P. ZÁRYBNICKÁ, A. Skoro jasno. Praha: Česká Televize, 2007
DVOŘÁK, P. Pozorování a předpovědi počasí. Cheb: Svět Křídel, 2012
BEDNÁŘ, J. KOPÁČEK, J. Jak vzniká počasí? Praha: Karolinum, 2005
TOLASZ, R. a kol. Atlas podnebí Česka. Praha a Olomouc: ČHMÚ, 2007
COENRAADS, R. a kol. Extreme Earth. New York: The Reader´s Digest Association, 2015 (CZ verze MERTINOVÁ, J. MÍČKOVÁ, K. HANUŠOVÁ, K. a kol. Nespoutané živly planety Země. Praha: Tarsago Česká Republika, 2015)