Atmosféra – vlastnosti
RECETOX
Přírodovědecká fakulta
Masarykova univerzita
Brno, Česká republika
Doc. Ing. Branislav Vrana, PhD.
branislav.vrana@recetox.muni.cz
Atmosféra
Celková hmotnost: 5,3.1018 kg
Z toho: 50 % do 6 km
99 % do 30 km
Hustota:
ρ = 1 / h
Homosféra: molekulární hmotnost se s výškou nemění – do
90 km
Homopauza
Heterosféra: disociace plynů, změna molekulové hmotnosti
Atmosféra – základní vlastnosti
Sluneční záření 1,34 103 W.m-2
Průměrná teplota 15 °C
Vedení tepla – přenos sousedními molekulami
Proudění tepla – pohyb celé hmoty atmosféry
„Citlivé“ teplo – energie ve formě kinetické energie
molekul
Latentní teplo – teplo odpařování
Záření – elektromagnetické záření, jediná cesta, jak je
energie přenášena vakuem
Atmosféra
Počasí – krátkodobé změny v atmosféře
Klima – dlouhodobé průměrné počasí
Vlhkost – obsah vody ve vzduchu
Relativní vlhkost – procento nasycení vodní parou
Rosný bod – teplota, při které začíná kondenzovat vodní pára
Kondenzační jádra – povrch jader poskytuje místo pro
kondenzaci vodní páry
Atmosféra
Interakce záření s hmotou
Energie
Translační
Rotační
Vibrační
Elektronů
Atmosféra
Atmosféra představuje vzdušný obal Země a z hlediska složení ji
lze dělit na tři kvalitativní složky:
(1) Tzv. suchou a čistou atmosféru tvořenou směsí plynů, které
při běžných teplotách a tlacích můžeme velmi dobře
považovat za termodynamicky ideální plyny, tj. plyny řídící se
přesně stavovou rovnicí
p*V = n * R * T
kde p značí tlak plynu, V jeho objem, n látkové množství v mol, T
teplotu v kelvinech a R univerzální plynovou konstantu
Největší relativní zastoupení mezi těmito plyny v atmosféře má dusík (cca 78
objemových procent) a kyslík (cca 21 objemových procent).
Složení suchého a čistého vzduchu se v podstatě nemění až do výšek 90 – 100
km nad zemským povrchem.
Atmosféra – základní vlastnosti
(2) Vodní páru, vodní kapičky, popř. ledové částice, neboť voda
se může za běžných meteorologických podmínek
v atmosféře vyskytovat ve třech skupenstvích.
Vodní pára se v ovzduší chová jako reálný plyn, tzn. že se
přibližně řídí stavovou rovnicí, pokud ovšem nejde o páru
nasycenou.
Množství vodní páry i vody v ostatních dvou skupenstvích je ve
vzduchu prostorově i časově velmi proměnlivé.
V atmosférických podmínkách může vodní pára přecházet
v kapalnou vodu kondenzací nebo přímo sublimovat v led.
(3) Různé znečišťující příměsi, zejména příměsi aerosolové
povahy (složky tzv. atmosférického aerosolu).
Atmosféra – základní vlastnosti
Makrokomponenty:
N2 (78,09 %); O2 (20,94 %); Ar (0,93 %) = 99,96 %
Atmosféra – chemické složení
Látka %
Dusík (N2) 78.08
Kyslík (O2) 20.95
Argon (Ar) 0.93
Oxid uhličitý (CO2) 0.03
Neon (Ne) 18.18 x 10-4
Helium (He) 5.25 x 10-4
Metan (CH4) 2 x 10-4
Krypton (Kr) 1.14 x 10-4
Oxid dusný (N2O) 0.5 x 10-4
Vodík (H2) 0.5 x 10-4
Xenon (Xe) 0.087 x 10-4
V řádu ppm (parts per millon) resp. ppb (parts per billion)
se vyskytují další prvky či sloučeniny včetně škodlivin
1% = 10 000 ppm = 104 ppm
1% =
10 000 000
ppb
= 107 ppb
Atmosféra – chemické složení
Mikrokomponenty:
CO2 (315 ppm); Ne (18 ppm); He (5,2 ppm)
CH4 (1-2 ppm)
CO, H2S, NO2 (0,001 – 0,1 ppm)
H2O (do 4 %)
O3 (25-30 km, ozonosféra)
Plyn Koncentrace (ppm) Doba zdržení Cyklus
Ar 9 340 --- Žádný
Ne 18 --- Žádný
Kr 1.1 --- Žádný
Xe 0.09 --- Žádný
N2 780 840 106 let Bio- a mikrobiologický
O2 209 460 10 let Bio- a mikrobiologický
CH4 1.65 7 let Bio- a mikrobiologický
CO2 332 15 let Antropogenní a bioCO
0.05-0.2 65 dnů Antropogenní a chemický
H2 0.58 10 Bio- a chemický
N2O 0.33 10 let Bio- a chemický
SO2 10-5 – 10-4 40 dnů Antropogenní a chemický
NH3 10-4 – 10-3 20 dnů Bio- a chemický
NO + NO2 10-6 – 10-2 1 den Antropogenní a chemický
O3 10-2 ? Chemický
HNO3 10-5 – 10-3 1 den Chemický
H2O různá 10 dnů Fyzikálně-chemický
He 5.2 10 let Fyzikálně-chemický
Složení čisté atmosféry
Látka Čistá troposféra Znečistěná troposféra
SO2 1 – 10 20 – 200
CO 120 1 000 – 10 000
NO 0.01 – 0.05 50 – 750
NO2 0.1 – 0.5 50 – 250
O3 20 – 80 100 – 500
HNO3 0.02 – 0.3 3 – 50
NH3 1 10 – 25
HCHO 0.4 20 – 50
HCOOH 1 – 10
HNO2 0.001 1 – 8
CH3C(O)O2NO2 5 – 35
nemethanové uhlovodíky 500 – 1 200
Koncentrace stopových látek (ppm) v čisté a
znečistěné troposféře
Atmosféra – plyny v atmosféře Venuše, Země
a Marsu
Nejstarší atmosféra obsahovala
pravděpodobně He a H2 – lehké
plyny, pro které není gravitace
Země dostatečná. Stržena
solárním větrem.
Sekundární atmosféra se tvořila v
průběhu odplyňování
chladnoucí planety a měla
podobné složení jako
vulkanické plyny: H2O (50-60%),
CO2 (24%), SO2 (13%), CO, Cl2,
S2, N2, H2, NH3 a CH4
Vznik atmosféry
Dnešní atmosféra obsahuje
78% N2, 21% O2, 0.93%
Ar, 0.037% CO2.
N2 - hromadění v atmosféře
během geologických
procesů z původních
látek obsahujících
NH4
+, -NH2, nitridy
Ar - produkt radioaktivního
rozpadu K
Kam zmizely CO2, H2O a
SO2, kde se vzal kyslík?
Složení současné
atmosféry
Současná atmosféra
 Země je natolik „správně“ vzdálená od Slunce, aby
mohla H2O kondenzovat a zůstat v kapalném stavu.
 Značná část vody zřejmě nepochází z odplyňování
zemského povrchu, ale z dopadu ledových meteoritů.
 CO2 se rozpouští ve vzniklých oceánech za vzniku
karbonátů:
CO2 + 3 H2O  CO3
2- + 2 H3O+
 Rozpuštěný CO2 pak může reagovat s ionty Mg2+ a
Ca2+ ve vodě za vzniku málo rozpustných vápenců a
dolomitů (tak je deponováno cca 80% původního
množství).
 Další CO2 zůstává rozpuštěný v oceánech a posledním
úložištěm jsou živé organismy.
 Podobné procesy proběhly i pro SO2.
Vznik oceánů
Původ kyslíku v atmosféře
0,1
%
1
%
začátek
fotosyntézy
Kyslík produkovaný organismy je
spotřebováván v oceánu na oxidaci
Fe2+ → Fe3+ + eS2-
+ 2 O2 → 2 SO4
2%
dnešní
koncentrace
Fotolýza
H2O → 2H + O
Kyslík se uvolňuje do atmosféry,
klesá množství UV fotonů
10
%
Je odstíněna podstatná část
škodlivého záření, výstup života
na souš
Dýchání
místo
fermentace
Fotolýzou může vzniknout pouze malé
množství kyslíku (reakce je pomalá)
Fotosyntéza
6 CO2 + 6 H2O →
C6H12O6 + 6 O2
18
Stáří Země je kolem 4.5 miliardy
let.
Život se v oceánech objevuje
před nejméně 3.5 miliardami let.
Před 0.9 miliardou let je v
atmosféře dostatek kyslíku na
vytvoření ozónové vrstvy a život
se může přesunout na souš.
Atmosféra a život na Zemi
[ppm] = 0,0001 % (10-6) – 1 cm3 složky (g) v 1 m3 vzduchu
[ppb] = 0,000 000 1% (10-9) – 1 mm3 složky (g) v 1 m3
vzduchu
Hmotnost škodliviny v 1 m3 vzduchu za normálních
podmínek (0 °C; 101,3 kPa) [mg.m-3; mg.m-3]
Přepočet (0 °C; 101,3 kPa):
c [mg.m-3] = c [ppm] * M * 273 /22,4 * 278
c [µg.m-3] = c [ppb] * M * 273 /22,4 * 278
Atmosféra – vyjadřování koncentrací
Pro plyn nasycený vodní parou při dané teplotě T –
zavedení korekce na nasycený tlak vodní páry při této
teplotě PW [kPa]:
c [mg.m-3] = c [ppm] * M * 273 *(P – PW) / 22,4 * T * 101,3
Korekce na teplotu a tlak – důležité pro měření emisí
Atmosféra – vyjadřování koncentrací
Atmosféra - plynná fáze s příměsí kapalné a tuhé
Přirozené – produkty hoření
meteoritů, kosmický prach,
vulkanický popel, kouřové
částice, prachové a vodní
částice, krystalky mořských solí,
pyl, malá semínka rostlin,
bakterie, výtrusy, spóry
Antropogenní –
průmyslové, doprava,
zemědělské
Atmosférické aerosoly
Definujeme-li obecně aerosol jako soustavu částic pevného nebo
kapalného skupenství rozptýlených v plynném prostředí, potom
atmosférickým aerosolem rozumíme všechny pevné a kapalné
částečky vyskytující se v zemském ovzduší.
Sluneční spektrum obvykle dělíme na tři základní oblasti a
podle toho rozlišujeme:
 ultrafialové sluneční záření s vlnovými délkami menšími než
400 nm, které energeticky tvoří před vstupem do zemské
atmosféry asi 7 % celkového slunečního záření a je z velké
části absorbováno atmosférickým ozonem ve stratosféře,
 viditelné sluneční záření s vlnovými délkami od 400 do 750
nm (asi 48 % celkového slunečního záření před vstupem do
atmosféry) vytvářející spektrum barev od modré po
červenou,
 infračervené záření, s vlnovými délkami většími než 750 nm,
které před vstupem do atmosféry tvoří asi 45 % slunečního
záření.
Sluneční záření
Interakce světla
s částicemi
Efektivita rozptylu
Podstata světla
Absorpce slunečního záření v atmosféře
Spektrum ultrafialového (UV) záření se podrobněji dělí na
tzv. vzdálenou (dalekou) oblast s vlnovými délkami λ
menšími než 200 nm, a dále na pásy C (200 < λ <
280 nm), B (280 < λ < 315 nm) a A (315 < λ < 400 nm).
V současné době se věnuje velká pozornost měření toků
biologicky aktivního UV záření v oblasti pásu B, neboť
v oblasti vlnových délek kolem 290 nm leží práh, od
nějž směrem dolů jsou vlnové délky slunečního záření
již úplně absorbovány stratosférickým ozonem a
k zemskému povrchu vůbec nepronikají.
Sluneční záření
Teplota – termodynamická veličina, která udává stav
termodynamické rovnováhy objektu.
Může existovat stav:
 rovnovážný – těleso se nachází v termodynamické
rovnováze tehdy, je-li tepelně izolováno od okolního
prostředí, nebo je-li bilance tepla na povrchu tělesa
rovnovážná v případě, že se výdej a příjem tepla rovnají –
pak se teplota nemění,
 nerovnovážný – těleso se nachází v tepelně vodivém
prostředí nebo ve spojení s ním, takže pak převod energie
probíhá od tělesa s vyšší T k tělesu s teplotou nižší.
Teplota
Teplota vzduchu je ovlivněna především energií
předávanou do ovzduší z aktivních povrchů
následujícími způsoby:
 molekulárním vedením,
 konvekcí a turbulencí (pohybem vzduchu),
 přenosem tepla uvolňovaného při fázových změnách
vody,
 dlouhovlnnou radiací.
Teplota vzduchu
Teplotní stratifikace
atmosféry
Struktura a vývoj atmosféry:
 troposféra
 stratosféra
 mesosféra
 Termosféra
Teplota v atmosféře je
komplikovanou funkcí výšky.
The temperature structure of the atmosphere.
Temperatures show a complex dependence on
altitude, decreasing with altitude at some heights but
increasing at others. The turning points of the
temperature gradient mark the boundaries between
regions of the atmosphere. The diagram indicates the
clouds and other features found at different altitudes. The
right-hand ordinate scale shows both the pressure and
the mean free path (l) corresponding to the left-hand
altitude scales. This version of the figure was constructed
in 2009 by Dr P. Biggs, who kindly gave permission for its
use here.
Troposféra a stratosféra
obsahují 99,9% hmoty
atmosféry, 75% je v
troposféře.
Mezi jednotlivými vrstvami
atmosféry dochází vzhledem
k teplotním inverzím jen k
omezenému míšení.
Ve výškách kolem 100 km
dochází k intenzivní
fotodisociaci kyslíku na
kyslíkové radikály:
O2 + hν → 2 O
Stratifikace atmosféry
Troposféra
0-12 km
Troposféra
80 % hmotnosti, téměř všechna
voda (g)
Meteorologické děje
T klesá s výškou o 0,65 °C na 100 m
výšky
V troposféře (pod 10 km) teplota s
výškou klesá ze 17°C na –58°C
(kolem 7°C na kilometr).
Sahá do 7 - 18 km, vzniká v ní klima,
intenzivní pohyb mas je dán
ohřevem zemského povrchu a
pohybem teplého vzduchu
směrem vzhůru
Tlak s výškou klesá logaritmicky, v
10 km je tlak 0,28 atm.
12 km
Tropopauza
Stálá T – první teplotní minimum
(213-203 K)
Stratosféra
12–50 km
Stratosféra
25-30 km – ozonosféra T se zvyšuje
od ozonosféry (pohlcování
záření ozonem) - teplota opět
vzroste nad 0°C.
Nachází se v ní ozónová vrstva, kde
při radikálových reakcích
dochází k produkci O3 a k
pohlcování tvrdého záření,
pohlcená energie se uvolňuje
jako teplo
Méně intenzivní míšení, delší setrvání
stabilních škodlivin
Látková výměna mezi stratosférou a
troposférou je omezená, děje se
zejména difúzí
50-55 km
Stratopauza
Atmosférické teplotní maximum –
273 K (rovník, stř. z. š.)
Mezosféra
55-85 km
Mezosféra
Pokles T až na 173 K
Pokles teploty daný
menším vlivem
fotochemických reakcí
ve srovnání s
ozonosférou, vzniká
slabá vrstva mraků
85-90 km
Mezopauz
a
Druhé atmosférické
teplotní minimum –
190-200 K (nad
rovníkem); 170-210 K
(stř. z. š.)
Termosféra
90-800 km
Termosféra
Nárůst teploty až na 1 800 K - daný
množstvím fotochemických reakcí,
sahá do 150 km
Vznik optických jevů (polární záře,
světélkující oblaka)
Ionizace vzduchu – ionosféra (80-500 km)
- D – 60-90 km – silná ionizace NO, S e- <
S I+, jsou přítomny i I- (NO3
-, CO3
2-)
- E – 90-120 km – fotoionizace O2
- F1 – 120-160 km – ionizované O2, O, N2
– převládají zde chemické děje
- F2 - > 160 km – převažují fyzikální děje
E, F – nejsou přítomny I-, S e- = S I+
Elektricky neutrální vodivá plazma (UV, RTG)
Nad 150 km – nárůst 5 K/km
Nad 800 km – průměrná volná dráha molekul
se zvětšuje – malá hustota, vysoká
kinetická energie – dlouhá volná dráha
částic
Nad 800 - 1 000
km
Exosféra
Únik do kosmu
Nad 2 000 –
20 000 km
Zemská korona
Rozrušení atmosféry
Vyšší vrstvy atmosféry
Interakce aktivního povrchu s atmosférou
Planetární mezní vrstva – vliv zemského povrchu na
probíhající děje (tření)
Přízemní vrstva atmosféry – 50 - 100 m
Volná atmosféra - > 1,5 km, fyzikální děje zde již nejsou
ovlivněny povrchem
Síla, kterou působí atmosférický vzduch na zemský povrch
[Pa] – hmotnost sloupce vzduchu.
Atmosférický tlak – tlak, který vyvolává síla 1 N rovnoměrně
rozložená na rovinné ploše 1 m2, kolmé ke směru síly.
Vertikální tlakový gradient – dp / dz – udává o kolik jednotek
tlaku poklesne tlak vzduchu při výstupu o 100 m (v nižších
nadmořských výškách = 12,5 hPa).
Horizontální tlakový gradient (barický stupeň) – dz / dp – výška
v metrech o kterou je nutné vystoupit, aby tlak poklesl o
jednotku (v nižších nadmořských výškách = 8 m)
Tlak vzduchu
Energetická bilance atmosféry
Energetická bilance atmosféry
Suma toků energie vstupujících do a vystupujících
z atmosféry (jak radiační, tak i neradiační cestou).
Celková energetická bilance povrchu Země - suma toků E
– k/od povrchu, ca = 0
B + P + Qp + LV = 0
Přibližné roční orientační zhodnocení – za předpokladu, že příkon
slunečního záření na horní hranici atmosféry = 100 %:
B = + 30 %, P = - 7 %, LV = - 23 % (QP = 0)
Radiační
bilance
zemského
povrchu
Turbulentní tok
tepla mezi zemským
povrchem a
atmosférou
Tok tepla mezi
zemským
povrchem a jeho
podložím
Tok tepla spojený
s fázovými
přeměnami vody
Energetická bilance atmosféry
BQ = B + P + Qp + LV
Zahrneme-li do této rovnice jednotlivé složky radiační
bilance:
BQ = S´ + D – R + BD + P + Qp + LV
Denní variace - BP, P, LV, QP mohou mít během 24 hod. rozdílná
znaménka, jiné složky v noci chybí (S´+ D, R).
Energetická bilance BQ aktivního povrchu
Přímé
sluneční
záření na
vodorovný
povrch
Difúzní
záření
Odražené
záření
Bilance
dlouhovlnných
radiačních
složek
Tok tepla do podloží
mezi aktivním
povrchem a podložím
Radiation trapping or ‘greenhouse’ heating. Incoming solar infrared radiation (yellow line) passes through the atmosphere
to warm the land and the oceans. The Earth emits radiation to balance the input, but at much longer wavelengths
(red lines) that are absorbed by ‘greenhouse ases’ (GHGs) such as CO2 and H2O present in the atmosphere. This
trapping of radiation means that the lower atmosphere acts as a blanket that keeps the surface warmer than it
would herwise be. N2O, CH4 and many other species are also GHGs.
Záchyt záření – „skleníkové“ ohřívání
Energetická bilance atmosféry
ATMOSFÉRICKÝ PŘENOS HMOTY,
METEOROLOGIE A POČASÍ
43
Mezní vrstva atmosféry (MVA) - spodní část troposféry, v
níž se bezprostředně projevuje vliv zemského povrchu
na pole meteorologických prvků.
Výška mezní vrstvy narůstá od stovek metrů až přibližně
do 2 km v závislosti na míře nerovnosti (drsnosti)
povrchu a dalších meteorologických parametrech.
Rozptyl znečišťujících látek (a tím i úroveň znečištění
ovzduší) je převážně určován procesy v MVA.
Mezní vrstva atmosféry (MVA)
Spodní část MVA - do několika desítek metrů je tvořena
přízemní vrstvou atmosféry, v níž se vlivy povrchu
projevují zvláště výrazně.
V rámci posuzování kvality ovzduší je často zaváděn pojem
přízemní dýchací vrstva - do 2 m nad povrchem.
Z hlediska imisních limitů stanovených za účelem ochrany
zdraví lidí bývá zpravidla vyhodnocována úroveň
znečištění v této vrstvě.
Mezní vrstva atmosféry (MVA)
Rozptylové podmínky
Rozptylové podmínky - podmínky pro zmenšování
koncentrace znečišťujících látek ve vnějším ovzduší
vymezené intenzitou turbulentní difúze
(determinované jak termickou tak mechanickou
turbulencí).
V ČR se rámci posuzování kvality ovzduší používá
stabilitní klasifikace rozptylových podmínek v
atmosféře (resp. MVA) dle Bubníka a Koldovského,
rozeznávající pět tříd stability (tj. typů rozptyl.
podmínek) v závislosti na vertikálním teplotním
profilu.
Rozptyl znečišťujících látek v atmosféře,
meteorologické souvislosti
Rozptyl znečišťujících příměsí v atmosféře (resp. MVA),
který souvisí převážně s intenzitou turbulentního
promíchávání, je nejvýrazněji ovlivňován třemi
základními parametry:
 prouděním v atmosféře
 rozložením tlakových útvarů
 stabilitními podmínkami v atmosféře vymezenými
vertikálním teplotním gradientem
Pohyb vzdušných mas
48
Změny teploty vzduchu s výškou, teplotní gradienty
Teplota vzduchu závisí na tom, kolik E je do ovzduší
předáno ze zemského povrchu nebo kolik E je
zemským povrchem z ovzduší odebráno.
Pokud se vzduch horizontálně nepohybuje – teplota
v přízemní vrstvě může s výškou buď klesat, nebo
stoupat, nebo se event. neměnit.
Teplota směrem k pólům ubývá mnohem pomaleji než
vertikálně.
V planetárním měřítku je zdrojem tepla zemský povrch –
se stoupající výškou teplota klesá.
Stabilitní podmínky v atmosféře
Stabilita atmosféry (resp. MVA) obecně souvisí
s vertikálním gradientem teploty - zápornou změnou
teploty připadající na jednotkovou vzdálenost ve
vertikálním směru v klidném vzduchu.
Tlak v atmosféře a stejně tak její hustota v důsledku
gravitace stoupá se zmenšující se výškou.
Stavy teplotního zvrstvení vyjadřujeme teplotními gradienty.
Vertikální geometrický teplotní gradient – udává skutečnou změnu
teploty připadající na 100 m výšky atmosféry – týká se teploty
jednotlivých hladin v atmosféře:
Γ = - dt / dz
+ - pokles teploty s výškou – normální zvrstvení – 0,6 °C na 100 m
výškového rozdílu
- růst teploty s výškou – inverze
= 0 – izotermie
Termické zvrstvení vzduchu je tím výraznější, čím je ovzduší
klidnější.
Změny teploty vzduchu s výškou, teplotní gradienty
Adiabatické gradienty – při vertikálním pohybu, týkajícím
se jen některých objemových částí, a to nahoru nebo
dolů.
Konvekční, vzestupné proudy – vznikají nad tou částí
krajiny, která z dopadajícího záření absorbovala
povrchem více a méně vedla do hloubky.
Sestupné proudy – vznikají tam, kde je povrch chladnější,
protože větší část E byla vedena do hloubky (vody,
lesní komplexy).
Změny teploty vzduchu s výškou, teplotní gradienty
Výstup určitého objemu vzduchu – pokles tlaku s výškou
– roste objem – při rozpínání se spotřebovává vnitřní
energie – koná se tedy práce na úkor U (tepelné) –
klesá teplota stoupajícího vzduchu.
Nedochází-li k výměně energie s okolní atmosférou –
adiabatický děj.
Při adiabatickém (tj. bez výměny tepla z okolím, což je v
klidném vzduchu velkou měrou splněno) vertikálním
přesunu vzduchové částice dojde k změně teploty nárůstu
v důsledku stlačení při pohybu sestupném,
resp. poklesu rozpínáním při vzestupném pohybu.
Změny teploty vzduchu s výškou, teplotní gradienty
Define footer – presentation title / department54
Horizontální pohyb vzdušních mas - vítr
55
Topografické vlivy na proudění vzduchu
Define footer – presentation title / department
57
Proudění v atmosféře
Cirkulační vzorce
spojené s pohybem
vzdušných hmot a
vody; absorpce a
uvolňování sluneční
energie jako
latentního tepla ve
vodní páře
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
Jednoduchá
cirkulační buňka
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
Coriolisova síla
je důsledkem rotace
Země
Rotace
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
Coriolisova síla
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
Coriolisova síla
3 cirkulační
buňky
Ohřátý vzduch
v tropech
stoupá
Ochlazený
vzduch
klesá k
pólům
3 cirkulační buňky
na každé
polokouli
Proudění v atmosféře
 obecným rysem troposféry je velká cirkulace a rychlý
pohyb vzdušných mas daný rozdílným ohřevem
 základní systém globální cirkulace ovzduší (Ferrelův
model) tvoří dva subsystémy severní a jižní polokoule
Proudění v atmosféře
67
Fronty a bouřky
68
Cyklóny
Lesní požáry Sibiř, kouřové vlečky
dokumentují složitost pole
proudění v MVA
Převzato z NASA Visible Earth
(http://visibleearth.nasa.gov)
Proudění v atmosféře
Proudění v MVA nad zemským povrchem má převážně
turbulentní charakter, tj. obsahuje intenzivní fluktuace
vířivosti v širokém spektru měřítek.
Směry horizontálního unášení částic znečišťujících
příměsí (kouřových vleček od zdrojů) zpravidla
odpovídají pohybům velkých měřítek - souvisejícím s
advekční složkou pole proudění (tj. pole střední).
Vertikální rozptyl (turbulentní difúze v profilu vlečky) je
samozřejmě determinován turbulencí.
Fluktuace větších měřítek mají na rozptyl výraznější vliv.
Vyšší rychlost proudění znamená obecně intenzivnější
rozptyl znečišťujících příměsí.
Proudění v atmosféře
Turbulentní pohyby menších měřítek
formující chaotickou strukturu vlečky
souvisí v tomto případě převážně s
produkcí turbulence na vstupu horkých
odpadních plynů do vnějšího ovzduší.
V jisté vzdálenosti jsou pak tyto pohyby
zcela utlumeny v důsledku disipace a
vertikální struktura vlečky se jeví
statickou.
Další rozptyl - rozšíření vlečky je již
podmíněno turbulencí v MVA s pohyby i
relativně větších měřítek (stovky m a
více).
Produkce turbulence na
vstupu horkých
odpadních plynů do
vnějšího ovzduší
Proudění v atmosféře
V popsaných souvislostech je pak pro rozptyl
znečišťujících příměsí jednoznačně příznivější
situace cyklonální, kdy dochází vlivem vzestupných
pohybů k intenzivnímu vertikálnímu promíchávání
(viz - nárůst intenzity turbulence dynamickou
konvekcí) vzduchových hmot.
Sestupné proudy vyskytující při situaci anticyklonální
udržují znečišťující příměsi v blízkosti zemského
povrchu, tj. zvyšuje se pravděpodobnost výskytu
vyšších koncentrací těchto látek v přízemní vrstvě.
Vlivem sestupných proudů dochází k sesedání
(subsidenci) vzduchu, což často vede ke vzniku
subsidenčních inverzí, které samozřejmě významně
potlačují vertikální promíchávání a tím i rozptyl
znečišťujících příměsí.
Rozložení tlakových podmínek
73
Voda v atmosféře
V přirozených podmínkách neexistuje suchý vzduch.
Rovnovážný stav mezi vodou (př. ledem) a vodní párou
označujeme jako stav nasycení.
Zdroj – výpar ze zemského povrchu.
Přenos:
 turbulentní proudění,
 molekulární difuze.
Vlhkost vzduchu
Napětí (tenze) par (e) – dílčí tlak vodní páry ve směsi se suchým
vzduchem [hPa].
Napětí nasycení (E) – maximální možné napětí – roste s teplotou
vzduchů.
Poměrná (relativní) vlhkost (r) – je definován pomocí tlaku vodní
páry:
r = (e / E) (event. * 100)
Absolutní vlhkost a – hmotnost vodní páry v objemové jednotce
vzduchu [kg.m-3]
Teplota rosného bodu (t) – teplota, na kterou je třeba isobaricky
ochladit vzduch, aby se nasytil v něm obsaženou vodní párou.
Vlhkost vzduchu
Vlhkost vzduchu
Procesy vzniku aerosolu
V počáteční fázi mikrostrukturálního vývoje oblaku vzniká
na kondenzačních jádrech veliký počet
mikroskopických kapiček, jejichž velikosti dosahují
řádově několika mikrometrů a jejich počet v cm3 je až
kolem 104.
Je zřejmé, že zásoba vodní páry obsažená v oblačném
vzduchu nemůže v žádném případě postačovat
k tomu, aby všechny tyto kapičky postupně narostly
do rozměrů dešťových kapek, jejichž pádová rychlost,
daná rovnováhou mezi silou tíže a silou odporu
vzduchu vůči pohybu kapky, převyšuje rychlost
vzestupných proudů vzduchu obvykle existujících
uvnitř oblaku.
Teorie vzniku srážek
Mechanismus vzniku padajících atmosférických srážek
(déšť, mrholení, sněžení, kroupy atd.) tedy musí
spočívat v tom, že z určitého důvodu část maličkých
oblačných elementů, tj vodních kapiček, popř.
ledových částic, začne intenzivně narůstat na úkor
ostatních.
Teorie vzniku srážek
Oblaka a klima
 Oblaka jsou nejdůležitější
faktor kontrolující planetární
albedo a tedy teplotu naší
planety
 Optické vlastnosti oblaků
jsou řízeny velikostí/počtem
kapek, které řídí
„dostupnost“ aerosolových
částic sloužících jako
kondendenzační jádra (CCN
- Cloud condensation nuclei)
RH
Suché
částice Mokrý
aerosol Oblačné
kapičky
Plynná
fáze
R R
Intuitivní schéma oblačné chemie
Absorbovaný
materiál
σ
Rozpustná chemická frakce
Z hlediska stabilitních podmínek
reprezentuje nejméně příznivou
situaci pro rozptyl znečišťujících
příměsí teplotní inverze, která
může být buď přízemní nebo
výšková.
V souvislosti se způsobem
vzniku a charakterem je
rozlišováno několik typů inverze.
82
Teplotní inverze a znečištění ovzduší
Radiační inverze
Vzniká v důsledku vyzařováním tepla zemským povrchem. V noci, kdy chybí kompenzující příkon
slunečního záření, může dojít k výraznému ochlazení zemského povrchu a tím k
prochlazení bezprostředně přiléhající vzduchové vrstvy. V zimním období mohou podmínky
pro vznik radiační inverze v důsledku ostřejšího úhlu dopadajících slunečních paprsků (a
tedy nižší absorpci slunečního záření) existovat i během dne.
V podobných souvislostech napomáhá vzniku přízemních radiačních inverzí existence sněhové
pokrývky, neboť sníh velmi účinně odráží sluneční záření a kromě toho brání přívodu tepla
z půdy, čímž podstatně přispívá k prochlazování přízemní vrstvy vzduchu.
Mezi další faktory podporující vznik a trvání přízemních radiačních inverzí je jasná obloha
umožňující velké efektivní vyzařování a slabé proudění až bezvětří v přízemní vrstvě, které
neumožňuje rozrušení teplotní stratifikace. Tento charakter počasí je typický pro
anticyklonální situaci.
V důsledku sklesávání studeného vzduchu podél svahů je výskyt přízemních inverzí daného typu
častější v údolích, kotlinách ap.
Z radiačních příčin mohou vznikat i inverze výškové související s tím, že vzduchové vrstvy se
zvýšeným množstvím vodní páry a zejména vrstvy oblačnosti silně vyzařují infračervenou
radiaci a v důsledku toho se prochlazují.
Teplotní inverze
Advekční inverze
Přízemní inverze advekčního typu vznikají při proudění relativně
teplého vzduchu nad studenější zemský povrch, který tento
vzduch ochlazuje. Situace tohoto typu nastává např. v zimním
období při proudění teplejšího oceánského vzduchu nad
prochlazený kontinent.
Mechanizmus vzniku výškové advekční inverze – viz dříve - proudění z
jižních nebo jihozápadních směrů nad českou kotlinu vyplněnou
prochlazeným vzduchem).
Frontální inverze
Vznikají na teplé frontě nasouváním relativně teplého vzduchu nad
vzduch studený nebo na studené frontě, kde těžší studený
vzduch proniká pod teplejší vzduchovou hmotu a "nadzvedává"
ji, což je samozřejmě primárně podmíněno tím, že vertikální
gradient teploty je v případě tohoto typu stratifikace výrazně větší
než suchoadiabatický (příp. nasyceně adiabatický).
Teplotní inverze
Subsidenční inverze
Vzniká vlivem sesedání (subsidence) stabilní vzduchové hmoty v
oblastech vysokého tlaku vzduchu. Subsidenční inverze jsou
výškové, ale mohou postupně klesat až k zemskému povrchu,
kde rychle zanikají.
Turbulentní inverze
Nepříliš mohutná výšková inverze vznikající při mírně stabilním
zvrstvení v důsledku intenzivního turbulentního promíchávání
vzduchové vrstvy nad zemským povrchem (zpravidla do výše
několika set metrů) např. z mechanických příčin (tj. v souvislosti s
třením o drsný povrch). V této vrstvě se tedy následně vytvoří
přibližně indiferentní zvrstvení, čímž vznikne mezi touto vrstvou a
nepromíchaným vzduchem nad ní (s mírně stabilním zvrstvením)
přechodová inverzní vrstva.
Příčiny vzniku teplotních inverzí v MVA se mohou
kombinovat, resp. uplatňovat současně.
Teplotní inverze
Změny teploty vzduchu
s výškou, teplotní
gradienty