Teplota, tlak a vlhkost vzduchu

Soubor meteorologických prvků charakterizuje počasí. 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 meteorologických prvků charakterizuje počasí.

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).

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).

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.

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:

Teplota vzduchu – vertikální profil   V atmosféře rozlišujeme 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.

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).

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

Teplotní inverze

Teplotní inverze

Teplotní inverze

Teplotní inverze

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.

Teplotní inverze Turbulentní inverze V ovzduší 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;

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.

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.

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.

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

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.

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

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.

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.  

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

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

Denní a 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.

Denní a roční chod teploty vzduchu Rozložení průměrné teploty vzduchu v lednu

Denní a roční chod teploty vzduchu Rozložení průměrné teploty vzduchu v červenci

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

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.

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).

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

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

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.

Tlak vzduchu Tlakové pole:

Tlak vzduchu Tlakové pole:

Tlak vzduchu Tlakové pole:

Tlak vzduchu Tlakový reliéf:

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.

Denní chod tlaku vzduchu: 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)

Roční chod tlaku vzduchu: 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.

Rozložení průměrného tlaku vzduchu v lednu Tlak vzduchu Roční chod tlaku vzduchu: Rozložení průměrného tlaku vzduchu v lednu

Rozložení průměrného tlaku vzduchu v červenci Tlak vzduchu Rozložení průměrného tlaku vzduchu v červenci Tlakový gradient:

Změna tlaku vzduchu ve vertikálním směru: 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

Změna tlaku vzduchu ve vertikálním směru: 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

Tlak vzduchu Vertikální barický gradient a barický stupeň:

Redukce tlaku vzduchu: 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.

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.

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.

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.

Tlak vzduchu Definice tlaků QNH, QFF, QFE, QNE: QNE – výška indikovaná tlakovým výškoměrem při nastavení standardního tlaku 1013,25 hPa. Při nastavení výškoměru na QNE = 1013,25 hPa neukazuje výškoměr přesnou výšku letadel (ta kolísá podle výšky tlakové hladiny 1013,25 hPa), ale jsou zachovány požadované vertikální rozstupy letadel. Tento tlak se tedy používá výhradně pro zachování výškových rozstupů letadel v letových hladinách.  

Tlak vzduchu Převodní výška: V určité výšce nad mořem leží tzv. převodní výška. Je to výška, od které se neudává výška letu nadmořskou výškou, ale letovou hladinou. Po průletu převodní výškou všichni nastavují na výškoměru tlak vzduchu 1013 hPa. Stoupá-li pilot přes převodní výšku (u nás zpravidla 5000 ft MSL), musí si nastavit na výškoměru tlak 1013 hPa namísto dřívějšího QNH (pokud zrovna náhodou není QNH rovno 1013 hPa). Od té chvíle nás vlastně nezajímá, jaký je „tam dole“ tlak a letíme podle tzv. standardního tlaku. Výhodou tohoto počinu je, že takto letí všechna letadla nad celou zeměkoulí nad převodní výškou, čímž se dá dokonale jednotně určovat vertikální rozstup mezi nimi.

Tlak vzduchu Převodní hladina: Stejně jako při stoupání přes převodní výšku mění pilot nastavení výškoměru na standardní tlak, nastavuje výškoměr také při klesání. Protože však nemusí vědět, jaký je na cílovém letišti QNH a hlavně nesmí dojít k tomu, že by např. letělo letadlo podle IFR v letové hladině 50, a ta by zároveň byla níž nebo stejně vysoko, jako nadmořská výška 5000 ft, je nutné, aby převodní hladina vždy ležela výš, než převodní výška. Proto se převodní hladina stanovuje podle aktuálního atmosférického tlaku tak, aby vyhovovala tomuto požadavku. Může se tak stát, že při velmi nízkém tlaku vzduchu je převodní hladina 60 a převodní výška 5000 ft, protože FL60 se nachází jen těsně nad výškou 5000 ft. Výškový rozdíl 300 m mezi standardní a nadmořskou výškou sice není úplně běžný, ale občas taková situace nastane.

Tlak vzduchu Letová hladina: Letové hladiny nám tedy ukazuje výškoměr, na kterém jsme nastavili standardní tlak 1013 hPa. Jednotlivé letové hladiny jsou od sebe vertikálně vzdáleny 1000 ft, tj. asi 300 m. Pro lety VFR jsou mezi letovými hladinami vsunuty ještě VFR hladiny, vzdálené od horní a spodní IFR hladiny vždy 500 ft.

Barometrický způsob měření výšky letu Základním přístrojem pro určení výšky za letu je barometrický výškoměr. Stupnice výškoměru je cejchována pro podmínky standardní atmosféry. Z principu tohoto výškoměru plyne, že bude-li pilot dodržovat výšku letu podle barometrického výškoměru, bude se letadlo pohybovat po izobarické hladině (p=konst.). Protože sklon izobarických ploch je velmi malý, je takový let prakticky totožný s vodorovným letem.

Barometrický způsob měření výšky letu Odchylka skutečné teploty od standardní vede k chybě v měření výšky letu, s kterou se musí počítat při letovodských výpočtech. Z níže uvedeného obrázku plyne, že v případě, kdy TmSA je střední hodnota teploty vzduchu ve SA (ve vrstvě od nulové hladiny do výšky letu) a Tm je skutečná střední teplota vzduch platí: TmTmSA - údaje barometrického výškoměru budou vyšší (studený vzduch - tlaku vzduchu ubývá s výškou rychleji), ale skutečná výška letu bude nižší; TmTmSA - údaje barometrického výškoměru budou nižší (teplý vzduch - tlaku vzduchu s výškou ubývá pomaleji), ale skutečná výška bude vyšší. Je tomu tak proto, že stejnému tlaku ve standardní atmosféře v prvém případě odpovídá menší, ve druhém větší výška letu.  

Barometrický způsob měření výšky letu

Barometrický způsob měření výšky letu Letové hladiny (flight level) - jsou přesně stanovené výšky, ve kterých je povoleno provádět let. Jsou stanoveny jako hladiny konstantního atmosférického tlaku, vztažené k hodnotě 1013,25 hPa. Jednotlivé letové hladiny jsou pak od sebe odděleny stanovenými intervaly. Výška se udržuje podle barometrického výškoměru. Výškové rozčlenění letových hladin je nutné proto, aby se předešlo srážkám letadel ve vzduchu. V současné době je zaveden dvojsektorový systém dělení FL, a to pro zeměpisné traťové úhly od 000° do 179° a od 180° do 359°.

Barometrický způsob měření výšky letu

Barometrický způsob měření výšky letu Přepočet tlaku vzduchu: Tlak vzduchu na LMSt se měří rtuťovým nebo elektronickým tlakoměrem (barokapem) v hPa. Protože nádobka tlakoměru může být umístěna vzhledem k VPD ve větší nebo menší výšce, přepočítává se naměřený tlak na výšku vztažného bodu VPD. Je to tzv. tlak vzduchu QFE. Jestliže pilot nastaví před přistáním na cílovém letišti na výškoměru tlak vzduchu QFE, který je na palubu letadla předán rádiem, na stupnici výšky ručička ukazuje výšku letadla nad VPD cílového letiště a po přistání budou ručičky výškoměru ukazovat nulu (opomeneme-li možnost převýšení různých částí dráhy). Jestliže by byl let proveden podle tlaku QFE, pak výška měřená výškoměrem by byla výškou relativní - tj. výškou letu nad letištěm vzletu nebo přistání. Je zřejmé, že jakákoliv chyba v měření tlaku vzduchu a tím i tlaku QFE znamená chybu v určení výšky přibližujícího se letadla. Například při chybě 5 hPa v měření tlaku vzniká chyba  40 m v měření výšky. (1 hPa  8 m, jak vyplývá z definice barického stupně)!!!  

Barometrický způsob měření výšky letu

Hustota vzduchu Hustota vzduchu závisí na jeho složení a hlavně na teplotě. Pokud sledujeme hustotu vzduchu s výškou, pak zjišťujeme, že s výškou rychle ubývá a že 99 % veškeré hmoty atmosféry je soustředěno do výšky 36 km nad zemským povrchem.

Hustota vzduchu Hustota vlhkého nenasyceného vzduchu je součtem hustoty suchého vzduchu a příslušného množství vodní páry. Pro mnohé výpočty (např. v barometrické formuli pro redukci tlaku a výpočet výšek) zavádíme pro zjednodušení pojem virtuální teploty. Virtuální teplota Tv je teplota, kterou by měl mít suchý vzduch se stejnou hustotou jako daný vzorek vlhkého vzduchu o teplotě T. V praxi bývá v závislosti na tlaku vodní páry e vždy vyšší než teplota T:

Vlhkost vzduchu Vodní pára, ačkoliv její množství je vzhledem k suchému vzduchu relativně malé, hraje významnou roli v tepelných dějích v atmosféře, jednak přímo prostřednictvím skupenského tepla fázových přechodů (kondenzace a výpar, sublimace a desublimace = depozice), hrajícími značnou roli v cirkulaci malých měřítek (konvekce) i velkoprostorové cirkulaci (cyklony), jednak přenosem tepla a radiačními vlastnostmi kondenzačních a sublimačních produktů (oblačnost ovlivňuje tepelnou bilanci zemského povrchu). Vodní pára je jednou z nejdůležitějších složek zemské atmosféry, protože s jejím výskytem jsou spojeny důležité atmosférické jevy, jako je tvoření oblačnosti, srážek, mlh, námrazy, atd.

Vlhkost vzduchu Zdroje vodní páry: výpar z vodní (především mořské) hladiny a vlhkého zemského povrchu a rostlinstva; výpar padajících srážek a oblačných částic; sublimace ze sněhové pokrývky a ledových kondenzačních produktů; v neposlední řadě se však vodní pára může do ovzduší dostat i například z některých průmyslových komplexů a měst. Tato dodatečná vlhkost produkovaná zmíněnými průmyslovými komplexy může mít značný vliv na mikroklima okolí.

Parametry ovlivňující výpar: Vlhkost vzduchu Parametry ovlivňující výpar: Množství vypařené vodní páry je tím vyšší, čím je vyšší teplota povrchu, čím je sušší vzduch a čím je vyšší rychlost větru. Vzdušná proudění přenášejí vodní páru od zdrojů vypařování na značné vzdálenosti ve vertikálním i horizontálním směru. Množství vodní páry, která se vypaří, má denní i roční chod. Maxima se vyskytují ve dne kolem poledne a v létě, minima v noci a v zimě. Horizontální rozdělení množství vodní páry je různorodé a závisí na rozdělení zdrojů vlhkosti na zemi. Vertikálně, díky poklesu teploty s výškou, koncentrace vodní páry s výškou rychle klesá.

Vlhkost vzduchu Výpar: Výpar vody, neboli evaporace, se uskutečňuje z vodních povrchů, tj. z moří, jezer, řek a rybníků, ale i z povrchu pevné půdy, sněhu a ledu Výpar vody z rostlin povrchem listů se označuje slovem transpirace. Souhrn evaporace a transpirace představuje tzv. evapotranspiraci.

Denní a roční chod výparu: Vlhkost vzduchu Denní a roční chod výparu: Se stoupající teplotou roste v průměru i hodnota sytostního doplňku a tedy i rychlost vypařování. Denní a roční chod výparu probíhá paralelně s chodem teploty. V denním chodu nastává minimum výparu v noci, kdy se vzduch nad zemí blíží stavu nasycení, někdy se výpar v noci úplně zastaví. Maximum dosahuje výpar naopak v období maxima teploty zemského povrchu, což bývá rovněž zvýrazněno i zvětšením rychlosti přízemního větru. V ročním chodu připadá minimum výparu na zimu, maximum na letní měsíce. Pro jednotlivá místa jsou ovšem roční úhrny výparu vzhledem k různým klimatickým poměrům velice rozdílná. Roční úhrn stoupá od pólů k rovníku.

Vlhkost vzduchu Měření výparu: Výparoměr EWM Výparoměrná stanice Vor S Ke stanovení výparu se používají výparoměry (evaporimetry). V některých výparoměrech se zjišťuje výpar z vodní hladiny v otevřené a podle potřeby dolévané nádobě, tedy při trvalé zásobě vody. Na meteorologických stanicích v ČR se standardně používá výparoměrů v podobě speciálních bazénů s obsahem plochy otevřené vodní hladiny 3000 cm2 a s měrným zařízením umožňujícím přesné odečty výšky vodní hladiny. Výparoměr EWM Výparoměrná stanice Vor S

Vlhkost vzduchu Koloběh vody v přírodě:

Parametry vlhkosti vzduchu: Vlhkost vzduchu Parametry vlhkosti vzduchu: Množství vodní páry obsažené v ovzduší označujeme jako vlhkost vzduchu. Vodní pára, jako každý plyn, má určitý tlak, který svou hmotností přispívá k celkovému tlaku ovzduší, i když představuje jen jeho malý zlomek. Tento částečný tlak nazýváme tlakem dílčím neboli parciálním. Napětí vodních par kolísá podle množství vodních par obsažených v ovzduší. Čím je ve vzduchu více vodních par, tím je větší jejich napětí. Toto napětí vodních par značně závisí na teplotě. Čím vyšší je teplota, tím je vyšší i napětí par nasyceného vzduchu. Za dané teploty je totiž určitý objem vzduchu schopen pojmout jen určité maximální množství vodní páry, které roste s teplotou. Říkáme, že vzduch je nasycen. Napětí vodních par nasyceného vzduchu se nazývá napětí nasycení E. Napětí vodních par nenasyceného vzduchu (e) je tedy vždy menší. Napětí vodních par měříme jako tlak v hektopascalech (dříve v torrech nebo milibarech)  (hPa, torr, mbar).

Parametry vlhkosti vzduchu: Vlhkost vzduchu Parametry vlhkosti vzduchu: Voda může při záporných teplotách existovat v kapalném stavu. Tomuto jevu odborně říkáme přechlazená voda. Přechlazená voda může existovat asi až do -40°C. Přechlazená voda je v atmosféře poměrně běžný jev. Při teplotách pod bodem mrazu je napětí nasycení nad ledem El menší než napětí nasycení vodní párou nad přechlazenou vodou Ev. Tuto skutečnost si vysvětlujeme tím, že přitažlivé síly molekul ledu jsou větší než u vody. Stav nasycení nastane nad ledem při menším obsahu vodních par v ovzduší, než je tomu nad vodou.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Dílčí (parciální) tlak vodní páry e Označovaný rovněž jako napětí vodní páry.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Sytostní doplněk d=E–e (hPa). Udává, jak daleko má vzduch do nasycení (d=E pro zcela suchý vzduch, d=0 pro vzduch nasycený).

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Absolutní vlhkost vzduchu (a). Udává množství vodní páry v gramech v 1m3 vlhkého vzduchu (g.m-3). Tato charakteristika se však špatně měří. V mírných šířkách a nízkých vrstvách atmosféry se hodnoty absolutní vlhkosti pohybují kolem 5 g.m-3 , v létě až 15-20 g.m-3.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Maximální absolutní vlhkost (A) Udává největší možný obsah vodních par v gramech v 1m3 nasyceného vzduchu. Jak E tak i A se značně mění s teplotou vzduchu.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Specifická vlhkost (s) Je to množství vodní páry vyjádřené v gramech v 1 kg vlhkého vzduchu. Vidíme, že hodnoty specifické vlhkosti z různých výšek budou porovnání schopné, protože jsou vztaženy ke hmotnosti vlhkého vzduchu, která se s výškou nemění, a nikoli k objemu, který se s výškou mění.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Rosný bod (Td) Ochlazujme vzduchovou částici o teplotě T při stejném tlaku (izobaricky) tak dlouho, až se nasytí. Její teplota pak bude Td. Rosný bod je tedy teplota, kterou by měl vzduch, kdybychom ho izobaricky ochladili až do stavu nasycení.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Rozdíl T–Td Nazývá se deficitem teploty rosného bodu. Opět udává, jak daleko má vlhký vzduch do stavu nasycení.

Vlhkost vzduchu Charakteristiky vlhkosti vzduchu: Poměrná (relativní) vlhkost (r) Je to poměr skutečného obsahu vodní páry v daném objemu vzduchu k maximálnímu možnému obsahu vodní páry za dané teploty. Poměrnou vlhkost vyjadřujeme v procentech a platí:

Vlhkost vzduchu Měření vlhkosti vzduchu:

Vlhkost vzduchu Měření vlhkosti vzduchu:

Sluneční svit Přímé sluneční záření Tvoří svazek prakticky rovnoběžných paprsků, přicházejících od Slunce. Základní veličinou při popisu přímého slunečního záření je jeho intenzita I, kterou definujeme jako množství zářivé energie, jež za jednotku času dopadá na jednotkovou plochu orientovanou kolmo ke slunečním paprskům.

Rozptýlené sluneční záření Sluneční svit Rozptýlené sluneční záření Vzniká následkem rozptylu přímého slunečního záření na molekulách plynných složek vzduchu, na vodních kapičkách, ledových krystalcích a na nejrůznějších aerosolových částicích vyskytujících se v zemském ovzduší. Rozptýlené sluneční záření pozorujeme jako záření oblohy a bez něj by se nebeská klenby jevila i během dne černá s ostře zářícím slunečním diskem a s hvězdnou oblohou.

Dlouhovlnné záření atmosféry: Sluneční svit Dlouhovlnné záření atmosféry: Tok radiace atmosféry, směřující dolů a měřený v úrovni zemského povrchu nazýváme zpětné záření atmosféry. Na vzniku tohoto záření se z plynných složek atmosféry nejvíce podílí vodní pára a oxid uhličitý.  

Měření slunečního svitu: Sluneční svit Měření slunečního svitu: Na meteorologických stanicích, které nejsou určené k speciálnímu monitorování parametrů slunečního svitu se standardně monitoruje délka doby slunečního svitu. Za tímto účelem jsou meteorologické stanice vybaveny klasickým nebo elektronickým heliografem Délka doby trvání slunečního svitu se uvádí v desetinách hodin. Detektor slunečního svitu Heliograf

Teplo v atmosféře