Zemepis.com> Fyzická geografie> Atmosféra> Teplota vzduchu

TEPLOTA VZDUCHU

Teplotou vzduchu se v meteorologii a klimatologii rozumí jeho teplota v zastíněném prostředí ve výšce 2 m nad zemským povrchem změřená v meteorologické budce. Dále se ještě zjišťuje přízemní minimální teplota vzduchu, která se měří v 5 cm nad zemským povrchem. Při zemském povrchu je obrovský vertikální teplotní gradient, díky němuž může rozdíl mezi oběma teplotami dosáhnout až 40 °C.

Nejvyšší hodnoty teploty půdy zaznamenáváme cca ve 13 h, nejvyšší hodnoty teploty vzduchu kolem 14 h. Minimální teploty jsou v půdě i vzduchu zaznamenávány 1 h před východem Slunce. Směrem vertikálním je chod tepla opožďován. V 1000 m se můžeme setkat s výkyvy maximálně 1 až 2 °C, mezi 2000 až 5000 m jsou výkyvy 0,5 až 1 °C. Do výšky 5000 m režim ovládaný energetickými výměnami mezi zemským povrchem a atmosférou již nezasahuje. Zde jsou teplotní změny způsobovány v důsledku horizontální výměny vzduchových hmot.

Denní amplituda teplot je rozdíl mezi minimální a maximální teplotou a závisí na planetárních i regionálních faktorech. Hodnota amplitudy je řízena

• charakterem počasí - při radiačním typu počasí (tj. malá oblačnost, malá rychlost větru) nabývá amplituda větších hodnot, naopak při advekčním typu (tj. radiační vlivy jsou překryty horizontálním přílivem vzduchu, je velká oblačnost) nabývá amplituda hodnot menších.
• reliéfem - konvexní tvary (kopce) mají větší nadmořskou výšku, vzduch je tedy řidší, Slunce je v podmínkách řídkého vzduchu méně intenzivní. V případě konvexních tvarů je denní ohřev méně výrazný a tyto tvary mají menší amplitudu teplot. V konkávních útvarech (deprese) vzduch “stéká” do prohlubní a přes den se intenzivně ohřívá od terénu. Amplituda teplot je v těchto útvarech větší.
• ročním obdobím - teplotu ovlivňuje směr ohřívání vzduchu.
• zeměpisnou šírkou - pro rovníkové klima je denní amplituda velice malá, směrem od rovníku se zvyšuje a v oblastech obratníků nabývá extrémů, od obratníků k pólům pak klesá. Na pólech je denní režim převálcován ročním chodem.
• kontinentalitou - v oblastech na oceány je amplituda menší než v oblastech kontinentálních.

Roční amplituda teplot je závislá na

• zeměpisné šírce - s rostoucí zeměpisnou šírkou roste;
• kontinentalitě - s rostoucí kontinentalitou roste;
• cirkulačních faktorech.

Nejmenší roční amplitudu mají rovníkové oblasti, kde se pohybuje v průměru kolem 5 °C, avšak v oblastech kolem rovníku s oceánickým podnebím nedosahuje ani 1 °C. Nevýrazná teplotní maxima souvisejí se dny rovnodenností, minima se dny slunovratů.

Se vzrůstající zeměpisnou šírkou je v subtropickém kontinentálním podnebí amplituda 15 až 20 °C, v oceánickém 5 °C. Teplotní extrémy odpovídají vrcholení Slunce nad obratníkem.

V mírném pásu je typické podnebí čtyř ročních dob. V oceánických podmínkách mírného pásu je amplituda 10 až 15 °C, nad pevninami stoupá v závislosti na míře kontinentality. Extrémních hodnot nabývá v oblastech poblíž polárních kruhů, zde se amplitudy pohybují kolem 60 °C. V oblastech střední a východní Sibiře dosahují roční amplitudy až 100 °C.

V polárních oblastech je roční chod teploty postupně transformován v půlroční cyklus polárního dne a polární noci. Minimum teploty se posouvá na konec polární noci (konec února, začátek března), maxima souvisejí s vrcholem polárního dne (brzy po letním slunovratu). Amplitudy se pohybují kolem 40 °C.

Nad kontinenty se teplotní extrémy vyskytují měsíc po slunovratu, nad oceány a horskými oblastmi 2 měsíce po něm. Horské vrcholy se vyznačují menší amplitudou a dochází zde k posuvu extrémů. Velmi důležitá je expozice svahů vůči proudění.

Roční výkyvy teplot prostupují celou troposférou až do spodních vrstev stratosféry.

Inverze je opakem přímého zvrstvení atmosféry. Jedná se o zvláštní případ vertikálního rozložení teploty vzduchu, při kterém v určité vrstvě atmosféry, tzv. inverzní vrstvě, teplota s nadmořskou výškou vzrůstá. Výška inverzních vrstev dosahuje desítek až stovek metrů, výjimečně i 2500 m. Podle výšky inverzní vrstvy nad zemí rozlišujeme přízemní a výškovou inverzi teploty vzduchu, podle příčiny inverzi teploty vzduchu advekční, frontální, radiační, subsidenční, turbulentní a pasátovou.

1.      přízemní inverze:

Radiační inverze je inverze vznikající bez přílivu vzduchu pouze následkem radiačního ochlazování. Vyskytuje se pouze v období záporné radiační bilance, tj. v noci nebo chladných částech roku. Noční radiační inverze dosahují výšek 80 až 100 m nad zemský povrch. Směrem do zimního období se může radiační ochlazování spojovat a propojit tak noční radiační inverze do vícedenních radiačních inverzí. Tyto inverze mohou trvat i několik týdnů a dosahují několik stovek metrů nad zemský povrch.

Advekční inverze souvisí s přílivem relativně teplé vzduchové hmoty nad studený zemský povrch. Studený vzduch přiléhající k zemskému povrchu je jím ještě více ochlazován. Advekční inverze se vyskytují na konci zimy a začátkem jara a někdy bývají zvány jarní nebo sněhové. Dosahují stejné výšky jako inverze radiační.

Oba druhy inverzní neexistují modelově, většinou dochází k jejich promíchání a vznikají radiačně-advekční resp. advekčně-radiační inverze.

2.      výškové inverze (inverze ve volné atmosféře)

Radiační inverze vznikají tehdy, jestliže je určitá část atmosféry ochlazována vlivem radiačního záření, které vydává mlha nebo nízká oblačnost. V české kotlině vnímáme tuto inverzi jako výškovou v oblastech pánví a jako přízemní v horských oblastech.

Subsidenční inverze (inverze sesedáním) je způsobena “stékáním” vzduchu z vyšších hladin do nižších. Vzniká v centrálních částech tlakových výší. Při stékání vzduchu dochází k adiabatickému oteplování. Subsidenční inverze jsou typické pro oblasti vysokého tlaku vzduchu nad oceány. Tato inverze brání konvekci vzduchu a je příčinou toho, že v těchto oblastech nemohou vznikat srážky, a proto jsou tyto oblasti suché.