Teplota, tlak a vlhkost vzduchu

1. Teplota, tlak a vlhkost vzduchu

2. Definice Meteorologické prvky jsou fyzikální charakteristiky, sloužící k popisu fyzikálního stavu atmosféry v určitém časovém okamžiku. Fyzikální stav atmosféry se vzájemným působením atmosféry (plynného obalu Země) a zemského povrchu a vlivem vnitřních dějů neustále mění. Soubor meteorologickýchprvkůcharakterizuje počasí.

3. Definice Mezi základní a nejdůležitější meteorologické prvky řadíme: • teplota vzduchu, • tlak vzduchu, • vlhkost vzduchu a výpar vody, • oblačnost, • dohlednost, • vítr, • srážky, • sluneční svit a záření, • zvláštní charakteristiky(teplota povrchu půdy, teplota hlubších vrstev půdy, teplota vody, stav půdy, popř. vodní hladiny a další speciální charakteristiky).

4. Definice Počasí fyzikální stav atmosféry, který je v určitém okamžiku nebo časovém období a na určitém místě charakterizován souhrnem hodnot meteorologických prvků a atmosférickými jevy. Počasí je tedy náš celkový vjem meteorologických prvků a jevů v daném okamžiku. Je vnějším projevem komplexu složitých fyzikálních dějů probíhajících v atmosféře. Při přesném měření meteorologických prvků lze považovat počasí za neopakovatelné, může však být podobné a na základě toho rozeznáváme určité typy počasí. Počasím se rovněž rozumějí změny meteorologických prvků a jevů v určitém krátkém časovém úseku (řádově minuty nebo hodiny).

5. Definice Podnebí: (klima) - dlouhodobý režim počasí, podmíněný energetickou bilancí, atmosférickou cirkulací, charakterem zemského povrchu a lidskými zásahy. Podnebí je významnou složkou krajiny, určuje její ráz i využitelnost a pro svou geografickou podmíněnost je jevem na Zemi neopakovatelným. Zavádí se proto pojem typ podnebí. Jednotlivé typy podnebí bývají na Zemi zpravidla pásmově uspořádány.

6. Teplota vzduchu Teplota vzduchu je jedním z nejdůležitějších a také nejsledovanějších meteorologických prvků. • Měření teploty vzduchu pro potřeby meteorologie se uskutečňuje v meteorologické budce ve výšce 2 metry nad zemským povrchem. Vyjadřuje se ve oC. • Ve fyzice se často používá absolutní stupnice KELVINOVA, která vznikla posunutím stupnice CELSIOVY tak, že 0 K = -273,15 oC. Je to nejnižší teplota, kterou lze teoreticky dosáhnout: • V USA, Kanadě a Velké Británii se ještě používá k vyjádření teploty stupnice FAHRENHEITOVA. Se stupnicí CELSIOVOU je spojena vztahem: • Na starých teploměrech se můžeme setkat ještě s další teplotní stupnicí RÉAUMUROVOU. Ta rozděluje interval mezi bodem mrazu a varu za normálního tlaku na 80 dílů. Mezi teplotou RÉAUMUROVOU a CELSIOVOU je vztah:

7. Teplota vzduchu – vertikální profil • Vatmosféřerozlišujeme vrstvy, ve kterých je teplota vzduchu s výškou konstantní (T = konst,  = 0), tehdy hovoříme o tzv. izotermii. Pokud se teplota s výškou zvětšuje (T  konst,  < 0), hovoříme o inverzi. V případě, že teplota s výškou klesá (T  konst,  > 0), hovoříme o normálním stavu. Tento pokles bývá různý a často přesahuje 1oC/100 m.

8. Teplotní inverze Inverzí obecně rozumíme opačný, než je v atmosféře obvyklý, průběh změn meteorologických prvků ve vertikálním směru v určité vrstvě atmosféry. Nejčastěji pozorujeme inverze teploty vzduchu, při kterých v určité vrstvě atmosféry, v tak zvané inverzní vrstvě, teplota ve vertikálním směru vzrůstá. • Podle výšky inverzní vrstvy nad zemí rozlišujeme inverzi přízemní a výškovou. • Podle příčiny vzniku dělíme inverze na radiační, frontální, inverze z turbulence a inverze stlačováním (subsidenční).

9. Teplotní inverze Radiační inverze jsou vyvolané intenzivním vyzařováním tepla zemským povrchem, následkem čeho jsou vrstvy ovzduší, nacházející se bezprostředně nad daným podkladem, chladnější než výše položené vrstvy. Uvedené poměry vznikají v nočních hodinách při jasné obloze nebo při malé oblačnosti a při slabém větru, který nevytváří podmínky pro vertikální promíchávání vzduchu. Takové inverze mají vertikální mohutnost řádově desítky metrů a trvání několik málo hodin; označují se jako noční inverze

10. Teplotní inverze

11. Teplotní inverze

12. Teplotní inverze

13. Teplotní inverze

14. Teplotní inverze Frontální inverze jsou důsledkem různé změny teploty s výškou v níže položené studené vzduchové hmotě na jedné straně a nad ní se nacházející teplé vzduchové hmotě. Pokles teploty vzduchu s výškou je ve studeném vzduchu prudší, zatímco v teplé vzduchové hmotě převládají menší gradienty teploty. V přechodné vrstvě mezi studeným a teplým vzduchem se potom, při velkých rozdílech v gradientech teploty v obou vzduchových hmotách, vytvářejí tzv. frontální inverze teploty.

15. Teplotní inverze Turbulentní inverze Vovzduší se vytvářejí nad vrstvou turbulentního promíchávání vzduchu. V dolní části turbulentní vrstvy nastává v důsledku stlačování vzduchu vzestup a v horní části následkem rozpínání vzduchu pokles teploty oproti původnímu teplotnímu stavu uvažované vrstvy. V mezivrstvě oddělující turbulentní vrstvu od ostatního ovzduší se vytváří, v závislosti od míry ochlazení resp. oteplení uváděných částí zóny turbulence, inverze teploty;

16. Teplotní inverze Subsidenční inverze Podmínky pro procesy, spojené se subsidencí vzduchu se vytvářejí v anticyklonách, pro které je mimo jiné charakteristické i horizontální roztékání vzduchu od středu tohoto tlakového útvaru. Vertikální mohutnost vrstvy inverze závisí od výraznosti sestupných pohybů vzduchu.

17. Změna teploty v horizontálním směru • Horizontální rozdělení teploty v troposféře je způsobené hlavně tokem energie od Slunce. • Nejdůležitější činitele, které toto rozdělení podmiňují jsou: • geografické podmínky • mořské proudy • rozložení pevnin a oceánů • atmosférická cirkulace.

18. Změna teploty v horizontálním směru Vliv pohoří: • Horské masivy jsou překážkami pro pronikání teplých nebo studených vzduchových hmot v zonálním či meridionálním směru. Proto například Skalisté hory zadržují proudění vzduchových hmot od Tichého oceánu, zesilují kontrasty v teplotách mezi Tichým oceánem a pevninou Severní Ameriky a to jak v zimě, když je pevnina chladnější, tak i v létě, když je pevnina teplejší.

19. Změna teploty v horizontálním směru Vliv pohoří: • Horské masivy jsou překážkami pro pronikání teplých nebo studených vzduchových hmot v zonálním či meridionálním směru. Proto například Alpy zadržují proudění studených vzduchových hmot od severu do oblasti jižní Evropy, podobně působí Pyreneje, Karpaty nebo Kavkaz. Naopak, pronikání vzduchových hmot z oceánu jak v létě tak i v zimě žádné orografické systémy významně nebrání. Arktický vzduch

20. Změna teploty v horizontálním směru Vliv mořských proudů: • Teplé a studené mořské proudy způsobují na mapách izoterem vznik jazyků tepla a chladu. Typickým případem je Golfský proud. Ohyb izoterem při pobřeží Norska je tak velký, že lednové izotermy probíhají téměř rovnoběžně s pobřežím. Tento fakt se vysvětluje společným účinkem teplých vod oceánu a pohoří, která zabraňují pronikání teplého vzduchu z oceánu nad Skandinávii. • Velký vliv na rozložení teploty mají i vnitřní moře a velká jezera.

21. Změna teploty v horizontálním směru Vliv mořských proudů: • V oblasti studených mořských proudů pozorujeme snížení teploty. Studený Kalifornský proudspolu s pohořími způsobuje v létě kontrast teplot mezi pevninou a mořem.

22. Změna teploty v horizontálním směru Vliv pevnin a oceánů • Hlavní příčinou odchýlení izoterem od zonální polohy je nerovnoměrné rozložení pevnin a oceánů s jejich nestejnými podmínkami zahřívání. Vedlejší, méně podstatnou příčinou je rozložení teplých a studených mořských proudů. • V mírných a vysokých zeměpisných šířkách je rozložení izoterem blízké zonálnímu. Izotermy obepínají polokouli, mírně se odlišujíc od rovnoběžek. Avšak nad pevninami v tropických šířkách jižní Ameriky, jižní Afriky a Austrálie se izotermy podstatně odklánějí od zonálního směru a vytvářejí v létě jazyky tepla a v zimě jazyky chladu. V létě zde nacházíme i uzavřené izotermy, označující „ostrovy tepla“. • Na jižní polokouli, kde převládá moře a kde v mírných zeměpisných šířkách téměř není pevnin, je průměrné rozložení teploty jak v zimě tak i v létě jednodušší, než-li na severní.

23. Denní a roční chod teploty vzduchu Denní chod teploty vzduchu: V našich zeměpisných šířkách je pro průběh teploty vzduchu typická jednoduchá vlna s maximem kolem 14. hodiny (míněno nad pevninou, nad mořem je již kolem 1230 hod) a minimem po východu Slunce. Závisí podstatně na množství oblačnosti, expozici místa, vlastnostech půdy a výměně tepla mezi půdou a vzduchem., minimum po východu Slunce. Denní amplituda teploty klesá s rostoucí zeměpisnou šířkou. Je větší na pevnině a roste se vzdáleností od moře (tzv. kontinentalita). Denní amplituda je také větší v létě než v zimě, nejvyšší bývá obvykle při jarní anticyklonální situaci. Denní změny teploty sahají zhruba do 1,5 km nad zemský povrch. Takto je definována tzv. mezní vrstva, neboli vrstva tření.

24. Denní a roční chod teploty vzduchu Denní chod teploty vzduchu v ČR (Praha Ruzyně):

25. Denní a roční chod teploty vzduchu Denní chod teploty vzduchu v ČR (Lysá hora):

26. Denní a roční chod teploty vzduchu Roční chod teploty vzduchu: V našich zeměpisných šířkách je roční chod teploty jednoduchá vlna s maximem v červenci až srpnu a s minimem v lednu. Nad oceánem se maximum posunuje až na rozhraní srpen – září a minimum na únor. Roční chod je opět funkcí vzdálenosti od moře, nadmořské výšky a orografie. Se zeměpisnou šířkou roste roční amplituda teploty (opak denní amplitudy). Na stejné rovnoběžce roste roční amplituda se vzdáleností od moře (oceánské a kontinentální klima). Roční amplituda klesá s nadmořskou výškou.

27. Denní a roční chod teploty vzduchu Rozložení průměrné teploty vzduchu v lednu Roční chod teploty vzduchu:

28. Denní a roční chod teploty vzduchu Rozložení průměrné teploty vzduchu v červenci Roční chod teploty vzduchu:

29. Denní a roční chod teploty vzduchu Průměrná roční hodnota teploty vzduchu v ČR

30. Neperiodické změny teploty vzduchu V netropických šířkách jsou natolik časté a velké, že denní chod teploty vzduchu se projevuje výrazně jen během ustáleného málooblačného anticyklonálního počasí. Při jiných typech počasí je denní chod teploty neperiodickými změnami potlačován do pozadí. Neperiodické změny teploty vzduchu bývají mimořádně intenzivní hlavně v zimním období, kdy teplota může v libovolném čase během dne klesnout o 10 až 20°C i více v průběhu 0,5 až 1 hod. Stejné, ale obyčejně ne tak rychlé mohou být i zvýšení teploty vzduchu. V tropech jsou neperiodické změny teploty vzduchu malé a poměrně slabě narušují denní chod teploty vzduchu. Rychlé změny se ale vyskytují i v těchto zeměpisných šířkách, zvláště v zimním období.

31. Tlak vzduchu Obecně charakterizujeme tlak jako sílu, která působí na jednotku plochy. Součásti zemského obalu - atmosféry - neunikají, až na nepatrné procento, do meziplanetárního prostoru, ale v důsledku přitažlivosti obepínají zeměkouli jako plášť a rotují s ní. Proto je tlak vzduchu dán hmotností svislého vzduchového sloupce v jednotkovém průřezu (1 m2).

32. Tlak vzduchu V meteorologii se používá jako jednotka tlaku hPa (hektopascal, dříve milibar, mbar). 1 Pa=1 N.m-2. (Newton na metr čtvereční), čili l hPa=100 N.m-2. Druhou jednotkou tlaku je výška rtuťového sloupce v milimetrech – mmHg (torr). Po roce 1980 nebylo další používání této jednotky povoleno. Vztah mezi oběma jednotkami: 1 000 hPa = 750,1 mmHg (torr) 760 mmHg (torr) = 1013,25 hPa

33. Tlak vzduchu Měření a registrace tlaku vzduchu: • Rtuťový tlakoměr • Aneroid • Barocap • Mikrobarograf

34. Tlak vzduchu Tlakový reliéf: Čáry spojující místa se stejným tlakem na meteorologické mapě se nazývají izobary. Izobary tvoří určité útvary. Tyto útvary můžeme rozdělit na šest typů v závislosti hlavně na tom, zda reprezentují oblasti, kde je tlak vyšší nebo nižší než tlak v okolních oblastech.

35. Tlak vzduchu Tlakové pole:

36. Tlak vzduchu Tlakové pole:

37. Tlak vzduchu Tlakové pole:

38. Tlak vzduchu Tlakový reliéf:

39. Tlak vzduchu Tlakový gradient: • je změna tlaku v jakémkoli směru připadající na určitou vzdálenost. • V meteorologii má velký význam horizontální složka tlakového gradientu (tj. změna tlaku připadající na určitou vzdálenost ve směru horizontálním), neboť dává vznik proudění vzduchu. • Pro praxi je postačující si zapamatovat, že gradient je nejsilnější v místech největšího nahuštění izobar a nejslabší v místech, kde jsou izobary od sebe hodně vzdálené.

40. Tlak vzduchu Denní chod tlaku vzduchu: Minimální hodnota tlaku je ve 4 a 16 hodin, maximální v 10 a 22 hodin SEČ. V našich zeměpisných šířkách se tyto výkyvy pohybují od 0,5 do 1 hPa, v tropech dosahují hodnot až 4 hPa. Denní chod je výraznější v létě než v zimě. Kolísání atmosférického tlaku v Djakartě (1) a v Postupimi (2) v listopadu r. 1919 (podle J.BARTELSE)

41. Tlak vzduchu Roční chod tlaku vzduchu: Je prezentován jako chod měsíčních průměrů a souvisí se sezónními změnami tlakového pole na zemském povrchu. Je jiný na kontinentech než nad oceány a má v různých zeměpisných šířkách odlišný charakter. Na kontinentech nastává roční maximum tlaku v zimě, minimum v létě. Opačný roční chod mají vysoké hory, kde maximum připadá na léto a minimum na zimu. Nad oceány je roční chod tlaku vzduchu dvojitý. Vyskytují se dvě maxima, a to v létě a v zimě a dvě minima, na jaře a na podzim.

42. Tlak vzduchu Rozložení průměrnéhotlaku vzduchu v lednu Roční chod tlaku vzduchu:

43. Tlak vzduchu Rozložení průměrnéhotlaku vzduchu v červenci Tlakový gradient:

44. Tlak vzduchu Změna tlaku vzduchu ve vertikálním směru: • Vertikální barický gradient: Vyjadřuje pokles tlaku dp při jednotkové změně výšky dz. Udává se v hPa/1m, v praxi obyčejně na 100m. Tlakové pole atmosféry se s výškou mění. To znamená, že se mění tvar izobar a jejich vzájemná poloha a tím i velikost a směr tlakových gradientů. Tyto změny souvisejí s nestejnoměrným rozdělením teploty vzduchu v troposféře s výškou

45. Tlak vzduchu Změna tlaku vzduchu ve vertikálním směru: • Barický stupeň: Barický stupeň je vyjádřený výškou výstupu, při které se tlak vzduchu změní o jednotkovou hodnotu (o 1 hPa).  Vztah odvozujeme ze zjednodušené Babinetovy formule

46. Tlak vzduchu Vertikální barický gradient a barický stupeň:

47. Tlak vzduchu Redukce tlaku vzduchu: Redukce na střední hladinu moře spočívá v tom, že se ke staničnímu tlaku přičte hodnota, která se rovná hmotnosti fiktivního sloupce vzduchu, který sahá od hladiny stanice po MSL. Protože hmotnost sloupce vzduchu závisí na jeho teplotě, je nezbytné udělat jakési předpoklady o teplotě tohoto fiktivního vzduchového sloupce. V praxi se ukázalo, že je třeba provádět redukci různými způsoby – tj. že je potřeba udělat různé předpoklady o teplotě fiktivního vzduchového sloupce – v závislosti na tom, zda se redukovaný tlak použije pro nastavení výškoměru nebo k zakreslení na meteorologické mapy mapy.

48. Tlak vzduchu Definice tlaků QNH, QFF, QFE, QNE: QFF – staniční tlak daného místa redukovaný použitím barometrické formule na střední hladinu moře. Nastavení výškoměru na QFF umožňuje přibližné určení výšky letiště a terénu trati letu nad mořem. Tento tlak se také používá pro analýzu synoptických map.

49. Tlak vzduchu Definice tlaků QNH, QFF, QFE, QNE: QFE – staniční tlak redukovaný na nejvyšší bod dráhového systému daného letiště. Redukce je stejná jako redukce staničního tlaku na QFF. Tento tlak (QFE) se používá pro starty a přistání na daném letišti. Výškoměr indikuje výšku letadla nad letištěm. Na zemi indikuje nulu – přesněji výšku výškoměru nad zemí.

50. Tlak vzduchu Definice tlaků QNH, QFF, QFE, QNE: QNH – staniční tlak regulovaný na střední hladinu moře podle standardní atmosféry. Výškoměr indikuje po přistání výšku nad střední hladinou moře plus výšku výškoměru nad zemí. Pro letiště při hladině moře platí: QNH = QFF = QFE = staničnímu tlaku. Pro letiště ležící níže než je hladina moře (Amsterdam) platí: QFE > QNH.