3. 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: (t[07] + t[14] + 2t[21])/4, v řadě zemí ale průměr t[max]a t[min] - 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 (1,4.10^10 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 – SO[2], 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 CO[2] – 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 (CO[2], metan CH[4], oxid dusný N[2]O, ozon O[3], 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.