Teplota vzduchu

-          teplota – střední kinetická energie molekul tělesa (míra úrovně zjevného tepla v tělese)

-          jestliže těleso přijímá tepelnou energii, jeho teplota roste

-          povrch během dne dostává více krátkovlnného záření než ztrácí dlouhovlnným vyzařováním - jeho teplota roste; v noci, kdy tok krátkovlnného záření ustává, teplota klesá

-          teplota tělesa se vedle pohlcování a vyzařování může měnit těmito procesy:

a)      vedením – tok tepla mezi dvěma dotýkajícími se tělesy od teplejšího ke chladnějšímu (aktivní povrch – atmosféra)

b)      výparem – změna skupenství vody z kapalného na plynné za pohlcování energie – pokles teploty vypařujícího povrchu

c)      konvekcí – přenos tepla promícháváním při výstupném pohybu vzduchu

 

3.1  Měření teploty vzduchu

-          teplotní stupnice Celsiova (°C) – bod mrazu 0 °C, bod varu 100 °C

-          teplotní stupnice Fahrenheitova (°F) – bod mrazu 32 °F, bod varu 212 °F

-          teploměr – přístroj pro měření teploty vzduchu (rtuť nebo líh v kapiláře reaguje na změnu teploty různým roztažením) v bílé žaluziové meteorologické budce ve výšce 2 m nad zemí, která brání přímému dopadu slunečních paprsků a umožňuje cirkulaci vzduchu kolem teploměru

-          dnes kapalinové skleněné teploměry nahrazeny odporovými teploměry (termistory), které měří automaticky změny elektrického odporu s teplotou

-          průměrná denní teplota vzduchu: (t07 + t14 + 2t21)/4, v řadě zemí ale průměr tmax a tmin

-          z denních průměrných teplot se počítají průměrné měsíční teploty a z nich průměrné roční teploty

 

3.2  Denní chod teploty vzduchu

-          denní změny radiační bilance (přes den pozitivní, v noci negativní) se projevují v denním chodu teploty vzduchu

3.2.1        Denní chod insolace a radiační bilance

-          insolace ® radiační bilance → teplota vzduchu

Obr. 3.3/53 – SS

 

3.2.2        Denní teplota

-          minimum teploty asi půl hodiny po východu Slunce – důsledek ochlazování povrchu dlouhovlnným vyzařováním v období negativní radiační bilance

-          po východu Slunce (kladná radiační bilance) výrazný vzestup teploty vzduchu do maxima mezi 13.-16. hodinou (promíchávání vzduchu a odvod tepla nahoru, jinak by při kladné bilanci měla teplota ještě dále vzrůstat)

-          po maximu opět pokles teploty vzduchu k rannímu minimu (vzestupná část křivky kratší než sestupná)

-          úroveň teploty a denní amplituda ovlivněny sezónně

 

3.2.3        Teplota při povrchu

-          při povrchu je chod teploty extrémnější – povrch se slunečním zářením více zahřívá a více se ochlazuje dlouhovlnným vyzařováním než vzduch ve výšce 2 m nad zemí

-          v noci aktivní povrch chladnější než podloží aktivního povrchu a teplota nad ním, ve dne naopak

Obr. 3.4/54 – SS

 

3.2.4        Kontrast teploty mezi městem a venkovskou krajinou

-          charakter aktivního povrchu je měněn lidskou aktivitou, zvláště ve městech (zástavba, vozovky, chodníky aj.)

-          venkovská krajina – vegetace – transpirace (výpar z povrchu rostlin) – odnímání tepla, povrch chladnější (výraznější ochlazující vliv v případě lesního porostu)

-          půdní povrch je vlhčí, při výparu jeho ochlazování

-          ve městě je srážková voda odváděna mimo město, povrch je sušší, insolací se otepluje povrch (teplota vyšší než v okolní venkovské krajině)

-          stavební materiály ve městě pohlcují a uchovávají zářivou energii, v noci ji vyzařují (noční teploty vyšší než v okolní venkovské krajině)

-          pohlcování tepla je posíleno několikerým odrazem záření mezi různými vertikálními povrchy ve městě

 

3.2.5        Tepelný ostrov města

-          teplota ve městě je vyšší než v okolí (příčiny viz 3.2.4) – tepelný ostrov města – existuje během noci díky záření pohlcenému během dne

-          odpadní teplo ve městě (topení aj.) – tepelný ostrov nejintenzivnější v zimě

-          pouštní oblasti – evapotranspirace zavlažované vegetace ve městě může držet teplotu níže než v okolí

Obr. 3.6/56 – SS nebo něco lepšího na tepelný ostrov

 

3.3  Teplotní zvrstvení atmosféry

-          teplota vzduchu klesá s výškou – pokles lze popsat vertikálním teplotním gradientem (˚C/100 m)

-          vzduch se otepluje od aktivního povrchu, tedy čím je od povrchu dále, tím je chladnější

-          průměrný vertikální teplotní gradient 0,65 ˚C/100 m

-          od určité úrovně ale průměrná teplota roste, což umožnilo rozlišit dvě části spodní atmosféry – troposféru a stratosféru

Obr. - Změna teploty s výškou v atmosféře

 

3.3.1        Troposféra

-          nejnižší vrstva atmosféry, v níž teplota vzduchu klesá s výškou, aréna povětrnostních jevů (oblaka, bouřky atd.)

-          vodní pára v troposféře ve významném množství: kondenzace – nízká oblaka, mlha; sublimace nebo usazování na ledových krystalcích – vysoká oblaka; zdroj vypadávání srážek; význam vodní páry pro skleníkový efekt

-          atmosférické aerosoly – pevné a tekuté příměsi v troposféře:

a) přirozené aerosoly

- kosmický prach (1,4.1010 kg ročně)

- vulkanický prach (vulkanické erupce, vliv na intenzitu přímého záření)

- kouřové částice (lesní a rašeliništní požáry)

- částice z povrchu půdy a moře (zvednuty větrem – písečné a prachové bouře, vlnění)

- aeroplankton (např. pyl, bakterie)

b) antropogenní aerosoly

(asi 10 %, toxické účinky, dálkový přenos, kondenzační jádra, rozložení s výškou; pevné a kapalné příměsi - sedimentace na povrchu, plynné příměsi – SO2, halogenované uhlovodíky aj.)

-          aerosoly jako kondenzační jádra (zárodky pro vznik oblaků a mlh)

-          aerosoly způsobují aerosolový rozptyl dopadajícího záření – největší pro delší vlnové délky viditelného záření (např. červená barva při západu a východu Slunce)

-          tropopauza – přechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou (teplota se s výškou nemění – izotermie, nebo roste – inverze)

 

3.3.2        Stratosféra

-          růst teploty vzduchu s výškou, hlavně v důsledku pohlcování sluneční záření ozonem

-          sahá do výšky asi 50 km, slabá výměna vzduchu s troposférou – obsahuje málo vodní páry a aerosolů

 

3.3.3        Prostředí vysokých hor

-          pokles hustoty vzduchu s výškou – řídký vzduch (menší počet molekul v jednotkovém objemu vzduchu)

-          menší obsah vodní páry a CO2 – větší pokles nočních teplot

-          denní teploty vzduchu klesají s rostoucí výškou a mají větší denní amplitudu

Obr. 3.9/59 - SS

 

3.3.4        Teplotní inverze a mráz

-          jasná noc, bezvětří: povrch se ochlazuje dlouhovlnným zářením → radiační bilance negativní → ochlazuje se vzduch při povrchu → intenzita ochlazení klesá s výškou → teplota vzduchu s výškou roste – teplotní inverze

-          teplota při povrchu může v takovýchto případech klesnout pod nulu – mráz (killing frost) – ochrana: vrtule - promíchávání vzduchu, oteplování přízemní vrstvy spalováním paliv

-          přízemní inverze – nejčastější v zimě nad povrchem se sněhovou pokrývkou, kdy se tvoří během několika dnů (výrazně vertikálně vyvinuty) nebo v průběhu noci jako slaběji vyvinuté noční inverze

-          advekční inverze – nasouvání teplejší vrstvy vzduchu nad chladnější povrch

 

3.4  Roční chod teploty vzduchu

 

3.4.1        Radiační bilance a teplota

-          sklon zemské osy k rovině ekliptiky a oběh Země kolem Slunce podmiňují roční chod radiační bilance, který ovlivňuje roční cyklus teploty vzduchu

Obr. 3.12/60 - SS

 

3.4.2        Kontrast mezi pevninou a oceánem

-          stanice při pobřeží v porovnání s vnitrozemím jsou chladnější v létě a teplejší v zimě a mají menší teplotní amplitudu (denní i roční)

Obr. 3.13/61

-          vodní plochy se při stejné insolaci ohřívají a ochlazují pomaleji než povrch souše z následujících příčin:

a)      sluneční  záření proniká ve vodě do větší hloubky v porovnání se souší, kde dopadá na povrch

b)      voda se ohřívá pomaleji než povrch souše (např. specifické teplo vody je asi pětkrát větší než u skalního povrchu)

c)      promíchávání teplejší a chladnější vody v zahřívané vrstvě

d)      větší výpar nad vodní plochou než nad souší, kde může při suchém povrchu i ustat

Obr. 3.14/62

-          v denním chodu teploty vzduchu na stanicích s oceánským klimatem menší denní amplituda než u stanic s kontinentálním klimatem

-          v ročním chodu dochází k opožďování extrémů (např. přesun minima z ledna na únor a maxima z července na srpen)

Obr. 3.16/63

  

3.5  Geografické rozložení teploty vzduchu

-          rozložení teploty vzduchu ukazují mapy izoterem – tj. čar, spojujících místa se stejnou teplotou vzduchu

-          mapy ukazují centra vysokých a nízkých teplot a teplotní gradient, tj. směr změny teploty vzduchu

 

3.5.1        Faktory ovlivňující rozložení teploty vzduchu

-          zeměpisná šířka – s jejím růstem klesá průměrná roční insolace a tedy i teplota (pokles teploty od rovníku k pólům – při letním slunovratu dostává pól více sluneční energie než rovník)

-          oceanita a kontinentalita – viz 3.4.2; vliv teplých a studených mořských proudů na pobřežní oblasti

-          nadmořská výška – pokles teploty vzduchu s výškou

 

3.5.2        Rozložení teplot vzduchu v lednu a v červenci

Obr. 3.18/65

a)      pokles teploty vzduchu od rovníku k pólům – lépe vyjádřený na jižní polokouli, na severní komplikován rozložením pevnin

b)      centra extrémně nízkých teplot v zimě na pevninách v subpolárních a polárních šířkách – Sibiř kolem –50 °C, severní Kanada kolem –30 °C (velké albedo nad zasněženým povrchem), Grónsko kolem –40 °C (ledovcový štít)

c)      malá změna teploty vzduchu v ekvatoriální oblasti mezi lednem a červencem – insolace se výrazněji nemění v průběhu roku

d)      velký severo-jižní posun izoterem mezi lednem a červencem nad kontinenty ve středních a subarktických šířkách – pevnina: leden – posun k jihu, červenec – posun k severu (v důsledku rozdílného ohřívání a ochlazování pevnin a oceánů)

e)      výše ležící polohy jsou vždy chladnější než nížiny v okolí 

f)       zaledněné oblasti nebo oblasti se stálou sněhovou pokrývkou jsou vždy velmi chladné – Antarktida a Grónsko: značná nadmořská výška, velké albedo

 

3.5.3        Roční amplituda teploty vzduchu

Obr. 3.20/68

a)      roční teplotní amplituda roste se zeměpisnou šířkou, hlavně na kontinentech severní polokoule (hlavně Asie a Severní Amerika, kontrast zimní a letní insolace)

b)      největší roční teplotní amplituda v subarktické a arktické zóně Asie a Severní Ameriky (letní insolace porovnatelná s rovníkem, zimní velmi nízká)

c)      roční teplotní amplituda je poměrně vysoká v oblasti pouští (Sahara, Kalahari, střední část Austrálie – suchý vzduch, malá oblačnost)

d)      roční teplotní amplituda nad oceány je menší než nad pevninou v téže zeměpisné šířce (kontrast pevnina – oceán)

e)      roční teplotní amplituda je velmi malá nad oceány v tropické zóně (méně než 3 °C – malé sezónní změny insolace)

 

3.6  Skleníkový efekt a globální oteplování

-          v důsledku antropogenní činnosti růst koncentrací plynů, přispívajících k zesilování skleníkového efektu – tzv. skleníkové plyny (CO2, metan CH4, oxid dusný N2O, ozon O3, halogenované uhlovodíky)

-          hlavní zdroj skleníkových plynů – spalování fosilních paliv

 

3.6.1        Kolísání teploty vzduchu

Dva obr. globální teplotní řady ze zprávy IPCC – normální řada a Mann

-          globální teplotní řada (teploty vzduchu průměrované z velkého počtu stanic na Zemi) ukazuje vzestup teploty vzduchu na Zemi asi o 0,6 °C za 100 let – tzv. globální oteplování

-          faktory ovlivňující kolísání globální teplot vzduchu na Zemi:

a)      sluneční aktivita – změny solární konstanty (vzestup teploty)

b)      vulkanická činnost – po erupcích ve stratosféře se vytváří vrstva aerosolů, které odrážejí dopadající záření – ochlazení při zemském povrchu

c)      interakce oceán-atmosféra (výměna tepla v oceánech, ENSO – roky El Niña výrazněji teplejší)

d)      zesilování skleníkového efektu (oteplování) – všeobecně považováno za hlavní faktor globálního oteplování

 

3.6.2        Budoucí scénáře

-          Mezivládní panel pro klimatické změny (Intergovernmental Panel on Climate Change) při Světové meteorologické organizaci (World Meteorological Organisation)

-          počítačové simulace změn teploty vzduchu na Zemi v důsledku růstu koncentrací skleníkových plynů pro různé scénáře – odhadovaný vzestup teploty od roku 1990 do roku 2100 v rozmezí 1,4-5,8 ºC

-          důsledky globálního oteplování: růst hladiny oceánů (tání ledovců, expanse vody – odhadoavný vzestup hladiny od roku 1990 do roku 2100 v rozmezí 10-80 cm), růst frekvence a intenzity extrémů (povodně, sucha, atd.)

-          možné dopady globálního oteplování na různé oblasti lidské činnosti: klimatické scénáře a studium dopadů – tzv. impaktní studie

Dva obr. globální teplotní řady + hladina oceánů simulace ze zprávy IPCC

 

Literatura:

Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.3.4: s. 57-65.

Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 3: Air Temperature, s. 51-73.