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
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
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
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
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
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
- 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
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.