Škola letecké meteorologie, 11. díl - Teplotní inverze

V Mezinárodní standardní atmosféře vypadá vertikální profil teploty jednoznačně, v troposféře lineárně klesá do výšky 11 km o 6,5 °C na každých 1000 m výšky. V reálné atmosféře je tomu prakticky neustále jinak.

Teplota vzduchu je ovlivňována radiační bilancí, advekcí a konvekcí, případně jinými vlivy, a horizontální i vertikální pole teploty je velmi komplikované. Obecně s rostoucí výškou teplota vzduchu v troposféře klesá, ale často nastávají situace, kdy se v určité vrstvě vyskytuje izotermie nebo růst teploty, inverze. Inverzní vrstva se pak podílí na řadě projevů počasí, například jako zádržná vrstva pro konvekci, pro šíření aerosolů nebo pro tvorbu inverzní oblačnosti.

Inverze může probíhat od zemského povrchu do určité výšky — jedná se o přízemní inverzi — anebo se její spodní i horní hranice nacházejí ve výšce nad zemským povrchem, pak to je výšková inverze. Příčiny vzniku inverzí jsou v tom, že buďto se spodnější vrstva vzduchu nějakým procesem ochladí, nebo se horní vrstva oteplí, případně se uplatní oba tyto procesy. Ochlazení vzduchu při dostatečném obsahu vlhkosti vede k nasycení a kondenzaci, tj. ke vzniku mlhy nebo jiného druhu oblaku. Mlha je tedy jev často související s teplotní inverzí.

Frontální rozhraní, jak si budeme později popisovat, je tenkou hranicí mezi dvěma různými vzduchovými hmotami, které se liší především teplotou. Zvlášť teplá fronta má takovou stavbu, kdy frontální plocha tvoří skloněnou rovinu vůči horizontu ve směru svého postupu — dále dopředu před čárou fronty se její plocha nachází výš a výš nad zemí. Pod touto plochou je studená vzduchová hmota, nad ní pak proudí vzduch teplý. Kdybychom se tedy pohybovali po vertikále vzhůru, zaznamenali bychom v úrovni frontální plochy nárůst teploty, inverzi, která se nazývá frontální. Může to představovat jisté komplikace v oboru teploty kolem 0 °C, protože se zde v různých výškách může a nemusí tvořit na letadle námraza. Pravda, velká dopravní letadla s tím problém nemají, účinné odmrazování zamezí nárůstu ledu na křídlech, ale piloti menších letadel s odmrazováním méně účinným nebo žádným musí dobře zvážit správnou letovou hladinu pro IFR let.

Typickou situací pro utváření advekčních inverzí, spojených s nízkou oblačností, je v chladné části roku proudění z velké vodní plochy nad pevninu. Kupříkladu Atlantský oceán má v zimě povrchovou teplotu i nad 10 °C, zatímco evropský kontinent bývá podchlazený. Vzduchová hmota nad mořem přebírá od vodní plochy vyšší teplotu i vlhkost a přesouvá se nad kontinent. Tady se ochlazuje, přičemž vysoká relativní vlhkost pak vede rychle ke kondenzaci a vzniku mlh nebo nízké oblačnosti. Efekt se může projevovat i ve větší vzdálenosti od oceánu, například v Česku. Mlhy s tím spojené se nazývají advekční.

Inverze se utvářejí i za bezvětrných, jasných nocí vlivem radiačního vyzařování povrchu. Radiační ochlazování je nejvýraznější právě u povrchu, zatímco ve výšce zůstává teplejší vzduch, neovlivněný terénem. Každý zná přízemní mrazíky v průběhu podzimu, kdy ve standardní měřicí výšce 2 m klesne noční teplota na několik stupňů Celsia nad nulou, ale u země, 5 cm nad povrchem, mrzne a utváří se jíní neboli šedý mráz. Vzniklá teplotní inverze má vertikální mohutnost jen nevelkou, několik metrů, při výraznějším projevu desítky metrů. Východ slunce pak přináší rychlé ohřívání povrchu a zánik inverze. Teprve při pokročilém podzimu sluneční energie nedostačuje a inverze se může udržet po několik dní a současně mohutnět. Vzniká tak jezero studeného vzduchu v nižších polohách. Česká kotlina je pro takovýto proces velmi příznivá, a tak podzimní a zimní inverze představují celé Česko zalité studenou mlhou o vertikální mohutnosti i více než kilometr. Teprve horské hřebeny z tohoto studeného vzduchu vyčnívají. Zatímco např. v Praze je mlhavo, teplota kolem 0 °C, na Sněžce je jasno, slunečno a teplota o 10-15 °C vyšší. Tato původně radiační inverze je ještě zesilována výškovou advekcí teplého vzduchu na zadních stranách tlakových výší.

Tlaková výše také „vyrábí“ svoji výškovou teplotní inverzi. Vzhledem k vyššímu tlaku vůči okolí zde dochází v nižší troposféře k difluenci, roztékání vzduchu do všech stran. Odteklý vzduch je nahrazován subsiduujícím, tj. sesedajícím se vzduchem z vyšších hladin. Vrstvy vzduchu se dostávají do nižších hladin s vyšším tlakem a jsou stlačovány. Jak známo, komprese plynu vede k jeho ohřívání — ve výškách kolem 3 km takto vzniká subsidenční inverze. Její mohutnost je několik desítek nebo málo stovek metrů, a funguje jako zádržná vrstva pro konvekci i šíření atmosférických příměsí. Je dobře patrná i vizuálně; stoupáme-li letadlem přes hladinu této inverze, zaznamenáme pod ní mírný opar, zatímco nad ní je skokově výrazně lepší dohlednost. Kupovitá oblačnost, pokud se vyvíjí, má vrcholové části v hladinách subsidenční inverze. Obvykle se jedná o ploché kupovité oblaky cumulus humilis.

Teplotní inverze, zejména ty u zemského povrchu, jsou velmi často spojeny s mlhou, tj. prvkem počasí, který v letectví nemáme rádi. Mohutnější ložiska studeného vzduchu jsou v zimě dost stabilní a k jejich rozpuštění vede až rozfoukání větru, který navodí turbulenci a v jejím důsledku dojde k přestavbě inverzního zvrstvení na normální, tj. pokles teploty s výškou s gradientem kolem 1 °C/100 m. Tím se také rozpustí mlha. Tato situace je zpravidla spojena s přechodem frontálního rozhraní a někdy se na to musí čekat mnoho dní, během kterých je nevlídno, vlhko, mlha a také roste koncentrace aerosolových příměsí a zhoršuje se kvalita ovzduší.

RNDr. Petr Dvořák
Letecký meteorolog, lektor

www.jasno.cz