•1 3. Teplota vzduchu •teplota – střední kinetická energie molekul tělesa (míra úrovně zjevného tepla v tělese) •jestliže těleso přijímá tepelnou energii, jeho teplota roste; vydává-li ji, jeho teplota klesá •povrch během dne dostává více krátkovlnného záření než ztrácí dlouhovlnným vyzařováním - jeho teplota roste; v noci, kdy tok krátkovlnného záření ustává a převažuje dlouhovlnné vyzařování, 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 •2 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 různou objemovou změnou, tj. roztažením či stlačením) v bílé žaluziové meteorologické budce ve výšce 2 m nad zemí, která brání přímému dopadu slunečních paprsků a umožňuje cirkulaci vzduchu kolem teploměru •dnes jsou 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 (t07 značí teplotu v 7 hodin středního místního času atd.) •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 •3.2.1 Denní chod insolace a radiační bilance •insolace ® radiační bilance ® teplota vzduchu Fig_3 Fif_3 Fig_3 •4 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 •5 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 Fig_3 •6 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 •7 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 Chorley_s302 •Rozložení minimální teploty vzduchu (°C) v Londýně dne 14.5.1959. •8 3 •9 3.3 Teplotní zvrstvení atmosféry •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 •teplota vzduchu klesá s výškou – pokles lze popsat vertikálním teplotním gradientem (°C/100 m) Kraus_s155 •10 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. •11 •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 v ní 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 •12 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 Fig_3 •13 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 (radiační) inverze – nejčastější v zimě •nad povrchem se sněhovou pokrývkou, kdy •se tvoří během několika dnů (výrazně verti- •kálně vyvinuty) nebo v průběhu noci jako •slaběji vyvinuté noční inverze •advekční inverze – nasouvání teplejší • vrstvy vzduchu nad chladnější povrch inverze_pozadi •14 3.4 Roční chod teploty vzduchu •sklon zemské osy k rovině ekliptiky a oběh Země kolem Slunce podmiňují roční chod radiační bilance, který ovlivňuje roční cyklus teploty vzduchu •3.4.1 Radiační bilance a teplota Fig_3 •15 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) Fig_3 •16 •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 Fig_3 •17 •v denním chodu teploty vzduchu na stanicích s oceánským klimatem je denní amplituda teploty menší než na stanicích s kontinentálním klimatem • •v ročním chodu dochází k opožďování extrémů (např. přesun minima z ledna na únor a maxima z července na srpen) Fig_3 3 •18 3.5 Geografické 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 teploty vzduchu ukazují mapy izoterem – tj. čar spojujících místa se stejnou teplotou vzduchu •mapy ukazují centra vysokých a nízkých teplot a horizontální teplotní gradient, tj. směr změny (poklesu) teploty vzduchu •3.5.1 Faktory ovlivňující rozložení teploty vzduchu 3 •19 3.5.2 Rozložení teplot vzduchu v lednu a v červenci •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) • 3 •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) •20 Fig_3 •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 •21 Fig_3 •22 Fig_3 •23 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) •24 Fig_3 •25 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 img237 •26 clip_image002_038 •27 3.6.1 Kolísání teploty vzduchu •globální teplotní řada (teploty vzduchu průměrované z velkého počtu stanic na Zemi) ukazuje vzestup teploty vzduchu na Zemi – tzv. globální oteplování Obr7.tif Obr6.tif •28 •Mezivládní panel pro klimatické změny (Intergovernmental Panel on Climate Change – IPCC) při Světové meteorologické organizaci (WMO) img444 WG1AR5_FrontCover img932 •Lineární trend 1880-2012: 0,85 °C (0,65 až 1,06) •Rozdíl teplot v obdobích 1850-1900 a 2003-2012 je 0.78 °C (0,72 až 0,85) •Prakticky jisté, že se troposféra oteplila od poloviny 20. století. •Každá ze tří posledních dekád byla teplejší než předchozí dekády od roku 1850. •1983-2012 je nejteplejší 30-letí za posledních 1400 let. •30 •faktory ovlivňující kolísání globální teploty 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 než roky La Niña) •d) zesilování skleníkového efektu (oteplování) – všeobecně považováno za hlavní faktor současného globálního oteplování •a) – c) – přírodní klimatotvorné faktory, d) antropogenní faktor img949 •NMVOC – nemetanové těkavé organické sloučeniny img959 img960 •34 3.6.2 Budoucí scénáře a projekce klimatu •Mezivládní panel pro klimatické změny (Intergovernmental Panel on Climate Change - IPCC) při Světové meteorologické organizaci (World Meteorological Organisation) •počítačové simulace změn teploty vzduchu na Zemi v důsledku růstu koncentrací skleníkových plynů pro různé scénáře SRES – 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 – odhadovaný 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 •35 fig17_pozadi RCP (Representative Concentration Pathway) - představují čtyři trajektorie (cesty) dosažení určitých koncentrací skleníkových plynů (nejde o emisní scénáře) na konci 21. století v porovnání s předindustriálním obdobím, které byly připraveny pro potřeby modelování a výzkumu pro pátou hodnotící zprávu IPCC: a)RCP2.6 – 2,6 W.m-2 – výrazné snížení koncentrace CO2 v atmosféře (421 ppm k roku 2100) b) RCP4.5 – 4,5 W.m-2 – stabilizace koncentrace CO2 na nižší úrovni (538 ppm) c) RCP6.0 – 6,0 W.m-2 – stabilizace koncentrace CO2 na vyšší úrovni (670 ppm) d) RCP8.5 – 8,5 W.m-2 – bez omezení emisí (936 ppm) File:All forcing agents CO2 equivalent concentration.png img962 •CMIP5 multi-modelové simulace řady průměrné globální roční teploty vzduchu pro období 1950-2100 s ohledem na referenční období 1986-2005 (uveden počet modelů použitých k výpočtu a meze nejistoty) img939 •Rychlost vzestupu hladiny světového oceánu od poloviny 19. století byla větší než v předchozích dvou tisíciletích – vysoká spolehlivost. V letech 1901-2010 činil vzestup 19 cm (17-21 cm). img961 •41 Literatura: •Netopil, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. SPN, Praha. Kap. 2.3.4: s. 57-65. •Strahler, A., Strahler, A. (2006): Introducing Physical Geography. Wiley, New York. Kap. 3: Air Temperature, s. 86-117. •Stocker, T. F., Qin, D., Plattner, G.-K., Tignor, M. M. B., Allen, S. K., Boschung, J., Nauels, A., Xia, Y., Bex, V., Midgley, P. M. (eds.) (2013): Climate Change 2013: The physical science basis. Working group I contribution to the Fifth assessment report of the Intergovernmental panel on climate change, Cambridge University Press, Cambridge, UK, 1535 s. [české shrnutí na webové stránce MŽP ČR]