3. Teplota, Atmosférická vlhkost a srážky - 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 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 Denní chod teploty vzduchu - denní změny radiační bilance (přes den pozitivní, v noci negativní) se projevují v denním chodu teploty vzduchu Denní chod insolace a radiační bilance - insolace ® radiační bilance → teplota vzduchu Obr. 3.3/53 – SS 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 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 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 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 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 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) 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 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 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 Roční chod teploty vzduchu 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 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 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 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 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 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) 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 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 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. Atmosférická vlhkost a srážky - voda existuje ve třech skupenstvích – pevném (led), kapalném (voda), plynném (vodní pára) - při fázových změnách se spotřebovává nebo uvolňuje latentní teplo Obr. 4.1/77 – SS Voda v globální perspektivě - voda hraje klíčovou roli na Zemi z následujících příčin: a) pokrývá 2/3 povrchu Země, funguje jako rezervoár tepla a jeho přerozdělování, stejně jako rezervoár různých složek (např. soli) b) voda vypadávající na pevninách jako déšť nebo sníh vytváří při odtoku na povrchu různé tvary a formy reliéfu a přenáší živiny od jednoho místa k druhému c) vodou v atmosféře je přenášeno obrovské množství latentního tepla od jednoho místa k druhému Hydrosféra a hydrologický cyklus Obr. 4.2/78 - SS - 97,2 % tvoří slaná voda, 2,8 % sladká voda - hlavní část sladké vody je vázána v ledovcových štítech a horských ledovcích (2,15 %) a podpovrchové vodě, hlavně podzemní (0,63 %) – zbytek 0,02 %, takže sladká voda na pevnině tvoří jen velmi malou část z celkových zásob vody na Zemi - zbytek 0,02 % se rozděluje na půdní vodu (v dosahu kořenů rostlin), povrchovou vodu (např. jezera, vodní toky, bažiny) a vodu v atmosféře - hydrologický cyklus – popisuje globální výměnu vody mezi jednotlivými rezervoáry: a) výpar z oceánů a pevnin (plus transpirace) do atmosféry v podobě vodní páry, z oceánů šestkrát větší b) kondenzace nebo sublimace vodní páry v atmosféře, vypadávající v podobě srážek (srážky nad oceány asi čtyřikrát větší než nad pevninou) c) srážky vypadlé na pevninu mohou - se vypařit a vrátit se do atmosféry jako vodní pára - se vsáknout do půdy (podzemní odtok) - odtékat z povrchu spojujíce se do potoků a řek, odtékajících zpět do oceánů nebo bezodtokých jezer Globální vodní bilance Obr. 4.3/78 – SS - popisuje toky vody mezi oceánem, atmosférou a pevninou - předpokládáme, že objem oceánských vod a objem sladkých povrchových a podpovrchových vod je konstantní rok od roku - oceán: srážky (do) + odtok (do) = výpar (z), tj. 380 + 40 = 420 tis. km^3 - pevnina: srážky (na) = výpar (z) + odtok (z), tj. 110 = 70 + 40 tis. km^3 - protože na pevnině výpar = srážky – odtok, lze odtok při bilancování vypustit a lze zapsat: celkový výpar celkové srážky 70 (pevnina) + 420 (oceán) = 110 (pevnina) + 380 (oceán) (vše v tis. km^3) Vlhkost vzduchu - vlhkost vzduchu – obecně značí množství vodní páry ve vzduchu - množství vodní páry ve vzduchu kolísání s místem a časem (téměř žádné v chladném a suchém arktickém vzduchu až do 4-5 % v teplém vlhkém vzduchu při rovníku) - maximální množství vlhkosti, které se může udržet ve vzduchu, závisí na teplotě vzduchu – teplý vzduch může udržet víc vlhkosti (vodní páry) než studený Specifická vlhkost vzduchu - specifická vlhkost vzduchu (g.kg^-1) – hmotnost vodní páry v gramech obsažená v 1 kg vzduchu - maximální specifická vlhkost v závislosti na teplotě: -10 ºC – 2 g/kg, 30 ºC – 26 g/kg Obr. 4.4/80 – SS - specifická vlhkost je míra množství vody, které může vypadnout z atmosféry jako srážky, tj. z chladného vlhkého vzduchu vypadne méně srážek či sněhu než z teplého vlhkého vzduchu - specifická vlhkost je nejvyšší na rovníku (insolace – výpar), k pólům rychle klesá Obr. 4.5/80 – SS - rosný bod (ºC) – teplota, při níž vzduch dosáhne stavu nasycení, tj. obsahuje maximální množství vodní páry – při dalším ochlazení kondenzace Relativní vlhkost vzduchu - relativní vlhkost vzduchu (%) – porovnává množství vodní páry ve vzduchu vzhledem k maximálně možnému množství vodní páry při dané teplotě - při relativní vlhkosti 100 % je vzduch nasycený (obsahuje maximálně možné množství vodní páry) a má teplotu rosného bodu - změna relativní vlhkosti se může dít změnou množství vodní páry v ovzduší nebo změnou teploty vzduchu – pokles teploty znamená vzestup relativní vlhkosti (tj. mění se kapacita vzduchu obsahovat vodní páru) Obr. 4.7/81 - SS - v denním chodu maximum v ranních hodinách, minimum v odpoledních - psychrometrem se měří tzv. psychrometrický rozdíl mezi teplotou vlhkého a suchého teploměru; výparem se ochlazuje vlhký teploměr tím více, čím sušší je okolní vzduch (odnímá se mu latentní teplo) Adiabatické procesy - ke kondenzaci či sublimaci vodní páry ve vzduchu je třeba jeho ochlazování - noční ochlazení povrchu a přiléhající vrstvy vzduchu – rosa, mráz Suchoadiabatický proces - je-li plyn stlačován, jeho teplota roste; rozpíná-li se, jeho teplota klesá - adiabatické procesy – oteplování nebo ochlazování probíhá jako výsledek změny tlaku - vystupuje-li vzduch, s poklesem tlaku vzduchu s výškou se rozpíná a ochlazuje se - sestupuje-li vzduch, se vzestupem tlaku vzduchu se stlačuje a otepluje se - odpovídající teplotní změny lze popsat suchoadiabatickým gradientem s hodnotou 1 ºC na 100 m výšky Vlhkoadiabatický proces - dosáhne-li vystupující vzduch hladiny kondenzace, dochází při dalším výstupu a ochlazení ke kondenzaci vodní páry, při níž se uvolňuje latentní teplo - vystupující vzduch je tak ochlazován při poklesu tlaku vzduchu, ale zčásti oteplován uvolněným latentním teplem – ochlazující efekt je charakterizován vlhkoadiabatickým gradientem, jehož hodnota závisí na teplotě a tlaku vzduchu a obsahu vodní páry Obr. 4.10/84 - SS Oblaka - oblak – nakupení vodních kapiček nebo ledových krystalků o rozměru 20-50 μm ve vzduchu - kondenzační jádra o rozměru 0,1-1 μm; zdrojem je povrch moří, kdy se voda rozstřikuje do vzduchu, v němž po vypaření vody zůstanou krystalky soli, na nichž se tvoří částečky oblaků - voda může existovat v kapalném skupenství jako přechlazená do –12 ºC Druhy oblaků - oblaka mají mnoho tvarů a velikostí - oblaka lze dělit podle výšky jejich spodní základny a vzhledu na: a) oblaka vysoká (5-13 km): - řasa – Cirrus (Ci) - řasová kupa – Cirrocumulus (Cc) - řasová sloha – Cirrostratus (Cs) b) oblaka střední (2-7 km) - vyvýšená kupa – Altocumulus (Cc) - vyvýšená sloha – Altostratus (As) c) oblaka nízká (do 2 km) - dešťová sloha – Nimbostratus (Ns) - slohová kupa – Stratocumulus (Sc) - sloha – Stratus (St) d) oblaka vertikálního vývoje (0,5-1,5 km) - kupa – Cumulus (Cu) - bouřkový oblak – Cumulonimbus (Cb) Obr. 2.27/69 – Netopil: Fyzická geografie I Mlha - mlha – nakupení produktů kondenzace nebo sublimace vodní páry na zemském povrchu, kdy horizontální dohlednost alespoň v jednom směru klesá pod 1 km - mlha patří k rizikovým jevům v silniční a letecké dopravě, mlha s kouřem – smog - radiační mlha – vzniká v noci při poklesu teploty pod hodnotu rosného bodu (souvisí s přízemní teplotní inverzí) - advekční mlha – teplý vlhčí vzduch natéká nad chladnější povrch - mlhy z vypařování – výpar z teplejšího vodního povrchu do chladnějšího vzduchu Srážky - výstup nasyceného vzduchu a ochlazování způsobují dodatečnou kondenzaci, čímž narůstají oblačné částice na 50-100 μm; ty se dále mohou spojovat na oblačné kapky o velikosti kolem 500 μm (velikost odpovídající mrholení), při dalším spojování se zvětšují na kapky deště (1000-2000 μm, max. 7000 μm), při větší velikosti se rozpadají - sníh vzniká v oblacích působením ledových krystalků a přechlazených kapek vody, které na nich namrzají – sněhové vločky mohou mít krystalickou strukturu - pokud mají spodní vrstvy teplotu pod bodem mrazu, dopadá sníh na zem – jinak taje a padá jako déšť - pokud padají kapky přes chladnou vrstvu, kapky mrznou (krupky) - déšť padající na povrch s teplotou pod bodem mrazu – ledovka - kroupy – kousky ledu o velikosti 5 mm nebo větší - množství srážek se měří srážkoměrem výškou vody v mm/den (1 mm srážek = 1 l vody na 1 m^2 plochy) – tuhé srážky se měří stejným způsobem po jejich rozpuštění Vznik srážek - podle příčin výstupného pohybu vzduchu, způsobujícího ochlazování, lze rozlišit: a) vynucený výstup vzduchu na horských překážkách → orografické srážky b) výstup vzduchu v důsledku konvekce → konvektivní srážky c) výstup při pohybu vzduchových hmot → cyklonální srážky Orografické srážky Obr. 4.16/95 – SS - vzduch přitéká k horské překážce, na níž dochází k vynucenému výstupu → po hladinu kondenzace ochlazování podle suchoadiabatického gradientu o 1 ºC na 100 m výšky → po dosažení hladiny kondenzace tvorba oblaků a při dalším výstupu ochlazování podle vlhkoadiabatického gradientu → vypadávání srážek → po překonání horské překážky vzduch sestupuje na závětrné straně a otepluje se podle suchoadiabatického gradientu, tj. vzduch se stává teplým a suchým - zvýšení srážek na návětrné straně horských překážek, zatímco na závětrné straně vzniká srážkový stín (např. srážkový stín za Krušnými horami) Konvektivní srážky - konvekce vzniká při nerovnoměrném zahřívání zemského povrchu → bublina zahřátého vzduchu, který má menší hustotu, vystupuje nahoru → adiabatické ochlazování → bublina stoupá potud, pokud je teplejší než okolní vzduch → při dosažení hladiny kondenzace vznik kupovitých oblaků - při intenzivní konvekci se oblaka vyvíjí vertikálně do podoby bouřkového oblaku (cumulonimbu) v případě, že: a) vzduch je teplý a vlhký (menší pokles teploty s výškou při kondenzaci – je teplejší oproti okolí, což podporuje výstup) b) teplota vzduchu v okolní atmosféře (vertikální teplotní gradient) ubývá rychleji než teplota ve vystupujícím, adiabaticky se ochlazujícím vzduchu (což podporuje výstup) – instabilní vzduch (instabilní teplotní zvrstvení) Obr. 4.19/98 – SS - význam latentního tepla uvolňovaného při kondenzaci, které udržuje výstupný pohyb vzduchu; pokud většina vodní páry zkondenzuje, latentní teplo se přestává uvolňovat, výstup ustává, konvekční buňka slábne - instabilní vzduch je typický v létě – bouřky - instabilní vzduch je typický pro rovníkové a tropické oblasti → časté bouřky a konvektivní přeháňky - orografické zesílení konvekce Bouřky - bouřka – intenzivní lokální bouře spojená s oblakem druhu cumulonimbus s velmi silnými výstupnými pohyby vzduchu, skládající se z několika konvektivních buněk Obr. 4.21/99 – SS - konvektivní buňka – silný výstupný pohyb vzduchu vede ke vzniku intenzivních srážek - rozmývání oblaku v horní části buňky výškovým větrem (kovadlina) - sestupný pohyb vzduchu v konvektivní buňce (downdraft) – silný vítr a škodlivé účinky - kroupy – vznikají namrzáním dalších vrstev ledu na ledových kuličkách ve výstupném proudu (až 3-5 cm), pokud je výstupný proud neudrží ve vzduchu, vypadávají k zemi – velké škody - blesky – výstupné a sestupné pohyby vzduchu generují kladné a záporné elektrické náboje v různých částech oblaku, které jsou vyrovnávány řadou gigantických jiskrových výbojů (mezi částmi oblaků nebo mezi oblakem a zemí); zvukový doprovod – hřmění; škody a oběti bleskem Znečištění prostředí - atmosféra obsahuje plyny, aerosoly a větší a těžší částice, které dříve nebo později vypadávají na povrch - škodliviny v ovzduší (znečištění ovzduší) – substance dostávající se do atmosféry ze zemského povrchu přirozenou cestou nebo antropogenní činností: a) každodenní aktivity lidé (např. automobilismus) b) průmyslové aktivity (např. spalování fosilních paliv, odpadů) - typické škodliviny: oxid uhelnatý CO, oxidy síry SO[X] (SO[2], SO[3]), oxidy dusíku NOX (NO, NO[2], NO[3]), uhlovodíky - nejvýznamnější zdrojem škodlivin je spalování fosilních paliv jak ze stacionárních zdrojů (např. elektrárny – hlavně SO[2]), tak z pohyblivých (automobily – hlavně CO, uhlovodíky, NO[X]) Smog a kouř - smog – aerosoly a plynné škodliviny významné hustoty nad městskými oblastmi (původně ze slov „smoke“ – kouř a „fog“ – mlha) - současný smog ve městech obsahuje hlavně oxidy dusíku, uhlovodíky a ozon (fotochemické reakce – oxidace uhlovodíků za přítomnosti NO[X] jako katalyzátorů; dráždění sliznice, kancerogenita, toxicita, poškozování buněk); fotochemickými reakcemi mohou být produkovány další toxické sloučeniny - zákal – atmosférický aerosol tvořený mikroskopicky malými tuhými částicemi, které jsou tak četné, že způsobují opalescenci a snižují viditelnost (tvořený hlavně prachem, krystalky soli, pylem, kouřovými částicemi) Vypadávání a vymývání škodlivin - škodliviny jsou vynášeny nahoru s teplým vzduchem (konvekcí) - větší částice vypadávají vlivem gravitace na povrch - velmi malé částice jsou pak vymývány srážkami - škodliviny jsou odnášeny z místa svého vzniku větrem a rozptylovány ve větším množství vzduchu - velké koncentrace škodlivin při bezvětří Inverze a smog - největší koncentrace škodlivin se vyskytují při inverzích → objem vzduchu se škodlivinami se ochlazuje při výstupu adiabaticky, ale teplota okolní atmosféry s výškou roste – výstup tak brzy ustává → škodliviny se tak rozptylují v nižších vrstvách a jejich koncentrace je vysoká - přízemní inverze – rozptyl škodlivin v inverzní vrstvě (těžký smog nebo vysoce toxická mlha) – při delším trvání zdravotní problémy popř. úmrtí - výšková inverze (oblast Los Angeles) – škodliviny se hromadí ve spodní vrstvě chladnějšího vzduchu, vertikálnímu promíchávání brání vrstva inverze nad ním - pro velké koncentrace škodlivin je příznivé stabilní zvrstvení vzduchu (teplota adiabaticky klesá s výškou rychleji než v okolní atmosféře) – nad městy vzniká „znečištěná kopule“ Obr. E4.7/92 - SS Klimatické efekty znečištění měst - městské znečištěné ovzduší snižuje dohlednost a osvětlení (smogem až 10 % v létě a 20 % v zimě) - UV- záření pohlcováno ozonem ve smogu (snížení rizika rakoviny kůže, zvýšení virové bakteriální aktivity) - častější zimní mlhy ve městech než ve volné krajině (mlha je zesilována aerosoly a částicemi) - města – zvýšené množství oblaků a srážek (intenzifikace konvekce lidskou činností) Kyselá depozice - kyselý déšť – srážky, které mají v důsledku antropogenního znečišťování ovzduší výrazně zvýšenou kyselost, vyjádřenou pomocí pH (čistá voda pH = 7, srážky pH = 5-6, kyselé deště pH = 3-4) - SO[2] a NO[2] ve vzduchu reagují s kyslíkem a vodou za přítomnosti slunečního záření a prachových částic → vytváří aerosoly, které jako kondenzační jádra „okyselují“ vodní kapičky nebo krystalky ledu - výsledkem kyselé depozice je acidifikace jezer a řek, poškození půdy (ztráta živin), škody na historických objektech aj. - suchá depozice – kyselé prachové částice na povrchu (při zvlhčení kapkami deště nebo mlhy způsobují kyselost vody) - vliv kyselé depozice záleží na schopnosti půdního nebo vodního povrchu absorbovat a neutralizovat kyselost - četné dopady kyselé depozice na ekosystémy v Evropě a Severní Americe (zvýšená úmrtnost ryb v kanadských jezerech, poškození lesů ve střední Evropě) Literatura: Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.3.5: s. 65-75. Strahler, A., Strahler, A. (1999): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 4: Atmospheric Moisture and Precipitation, s. 77-103.