Teplotní poměry vzduchu
Článek Teplotní poměry povrchu půdy a vodních ploch vykládá o charakteru teplotních změn a podmínkách jejich výskytu co se týče povrchu půdy, šíření teplota do vrstev půdy a také co do povrchu vodních ploch. Tento článek se zaměřuje na teplotní změny vzduchu v blízkosti zemského povrchu. Studuje tedy vliv povrchu a faktorů na teplotní změny vzduchu. Změny teploty vzduchu totiž silně závisí na povrchu. Teplotu vzduchu tedy ovlivňuje insolace prostřednictvím povrchů. Vzduch se ohřívá slunečním zářením přímo jen minimálně. Atmosféra totiž pohlcuje sluneční záření pouze slabě. Hlavní zdroj tepla pro vzduch (tedy atmosféru jako vzdušný obal Země) je ohřátý zemský povrch. Zemský povrch je přes den v důsledku insolace teplejší než vzduch a teplo přechází z povrchu do vzduchu. V noci naopak povrch ztrácí teplo vyzařováním, je chladnější než vzduch a tento se tím začíná též ochlazovat. Své teplo předá chladnějšímu povrchu.
Přenos tepla do atmosféry se děje nejčastěji:
- Molekulární vodivostí.
- Konvekcí a termickou turbulencí.
- Dynamickou, případně mechanickou turbulencí.
- Radiačním přenosem.
- Tokem latentního tepla neseného vodní párou.
Denní a roční chod teploty vzduchu
Období nejvyšší teploty vzduchu odpoledne a obecně nejvyšší teploty vzduchu v létě nad tmavými povrchy, jako je například zralé či zrající obilné pole.
Změny teploty se odehrávající od povrchu do vyšších výšek atmosféry za shodných podmínek jako v případě změn teploty půdy a v jejím profilu. Denní chod teploty vzduchu zaznamenávané ve standardní výšce cca 2 metry nad povrchem je následující. Minimum dne dosahuje teplota při východu Slunce, tj. v zimním období poměrně pozdě (po 7. hodině) a v letním období dosti brzy (před 4. hodinou). A maximum teploty dne se dosahuje kolem 15. hodiny s tím, že v zimě to bývá o něco dříve a v létě i později. Výchylka teploty vzduchu v daném dni je menší než výchylka teploty povrchu půdy. Teplota vzduchu nad oceánem má větší amplitudu než teplota hladiny moře a denní maximum teploty vzduchu zde nastává dříve než nad pevninou a to kolem 12:30 a maximum teploty povrchu vodní plochy nastává až mezi 15. a 16. hodinou.
Denní amplituda teploty na pevnině je ovlivněna jednak ročním obdobím a oblačností, tedy těmi proměnlivými v čase. A jednak také s faktory spjatými s danou lokalitou, jako jsou zejména:
- Zeměpisná šířka (rostoucí šířka = nižší amplituda)
- Výška nad povrchem (čím vyšší výška, tím nižší amplituda)
- Vzdálenost od moře (čím dále od moře, tím vyšší amplituda)
- Vegetace (více vegetace = nižší amplituda)
- Reliéf (údolí a kotliny = vyšší amplituda)
Největší amplitudy teploty během dne zaznamenáváme v létě a nejmenší v zimě. Největší denní amplitudu teploty zaznamenáme co se proměnlivého faktoru výskytu oblačnosti týče za jasného počasí v noci i přes den. Nejmenší pak za opačných podmínek.
Mezi nejvýznamnější klimatický faktor dané lokality patří roční trend teploty vzduchu a tím tedy roční amplituda teploty. Nad pevninou zaznamenáváme nejvyšší teplotu v červenci a nejnižší v ledu. to platí pro naší severní polokouli. Na oceánech je maximum teploty dosaženo až v srpnu a minimum teploty v roce na konci února či až na začátku března. Velikost roční výchylky teploty určuje zeměpisná šířka (velikost amplitudy s rostoucí šířkou roste), nadmořská výška (s rostoucí výškou je nižší), vzdálenost od moře (směrem do nitra pevniny roste amplituda teploty) a orografie (typ reliéfu, shodně jako u denní výchylky teploty).
Aperiodické změny teploty vzduchu
Tedy jinými slovy, oproti v kapitole výše uvedeným, nepravidelné změny teploty vzduchu působí nejčastěji advekce nové vzduchové hmoty nad dané místo. Tedy vzduchu z jiné oblasti s jinou teplotou. Tyto změny působí přes výše popsané denní a roční pravidelné změny, tj. chod teploty. Tyto nepravidelné změny ovlivňují zejména denní změny teploty vzduchu. V ročním chodu poznáme tyto změny na odchylkách teploty vzduchu od běžného průběhu v souladu s dlouholetým měsíčním průběhem. Místo postupné změny teploty za dne na den dochází ke střídání studených a teplých období v důsledku střídání vzduchových hmot. Pro některá období jsou tyto změny typičtější (počátek jara) a v poslední době se tyto neperiodické změny teploty projevují intenzivněji, možná i v souladu s celkovou rozkolísaností klimatu vlivem jeho globální změny. Mezi tyto změny tedy neřadíme jen vpády studeného vzduchu na počátku jara, kterým často předcházejí v extrémech i velmi teplá až letní období. Ale i oblevy a významnější oteplení v zimním období.
Výškové změny teploty vzduchu
Aneb změna teploty v atmosféře s výškou. Teplotní poměry v přízemní vrstvě vzduchu jsou zcela odlišné od těch ve vyšších atmosférických vrstvách. Tam se vzduch intenzivně promíchává a v důsledku toho dochází k vyrovnávání vlastností vzduchu v horizontální a vertikální rovině. U povrchu, kde se silně uplatňuje síla tření a rychlost větru zde směrem k povrchu významně klesá. Tloušťka vrstvy, kde se silně uplatňuje vliv zemského povrchu, činí podle místních poměrů v průměru kolem 1-1.5m. Rozložení teploty v přízemní vrstvě značně ovlivňuje vegetační porost. Ten je přímo vystaven vlivu záření a vyzařování.
V troposféře dochází zpravidla k poklesu teploty vzduchu s výškou. Ten se odehrává až do vrstvy s výskytem izotermie nebo inverze teploty. Pokles teploty vzduchu s výškou je velmi proměnlivý z pohledu místa i času a závisí na výšce nad povrchem, denní a roční době a povětrnostní situaci. Ve spodní části troposféry, tj. asi do výšky 2km (odpovídá mezní vrstvě) je změna teploty závislá na turbulenci a radiačních poměrech, též zde má vliv zemský povrch. Denní i roční chod změny teploty je zde asi do výšky 500m dosti výrazný. Obzvláště výrazný je chod teploty do výšky 100m nad povrchem. Přes den a v létě je změna teploty s výškou významná vlivem silné insolaci na povrchu. V nočních hodinách a obzvláště v zimě, zejména za bezoblačné oblohy, naopak a někdy je změna teploty i záporná – vzniká teplotní inverze.
Teplotní inverze a její druhy
Teplotní inverze znamená nárůst teploty vzduchu s rostoucí nadmořskou výškou v určité vrstvě o dané mocnosti. Teplotní zvrstvení je v takových vrstvách vzduchu značně stabilní, proto mají tyto vrstvy významný vliv na vývoj některých atmosférických dějů. Stabilita atmosféry brání například termické konvekci. Vzhledem ke stabilitě inverze je v takových vrstvách atmosféry významně omezeno promíchávání vzduchu s omezeným rozptylem znečišťujících látek různého původu. Proto se při výskytu těchto situací u povrchu vyskytuje zhoršená kvalita ovzduší, v případě delšího trvání takového stavu dochází ke značnému zhoršení kvality vzduchu překročením imisních limitů (zejména prachových částic PM10) a ke vzniku smogových situací. Teplotní inverze se může vyskytnout v jakékoli části atmosféry z pohledu dělení troposférické vrstvy na přízemí, mezní vrstvu a zbývající volnou atmosféru. Rozlišují se následující druhy teplotních inverzí.
- Radiační
- Advekční
- Subsidenční
- Turbulentní
- Frontální
Radiační teplotní inverzi rozdělujeme na noční, zimní a výškovou inverzi. Noční inverze vzniká za jasného a klidného počasí v nočních hodinách, kdy se půda rychle ochlazuje. Inverze je mohutnější při nižším výskytu vodní páry v atmosféře, protože o to je větší vyzařování tepla z půdy. Inverze je mocnější při delších nocích, kdy jsou dány dobré podmínky pro ochlazování co nejdéle. Takže nejlepší podmínky jsou od konce podzimu do poloviny zimy. Noční radiační inverze mají malý vertikální rozsah. Zimní inverze je obdobou noční radiační inverze, jen díky ideálním podmínkám stran slabého slunečního záření se vzniklá inverze rozšiřuje. Pokud trvají vhodné podmínky pro vznik a trvání inverze několik dnů, tak inverze dále zesiluje a postupuje do vyšších výšek. Jde zároveň i o přízemní inverze, které mohou sahat výjimečně i do 2km.
Odbourávání teplotní inverze a rozpouštění ranní mlhy.
Advekční teplotní inverze vzniká při postupu teplého vzduchu nad chladnější povrch s velkou tepelnou kapacitou. Typicky se utvoří takovéto inverze při přesunu teplého vzduchu z moře nad chladnější vodní povrch. Subsidenční teplotní inverze vzniká naopak při adiabatickém (bez výměny tepla s okolím) poklesu nenasycené části vzduchu se stabilním zvrstvením. Turbulentní teplotní inverze jak název napovídá vzniká působením turbulentního promíchávání vzduchu. Hranice inverze je od několika stovek metrů nad povrchem a vertikálně jde o ne příliš mohutnou inverzi. Jde o poměrně častý druh inverze z důvodu častých sestupných pohybů vzduchu v atmosféře, zejména v tlakových výších. Vzduch neklesá až k povrchu, ale v určité výšce přechází v horizontální roztékání.
Turbulentní inverze jsou vertikálně málo mohutnými výškovými inverzemi, kdy jejich dolní hranice leží několik stovek metrů nad povrchem. Za situace, kdy teplota vzduchu klesá s výškou pomaleji než v nasyceném vzduchu a dojde následně k rozvoji turbulentního promíchávání, vznikne indiferentní teplotní zvrstvení. A teplota povrchu se nezmění. V blízkosti určité výškové hladiny vznikne teplotní inverze v důsledku neměnné teploty nad turbulentním promícháváním.