Vlhkost vzduchu

Hodnocení stránky

Veškeré informace pojmu vlhkost vzduchu, tedy vlhkost v ovzduší. Atmosférická vlhkost je důležitým parametrem ovlivňující projevy počasí, tedy meteorologické jevy. V dalších informacích najdete základy fyziky týkající se vody na Zemi i v ovzduší a základy týkající se určování obsahu vlhkosti v ovzduší.

Témata stránky: Pojem vlhkosti v atmosféře, fázové přechody vody, absolutní a relativní vlhkost, kondenzační hladina.

Anglické názvy: Humidity (vlhkost vzduchu), water phase transitions (fázové přechody vody), liquid state (kapalné skupenství), gaseous state (plynné skupenství), solid state (pevné skupenství), absolute and relative humidity (absolutní a relativní vlhkost), condesation level (kondenzační hladina), solidification (tuhnutí), melting (tání), deposition (depozice), sublimation (sublimace), evaporation (vypařování), condensation (kondenzace).

Prezentace k tématu: METEOROLOGIE 18

---

VLHKOST VZDUCHU A VODA V TROPOSFÉŘE

Mlha, oblak a jakákoli další vodní pára jako viditelná vlhkost ve vzduchu

To, kolik obsahuje vzduch vlhkosti je důležité pro mnohé meteorologické jevy. Důležitou roli zde hrají fázové přechody vody, které je možno znát z prosté fyziky. V meteorologii jsou důležité. Jedná se o základní znalost v oboru meteorologie. Tato znalost je důležitá pro další výklad o meteorologických procesech v troposféře jako je oblačnost a právě srážky. Základy o vlhkosti vody bývají učivem fyziky základních či středních škol. Zejména zmíněné fázové přechody vody.

Vlhkost vzduchu hraje v atmosférických dějích tak zásadní roli, že bez jejího výskytu se počasí neodehraje. Samozřejmě v kontaktu s dalšími veličinami, zásadní motor počasí vedle vlhkosti je bezesporu sluneční záření.

Fázové přechody vody

Voda se vyskytuje ve třech různých skupenstvích: KAPALNÉ, PEVNÉ A PLYNNÉ. Voda se neustále mění a vyskytuje v těchto skupenstvích s tím, že jde o jedinou látku, která se může vyskytovat zároveň ve více než jednom skupenství. Oblaky tvoří kapičky vody (fáze kapalná) a molekuly vody v podobě vodní páry (fáze plynná) a současně některé oblaky tvoří i ledové krystalky (fáze tuhá). Stejně tak dále uvedené fázové přechody vody se mohou vyskytnout najednou všechny.

KAPALNÉ – PEVNÉ = TUHNUTÍ

PEVNÉ – KAPALNÉ = TÁNÍ

KAPALNÉ – PLYNNÉ = EVAPORACE (VYPAŘOVÁNÍ)

PLYNNÉ – KAPALNÉ = KONDENZACE

PLYNNÉ – PEVNÉ = DEPOZICE

PEVNÉ – PLYNNÉ = SUBLIMACE

Každý přechod mezi fázemi provází uvolnění energie, tzv. latentního či též skupenského tepla. Například pro tání toto nazveme latentní teplo tání. Při matematických výpočtech nutno tuto energii určitě připočítat, neboť zásadně ovlivňuje atmosférické procesy. Vodní pára se podílí též na atmosférickém tlaku, neboť tvoří 0-4 objemová procenta atmosféry. Podíl se nazývá parciální tlak vodní páry. Jde o jeden ukazatel obsahu vlhkosti v atmosféře. Vzdálenost molekul vody je závislá na teplotě. Při vyšší teploty se nacházejí molekuly vody dále od sebe a do prostoru se jich vejde více. Z toho plyne, že teplejší vzduch pojme více vody. Při určité teplotě vždy narazí tato voda na horní hranici. Tato se zvyšuje s rostoucí teplotou. Množství vodní páry ve vzduchu za určité teploty udáváme v gramech na metr krychlový vzduchu (viz další kapitola).

O tlaku nasycené vodní páry hovoříme v případě parciálního tlaku molekul vody ve vzduchu nasyceném vodou bez možnosti přijmout další vodu. Takže například do vzduchu o teplotě 0°C a tlaku 1000hPa se vejde 3.8g/m³ vodní páry. Při teplotě 20°C a shodném tlaku vzduchu se vejde do tohoto vzduchu 14.8g/m³ vodní páry.

Další informace, podstatně rozšiřující, najdete na stránce Termodynamika atmosféry.

Absolutní a relativní vlhkost vzduchu

Suchý vzduch neobsahuje žádné molekuly vody, tedy žádnou páru. Takový vzduch se zpravidla nevyskytuje. Vždy jde tedy o vzduch vlhký, který obsahuje určité množství vody a to nikoli nulové, avšak nikoli též maximální možné (viz výše). Stále ovšem tedy nejde o vzduch nasycený. Nasycení vzduch dosáhne při maximálním možného obsahu vody. Pokud tedy vezmeme druhý příklad z předchozí kapitoly a do vzduchu o teplotě 20°C a tlaku 1000hPa se vejde maximálně 14.8g/m³ vody a více nikoli, jde o vzduch nasycený. A takto vyjadřujeme absolutní vlhkost vzduchu.

Relativní vlhkostí vyjádříme procentuální obsah vody ve vzduchu o určité teplotě. Tento parametr nám neukazuje kolik se do vzduchu vejde vlhkosti, tedy přesnou hodnotu. Ale vyjadřuje nám procenty zastoupení vody ve vzduchu obecně při dané teplotě. Pokud tedy k příkladu uvedeném v odstavci výše dodáme, že vzduch obsahuje 100% vody, jde o relativní vlhkost. Tato vlhkost se méně často vyjadřuje hodnotami 0 až 1 bez rozměrů a jednotek, kdy 0 znamená suchý vzduch a 1 znamená nasycený vzduch, tedy 100% relativní vlhkosti. Pokud by vzduch obsahoval, vzhledem k uvedenému příkladu tedy za shodných podmínek, jen 7.4g/m³ vodní páry, pak by relativní vlhkost činila 50%. Jde o poměr množství vody z možného maxima při určité teplotě tohoto vzduchu. Jde o stupeň nasycení vzduchu, poměr hustoty vodní páry dle podmínek.

• Suchý vzduch: 0% RV, 0g/m³ vodní páry z MAX možného (reálně se nevyskytuje)
• Vlhký vzduch: 1-99% RV, určitá hodnota v g/m³ vodní páry z MAX možného (vyskytuje se dnes a denně)
• Nasycený vzduch: 100% RV, MAX hodnota v g/m³ vodní páry (teplota vzduchu dosáhla teploty rosného bodu, viz dále)

Rosný bod

Teplota, při které je dosaženo 100% nasycení beze změny tlaku se nazývá rosným bodem. Jde o důležitý ukazatel vlhkosti vzduchu společně s jeho teplotou. Teplota vzduchu je tedy shodná s teplotou rosného bodu. Pokud se teplota vzduchu přiblíží teplotě rosného bodu, dochází ke vzniku mlhy. Směšovací poměr ukazuje hmotnost vody, která připadá na jednotku hmotnosti suchého vzduchu. Jde o obdobu absolutní vlhkosti, avšak tam záleží na hmotnosti vody, která je pomocí tohoto parametru vyjádřena, připadající na jednotku objemu vzduchu.

Obsah vlhkosti ve vzduchu je proměnlivý a nejvíce je vzduch nasycen vlhkostí u zemského povrchu, odkud dochází k odpařování vody do atmosféry. Prouděním se vlhkost přesouvá do větších výšek, kde se vzduch ochlazuje a blíží stavu nasycení. Po dosažení jeho nasycení se pára mění v kapičky vody (kondenzuje) a vznikají oblaky. Další informace o ochlazování vzduchu a jeho způsobech obsahuje stránka o teplotě vzduchu, odkaz viz dále.

Vlhkost vzduchu u povrchu i ve velkých výškách a její role při vzniku oblaků

Vlhkost vzduchu se nejčetněji vyskytuje u povrchu Země. Z něj se voda odpařuje do atmosféry. Cirkulační pohyby vlhkost dostávají do vyšších hladin atmosféry. Když dochází k výstupným pohybům vzduchu vlivem adiabatického děje, vzduch se ochlazuje. Vlhkost v něm obsažená se tímto jevem blíží ke stavu nasycení, po jeho dosažení se pára mění na malé vodní kapičky – kondenzuje a vzniká oblak. Ochlazováním a vlivem něho nasycením vzduchu vzniká právě oblačnost a to adiabaticky (stoupáním vzduchu, viz text před) se vznikem oblaků konvekcí, výstupem na frontách atd. Nebo izobaricky (při stabilním tlaku) se vznikem oblaků již dříve vzniklých nebo vznik mlhy. Příkladem izobarického ochlazování může být právě radiační ochlazování povrchu, čímž dochází k ochlazování přilehlého vzduchu. Takto vzniká rosa, případně za záporné teploty jíní.

Proč se tedy tvoří kondenzační pruhy za letadly, které některé teorie považují za umělé? Umělé nejsou, neboť i ve velkých výškách horní hranice troposféry se vlhkost vyskytuje. Obsah vlhkosti zde bývá nižší, avšak při některých povětrnostních situací se vlhkost i zde zvyšuje. Dopraví jí sem zejména konvekční procesy nebo výstupy vzduchu na atmosférických frontách. Takže při zvýšené vlhkosti vzduchu v těchto velkých výškách můžeme skutečně pozorovat i dlouhé zřetelné pruhy za letícími letadly. Proto i tento fakt může znamenat v souhlasu s dalšími podmínkami příchod horšího počasí.

⇒ Pokud si chcete přečíst více o této problematice, můžete zabrousit na naší stránku Letecká meteorologie nebo si i přečíst článek Contrails nebo chemtrails? Věříte na teorii chemtrails? A uvidíte, zda proces vzniku kondenzačních stop pochopíte nebo zda budete stále věřit uvedené teorii.

Změny vlhkosti, denní a roční chod

Vodní pára ve vzduchu se mění prostřednictvím času i místních faktorů. Zejména jde o následující vlivy:

• Vypařování či kondenzace páry
• Přenos páry vertikálně (konvekce, turbulence, výstup vzduchu na frontě atd.)
• Advekce (horizontální přenos vlhkého vzduchu)

Absolutní vlhkost

Denní chod AV ovlivňují různé faktory. Zejména jde o výpar z povrchu, který páru do ovzduší přidává. dále jde o přenos páry do vyšších výšek atmosféry. Tento se odehrává pomocí procesů popsaných výše.  Chod rozdělujeme na jednoduchý a dvojí, podle krytí ztrát páry u povrchu výparem. Jednoduchý chod se uplatní na mořích a v chladné části roku i na pevnině. Minima dosahuje AV brzy ráno, maxima pak po poledni, podobně jako teplota vzduchu. Dvojí chod se vyskytuje na pevnině v teplé části roku. Má první minimum brzy ráno, jako teplota. Jde o hlavní minimum dnem, brzy dopoledne nastává první maximum. Brzy odpoledne se vyskytne druhé minimum a večer druhé maximum a to hlavní. Zde výpar v tomto období nestačí trvale krýt úbytek páry při intenzivním přenosu do výšky.

Roční chod závisí na chodu výparu a maximum se vyskytuje v létě, minimum v zimě, stejně jako je tomu u výparu.

Relativní vlhkost

Jde o poměr hustoty vodní páry a a hustoty nasycené páry při určité teplotě vzduchu. Kdy lze vyjádřit dobře poměrem skutečného tlaku vodní páry a nasycené páry. Napětí vodní páry ve vztahu k teplotě roste mnohem rychleji než skutečné napětí páry. Relativní vlhkost se při vzestupu teploty většinou snižuje. RV má opačný denní chod oproti teplotě. Maximum vlhkosti připadá tedy na období východu Slunce opačně než u teploty a minimum na odpolední hodiny, nejčastěji mezi 14. až 16. hodinou dne. Přičemž v létě může být dosaženo minimum i později. Dále vždy záleží na konkrétních podmínkách počasí, stejně jako u teploty a dalších prvků.

Roční chod se vyznačuje též opačným průběhem než v případě teploty vzduchu. V zimě dosahuje vlhkost maxima a v létě minima.

Obecné informace najdete na stránce Termodynamika atmosféry.

Kondenzační hladina

Je hladina, v níž dojde k dosažení 100% relativní vlhkosti vzduchu, tedy ke stavu jeho nasycení. V této hladině vzniká oblak a pokud vzduch vystupuje dále, oblak narůstá do výšky (vertikálně). Během stoupání se vzduch rozpíná a ochlazuje. V kondenzační hladině či jinými slovy výšce se nachází základna oblaku, který v této výšce začne vznikat. Růst oblaku do výšky nad kondenzační hladinu se děje zejména u kupovitých oblaků, ale i u jiných oblačných druhů. V oblastech s nasyceným vzduchem nebo se vzduchem blízko stavu nasycení se může vyskytovat námraza, která ovlivňuje velmi významně letový provoz v dané výšce a to pokud je v oblacích přítomna přechlazená voda, ideálně za teplot 0 až -12°C.

Informace o souvisejícím prvku najdete na stránce Teplota vzduchu. Další informace o kondenzační hladině a jejích druzích ve vztahu k termické konvekci najdete na stránce Konvekce.

Výpar

K vypařování z povrchu Země dochází neustále a voda tímto procesem, jedním z fázových přechodů vody popsaných v úvodu této stránky, přechází do atmosféry. Výpar vody označujeme odborným pojmem evaporace. Dochází k němu z veškerých vodních ploch, z povrchu pevnin, sněhových i ledových ploch. Vypařování se odehrává i z rostlin prostřednictvím listů. Výpar z vegetace označujeme odborným pojmem transpirace. Souhrnný výpar z výše uvedených se nazývá evapotranspirace. Padající srážky se ovšem na vegetaci často zachycují, což označujeme termínem intercepce. Z vegetace se takto zachycená voda také odpařuje, zejména za vysoké teploty a v letním období. Do celkové bilance se tedy také někdy počítá. Výpar hraje důležitou roli v koloběhu vody na Zemi.

Proces vypařování

Molekuly vody se stále pohybují a rychlost jejich pohybu se hodně liší. Molekuly u povrchu se pohybují rychle a v takovém směru, že překonávají síly soudržnosti a vypadávají z vody do okolního vzduchu. Díky tomu se do atmosféry dostává vodní pára. Přechod probíhá i opačně, kdy molekuly vodní páry opustí atmosféru a vrátí se do vody. Převažují-li molekuly z vody vypadávající, tak dochází k výparu vody a naopak. Vypařování vody vede ke zvýšení obsahu vodní páry v přilehlém prostoru k vodnímu prostředí až do nasycení tohoto vzduchu. Poté nastane rovnovážný stav a počet molekul co unikají z vody i co se tam vrací je shodný. Tím končí vypařování.

Ke kondenzaci vodní páry dochází v případě, kdy vzduch obsahuje v blízkosti vody větší množství molekul vodní páry než postačí ke stavu nasycení. Tím převýší počet molekul páry putující ze vzduchu počet molekul vypadávajících z vody.

Rychlost vypařování

Definována jako množství vody v jednotkách hmotnosti, které se za určitý čas vypaří z jednotkové plochy (Bednář, Kopáček 2005). Udává se v gramech na cm² nebo v kg na m² za sekundu. Rychlost vypařování souvisí s difuzním nebo turbulentním transportem vodní páry ve vertikále směrem od povrchu vypařující se vody či povrchu půdy, vegetace směrem do vyšších atmosférických hladin, tj. výšek. Tuto rychlost přenosu určuje vertikální gradient měrné vlhkosti. Rychlost vypařování jako intenzita výparu má úměru vůči vertikálnímu gradientu měrné vlhkosti a rovná se vertikálnímu toku, který odvádí páru nahoru.

Rozlišují se tedy druhy výparu:

• Difuzní
• Turbulentní

I když v atmosféře převažuje turbulentní proudění a výměna vzduchu, existuje i laminární proudění nad určitými hladkými povrchy (uhlazená pokrývka sněhu, hladina vody bez vlnění atd.). Tato existuje v tenké vrstvě a omezuje výpar poměrně zásadně. S rychlostí větru se zvyšuje rychlost vypařování. Tento může mít ale ohledně výparu i negativní vlivy. V případě rychlého proudění suchého vzduchu se půda zbaví významně vláhy. To může působit škody na plodinách. Vliv na výpar má samozřejmě teplota vzduchu, kdy výpar roste s vyšší teplotou. Dále narůstá s poklesem tlaku vodní páry nad vodou a s vyšším sytostním doplňkem ve vzduchu u povrchu vody. Slaná voda se vypařuje pomaleji než sladká a to vlivem nižšího napětí nasycení.

Napětí nasycení

Jinými slovy tlak vodní páry, který se zvyšuje s rostoucím objemem množství vodní páry ve vzduchu. Růst není neomezený, ale dosahuje jen určité hodnoty odpovídající stavu nasycení – napětí nasycení. Napětí nasycení odpovídá rovnováze mezi fázemi pára – voda a pára – led. Závisí na několika hlavních faktorech.

Napětí nasycení závisí zejména na:

• Teplotě vzduchu
• Elektrickém náboji povrchu vody
• Skupenství povrchu s výparem vody
• Zakřivení povrchu

1. S rostoucí teplotou stoupá napětí nasycení, hodnoty lze vyčíst z tabulek nebo spočítat pomocí vzorců.
2. Vliv elektrického náboje pozorujeme jen při velkých nábojích a u malých oblačných částic nebo částic mlhy.
3. Ohledně skupenství je soudržnost v ledu větší než ve vodě.
4. Konvexní povrchy (kapičky vody) se zvyšuje napětí nasycení oproti konkávním povrchům jde o menší tlak nasycení než na rovinným povrchem.

Chod výparu

Existuje zde velká závislost hodnot na teplotě vzduchu. S rostoucí teplotou, jak uvádíme, se zvyšuje výpar. Takže chod výparu souvisí s chodem teploty vzduchu v denním i ročním období. Minimum dosahuje výpar z pohledu dne v nočních hodinách a někdy zcela odpadne, když se dosáhne stav nasycení. Naopak v horkých letních nocích může být výpar docela významný a to zintenzivňuje probíhající sucho. Maxima dosahuje v rámci dne odpoledne, tj. v období maxima teploty vzduchu a souvisí to i s chodem větru. Tento bývá zpravidla během dne nejrychlejší.

Ohledně ročního chodu dosahuje minima tedy v zimě, maxima v létě. Úhrny se liší dle oblasti, v nichž existují různé klimatické podmínky a to i značně. Výpar se celkově zvyšuje směrem k rovníku.

Reference

Použitá a doporučená literatura:

DVOŘÁK, P. Letecká meteorologie 2017. Cheb: Svět Křídel, 2017

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