Teplota

Prostřednictvím teploty popisujeme tepelný stav atmosféry.

2.1.1. Měření teploty a jednotky

Základní jednotkou je v meteorologii jeden stupeň Celsia. Na meteorologických stanicích se pro měření teploty používají obvykle rtuťové a lihové teploměry, odečítá se na nich s přesností na jednu desetinu. K zaznamenávání průběhu teploty v čase slouží termografy s bimetalickým páskem. Teploměry jsou umístěny v žaluziových bílých budkách – to proto, aby byl teploměr chráněn před přímo dopadajícími slunečními paprsky, které by teploměrné kapaliny či bimetaly zahřívaly přímo. Dokonce i dvířka budky jsou obrácena na sever, aby k ovlivnění teploty nedošlo při odečítání měřených hodnot. Proto se někdy říká, že meteorologové předpovídají a měří teplotu „ve stínu" a ta, kterou ukazuje náš slunci vystavený teploměr je vždycky vyšší. Rozdíl bychom zaregistrovali i mezi dvěma teploměry na slunci, pokud by měl každý jinak obarvenou teploměrnou látku a stejně tak i v případě, že jeden bude viset na bílé omítce a druhý na tmavohnědě nabarveném dřevě. Bílá barva má totiž výrazně vyšší schopnost odrážet dopada

2.1.2. Průběh teploty s výškou

Pro předpověď počasí je důležitá nejen teplota při zemi, ale i ve vyšších vrstvách atmosféry. Její průběh (křivka zvrstvení) se zjišťuje pomocí aerologických sond, které se vypouštějí na meteorologických balonech obvykle po 6 hodinách do volné atmosféry.
Na křivce průběhu teploty s výškou (křivce zvrstvení) se v reálné atmosféře objevují kromě normálního poklesu teploty:
- izotermie – oblasti, kde se teplota s výškou nemění
- inverze – oblasti, kde teplota s výškou roste
Právě takové odchylky způsobují výrazné dynamické změny počasí.
Pokles teploty s výškou je ovlivněn i vlhkostí. V nasyceném vzduchu (v oblaku či v mlze) klesá pomaleji: o 0,6 °C/100 m, v suchém vzduchu (mimo oblačnost) rychleji: o 1 °C/100 m. Důvodem je uvolňování latentního tepla při kondenzaci vodní páry, tedy během její přeměny ve vodní kapku.
Například při normálním průběhu teploty s výškou je teplota na horní stanici lanovky na Pláni (1 185 m n. m.) o téměř 5 °C nižší než na dolní stanici lanovky ve Svatém Petru (720 m n. m.).

2.1.3. Ohřívání a ochlazování atmosféry

Sluneční energie = krátkovlnné sluneční záření – se při průchodu zemskou atmosférou částečně utlumuje a rozptyluje, teprve po svém dopadu na zem se zjednodušeně řečeno přeměňuje v dlouhovlnné záření a to pak ohřívá přilehlé vrstvy vzduchu. Proto je za normálních okolností při zemi tepleji než ve vyšších vrstvách atmosféry.
Pohlcené a rozptýlené záření se souhrnně označuje jako záření difúzní. Je tím intenzivnější, čím intenzivnější je sluneční záření a čím více je ve vzduchu vlhkosti (vodní páry a oblačnosti).

S ohříváním, resp. ochlazováním vzduchu souvisí ještě jeden jev, kterému hory napomáhají, ale trápí lidi výhradně v nížinách. Zemský povrch vyzařuje teplo během dne i v noci. Zatímco přes den energii od slunce přijímá a ohřívá se, v noci přísun energie schází a země se ochlazuje. Od ní i přilehlé vrstvy atmosféry až do určité hladiny, ve které je teplota ve dne i v noci stejná. Vznikne tak přízemní teplotní inverze, sahající obvykle 100 až 500 m nad zem, v horských údolích bývá silnější a to „díky" tomu, že během noci stékal těžší studený vzduch po svazích hor do údolí. Více na následujících obr.

2.1.4. Teplota na meteorologických mapách

Čára spojující místa se stejnou teplotou se na přízemních i výškových meteorologických mapách označuje jako izoterma. Pole teploty (obr. 9) vypočítané numerickým modelem obvykle v málo členitém terénu dobře odpovídá skutečnosti, ovšem v horských oblastech bývá terén vstupující jako základ do numerického modelu zjedodušený a výpočet pak nemusí být tak přesný.

2.1.5. Teplota v horských oblastech

Pocit chladu nebo naopak tepla – tzv. pocitová teplota, kterou v nás vyvolá okolní vzduch, je dána nejen absolutní hodnotou samotné teploty vzduchu, ale i rychlostí proudění, vlhkostí vzduchu a intenzitou slunečního záření. Vliv vlhkosti vzduchu na pocitovou teplotu (= teplotu vnímanou lidským oraganismem) je důležitý především při vysokých teplotách: z Missenardových vzorců zjednodušeně řečeno vyplývá, že nízké teploty se nám v suchém vzduchu zdají snesitelnější – vnímáme je jako vyšší a vysoké teploty jsou také příjemnější – vnímáme je jako nižší. Konkrétní příklad: teplotu kolem -10 °C budeme v absolutně suchém vzduchu vnímat jako -2 °C, při 50% vlhkosti jako -6°C a při 100% vlhkosti to bude oněch -10 °C. Naopak teplotu kolem 30 °C budeme v absolutně suchém vzduchu vnímat jako 22 °C, při 50% vlhkosti jako 26 °C a při 100% vlhkosti jako oněch 30 °C. V horách je ale daleko podstatnější vliv větru. Čím silnější vítr fouká, tím citelnější je pocit chladu, protože vítr odvane izolační vrstvu, kterou si kolem sebe svým vlastním vyzařováním vytvořilo naše 37 °C teplé tělo. Pro výpočet hodnoty wind chill (indexu ochlazení větrem) platí složitý vzorec, jehož konstanty závisí na jednotkách, které pro teplotu a vítr používáme. Jednodušší je najít konkrétní hodnoty včetně rizik v tabulkách.

Vliv větru na teplotu vzduchu – pocitová teplota – wind chill

Rizika, která wind chill způsobuje

Vliv slunečního záření v chladné části roku je více otázkou psychiky než konkrétního zvýšení teploty. V té souvislosti je třeba mít na paměti, že tmavé povrchy se na přímém slunečním záření ohřívají rychleji než světlé. Pro letní polovinu roku uvedu jen jednoduchý případ: je-li teplota vzduchu 35 °C, vlhkost normální (kolem 20 %) a rychlost větru kolem 5 m/s, je pocitová teplota kolem 27 °C. Budeme-li ovšem na slunci, pak bude rozdíl mezi teplotou vzduchu a pocitovou teplotou větší – bude nám tedy ještě tepleji.