|
Teplota atmosféry
1. Celsiova – dva pevné body – bod varu a bod mrazu (100 dílků)
2. Fahrenheitova – bod mrazu 32 °F, bod varu 212 °F (180 dílků) – převod C=5/9 (F - 32).
3. Kelvinova – také absolutní – vychází z trojného bodu vody = 0 K = –273,16 °C.
S narůstající výškou v atmosféře se teplota mění (viz obr.3). Pro nás nejpodstatnější jsou změny v rámci Troposféry, v níž s narůstající výškou teplota klesá. Hovoříme o tzv. vertikálním teplotním gradientu. Tento gradient se průměrně pohybuje kolem 0,6°C na 100 výškových metrů.Tento gradient se také mění v závislosti na ročním období a povětrnostní situaci. V létě na prohřátým povrchem může do výšky 1000 m přesahovat až 1,5 °C na 100 m, v zimě naopak nad prochlazeným povrchem zaznamenáváme pouze 0,1 – 0,2 °C na 100 m. Situací kdy teplota s výškou neklesá, ale v určité chvíli stoupá nazýváme inverzí. Rozlišujeme inverzi přízemní (do 100 m výšky), vzniká nad prochlazeným povrchem, zpravidla se rozpadá s východem slunce a vyrovnáním teplot a inverzi ve volném ovzduší. V případě, že se teplota s nárůstem výšky nemění hovoříme o „izotermii“.
ATMOSFÉRICKÝ TLAK
Vzduch je směsí molekul a atomů jednotlivých plynů. Tyto molekuly se pohybují určitou rychlostí všemi směry a působí tak tlakem na každou jakkoli orientovanou plochu. Tlak vzduchu si můžeme představit jako tíhu vzduchového sloupce sahajícího od zemského povrchu do horních vrstev atmosféry. Na 1 m2 zemského povrchu působí atmosféra silou asi 100 000 Pa. Tato jednotka byla pojmenována jako 1 bar. Je to ale příliš velká hodnota pro přesná měření – proto mbar = milibar. Dnes se spíše setkáme s jednotkou hPa = hektopascal. Při standardních podmínkách (0 °C, g=9.80605, 0 m.n .m.) je atmosférický tlak p = 1013,25 hPa.
Tlak se mění nejen z výškou , ale i se zeměpisnou polohou a teplotou. Vzniká tak tzv. tlakový
gradient. Abychom mohli tlak porovnávat, musíme jej přepočítat na určitou referenční
úroveň – tzn. např. na hladinu moře. Získaná data se pak zakreslují do map. Místa se stejnou hodnotou tlaku se spojují čarami (izobarami) a vytvářejí tzv. tlaková pole.
Zeměpisné rozložení tlaku vzduchu vytváří určité do jisté míry stálé tlakové útvary v zemské atmosféře. Tyto tlakové útvary vzniklé na zonálnosti teplot povrchu a všeobecné cirkulaci atmosféry určují celkové klima podnebných oblastí.
Zejména hovoříme o následujících oblastech:
a) pás nízkého tlaku vzduchu podél rovníku – pásmo tišin
b) subtropické oceánické oblasti vysokého tlaku vzduchu – 30°-35°zemské šířky, vznikají
zejména v důsledku hromadění vzduchových mas vlivem všeobecné cirkulace
atmosféry
c) islandská a aleutská oblast nízkého tlaku, pás nízkého tlaku mírných jižních šířek 60°- 65°
d) antarktické a arktické tlakové maximum
Zjednodušeně je možné říct, že tlak směrem od rovníku do subtropů narůstá, do mírného pásu klesá a k pólům opět roste. Atmosféra má však snahu tyto rozdíly tlaku vyrovnávat. Proto vzduch proudí z míst o vyšším tlaku do míst o tlaku nižším a to ve směru největšího spádu tlaku. Vytváří se vítr a mění se počasí v jednotlivých částech Země.
DALŠÍ METEOROLOGICKÉ POJMY
Sluneční záření
Je hlavní příčinou klimatických rozdílů na Zemi. Pojmem sluneční záření rozumíme
elektromagnetické záření slunce. 48% záření se nachází ve viditelné části spektra, 45% je ve spektru infračerveném a 7% ve spektru ultrafialovém. V dlouhodobém průměru je bilance mezi příchozím zářením a vyzařováním Země vyrovnaná.
Při průchodu atmosférou je část záření odražena zpět do vesmírného prostoru a část pohlcována. V čím vyšších vrstvách atmosféry se nacházíme, tím je sluneční záření silnější. Ve výškách přes 4000 m.n.m je sluneční záření bez použití ochrany zdraví nebezpečné.
Specifickým pojmem je odraz slunečního záření od povrchu, tzv. „Albedo“. Čerstvě
napadnutý sníh odráží až 80% záření (albedo 0,8), černá orná půda 10% (albedo 0,1). V důsledku vysokého albeda sněhu je nutné si uvědomit riziko působení odraženého slunečního záření na sněhu. Spálit se můžeme i odraženým slunečním zářením!
Vlhkost vzduchu
Udává množství vodních par obsažených v ovzduší. Vodní pára se do ovzduší dostává vypařováním, ve vodní páru sublimuje led a sníh. Vypařování ustává v okamžiku, kdy je vzduch nasycen. Toto maximální nasycení závisí na teplotě vzduchu.
Teplý vzduch je v sobě schopen udržet vyšší množství par, než chladný. Někdy hovoříme o „Rosném bodu“, který udává hodnotu na níž musíme vzduch ochladit aby bylo dosaženo maximálního nasycení a voda z ovzduší začala kondenzovat formou vzniku oblak, mlhy, rosy, srážek, popřípadě námrazy.
Zpracoval: Radek Lienerth
Zdroj a originální článek: www.horosvaz.cz
 |
Bezpečnost a rizika 
