ASYMETRIE ROZDĚLENÍ MEZIDENNÍCH TEPLOT VZDUCHU A JEJICH SOUVISLOST S METEOROLOGICKÝMI PODMÍNKAMI

UNIVERZITA KARLOVA V PRAZE Přírodovědecká fakulta Studijní program: Geografie Studijní obor: Geografie a kartografie

Vladimír PISKALA

ASYMETRIE ROZDĚLENÍ MEZIDENNÍCH TEPLOT VZDUCHU A JEJICH SOUVISLOST S METEOROLOGICKÝMI PODMÍNKAMI

ASYMETRY OF INTERDIURNAL AIR TEMPERATURE CHANGE DISTRIBUTIONS AND THEIR RELATIONSHIPS TO METEOROLOGICAL CONDITIONS

Bakalářská práce

Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Radan Huth, DrSc.

Praha, 2013

Zadání bakalářské práce Název práce: Asymetrie rozdělení mezidenních teplot vzduchu a jejich souvislost s meteorologickými podmínkami.

Cíle práce: -

Najít a prostudovat zejména časopiseckou literaturu týkající se mezidenních změn teploty a jejich statistického rozdělení a vlivu atmosférických front a anticyklonální cirkulace na teplotu vzduchu a její změny; zpracovat rešerši na toto téma.

-

Pomocí vlastní analýzy klimatických dat (a) popsat statistické rozdělení mezidenních změn teploty, zejméno jeho (ne)symetrické rysy, (b) spojit charakteristické rysy (ne)symetrie rozdělení mezidenních změn teploty s vybranými meteorologickými faktory (přechody atmosférických front, anticyklóny).

Použité pracovní metody, zájmové území, datové zdroje: -

Základem práce je verifikace (či vyvrácení) hypotézy, že asymetrie rozdělení mezidenních změn teploty je vázána na přechody atmosférických front a radiační procesy ve stacionárních anticyklónách. Analýza bude provedena pro jednu stanici, nejlépe pražskou, odděleně pro zimu (prosinec až únor) a léto (červen až srpen). Přechody front přes Prahu jsou k dispozici na webu ČHMÚ od r. 1950. Atmosférická cirkulace bude charakterizována pomocí cirkulačních typů podle Hesse a Brezowského nebo podle Brádky.

Datum zadání: 29. 10. 2012

Jméno studenta: Vladimír Piskala Podpis studenta: …………………

Jméno vedoucího práce: RNDr. Radan Huth, DrSc. Podpis vedoucího práce: ……………………. 2

Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci zpracoval samostatně a že jsem uvedl všechny použité informační zdroje a literaturu. Tato práce ani její podstatná část nebyla předložena k získání jiného nebo stejného akademického titulu.

V Praze, 20. května 2013 Vladimír Piskala

3

Rád bych poděkoval vedoucímu mé bakalářské práce RNDr. Radanovi Huthovi, DrSc. za cenné rady a velmi trpělivý přístup.

4

Abstrakt Předkládaná bakalářská práce se zabývá mezidenní změnou teplot v souvislosti s přechodem atmosférických front. Změna teplot je počítána pro léto (červen – srpen) a zimu (prosinec – únor) za období 1961 – 1998. Byla použita data denních průměrných teplot z meteorologické stanice Praha Karlov a záznamy o přechodu front ze stanice Praha Ruzyně. Z výsledků vyplývá, že změny mezidenních teplot obou ročních období nemají parametry normálního rozdělení a vzniklá asymetrie je zde vysvětlena charakteristickými meteorologickými podmínkami pro jednotlivá období. Statistické rozdělení změn teplot pro dny, kdy přešly studené, teplé a okluzní fronty taktéž nemají znaky normálního rozdělení a vzniklé asymetrie se dají vysvětlit vlastnostmi a tvarem jednotlivých typů front. V práci je také diskutována role času přechodu jednotlivých typů front při výpočtu velikosti změny mezidenních teplot.

Klíčová slova: teplota vzduchu, statistické rozdělení, atmosférické fronty, vzduchové hmoty, mezidenní změny Abstract Submitted bachelor thesis is focused on interdiurnal air temperature changes in connection with atmospheric fronts. The changes are counted for summer period (June – August) and winter period (December – February) between 1961 – 1998. There were used data of average air temperature from Praha Karlov and data of moving fronts from Praha Ruzyně. The results say that the statistical distribution of day-to-day air temperature aren’t the same. The asymmetry are explained by different meteorological condition for both periods. Statistical distribution fronts aren’t normal too, it can be explained by character and shape of individual front types. It is discussed role of time of observation individual fronts for counting day-to-day temperature changes in thesis too. Key words: air temperature, day-to-day changes, statistical distribution, atmospheric fronts, air masses

5

Obsah SEZNAM OBRÁZKŮ A GRAFŮ ................................................................................... 7 1. ÚVOD ........................................................................................................................... 7 2. VZDUCHOVÉ HMOTY .......................................................................................... 10 2.1. Termická klasifikace vzduchových hmot............................................................ 11 2.1.1. Teplá vzduchová hmota............................................................................... 11 2.1.2. Studená vzduchová hmota ........................................................................... 12 2.1.3. Místní vzduchová hmota ............................................................................. 14 2.2. Geografická klasifikace vzduchových hmot ....................................................... 14 2.2.1. Arktický vzduch (AV) ................................................................................. 14 2.2.2. Vzduch mírným šířek (VMŠ), polární vzduch ............................................ 15 2.2.3. Tropický vzduch (TV) ................................................................................. 16 2.2.4. Ekvatoriální vzduch (EV) ............................................................................ 17 3. ATMOSFÉRICKÉ FRONTY .................................................................................. 18 3.1. Frontogeneze a frontolýza ................................................................................... 18 3.2. Pohyb fronty ........................................................................................................ 19 3.3. Sklon fronty......................................................................................................... 20 3.4. Tlaková pole fronty ............................................................................................. 21 3.5. Rozdělení atmosférických front .......................................................................... 21 3.5.1. Teplá fronta ................................................................................................. 23 3.5.2. Studená fronta.............................................................................................. 25 3.5.3. Okluzní fronta.............................................................................................. 27 4. DATA A METODY .................................................................................................. 29 5. VÝSLEDKY A DISKUZE ....................................................................................... 31 5.1. Porovnání rozdělení zimní a letní sezóny ........................................................... 31 5.2. Porovnání rozdělení zimní sezóny s rozdělením front ........................................ 33 5.3. Letní přechody front ............................................................................................ 39 5.4. Srovnání jednotlivých typů front ........................................................................ 43 6. ZÁVĚR ...................................................................................................................... 46 SEZNAM ZDROJŮ ........................................................................................................ 47 PŘÍLOHY ....................................................................................................................... 48 6

Seznam obrázků a grafů

Seznam grafů Graf 1.

Rozdělení mezidenních průměrných teplot v zimě..………………………31

Graf 2.

Rozdělení mezidenních průměrných teplot v létě…………………………32

Graf 3.

Relativní kumulativní četnosti pro zimu a léto…………………………….32

Graf 4.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front….34

Graf 5.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front………....34

Graf 6.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front….35

Graf 7.

Relativní kumulativní četnosti pro zimu a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v zimě………………………………………………………....36

Graf 8.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front…...39

Graf 9.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front…………..40

Graf 10.

Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front…...40

Graf 11.

Relativní kumulativní četnosti pro léto a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v létě…………………………………………………………..41

Graf 12.

Relativní kumulativní četnosti pro studené fronty pozorované v zimě a studené fronty pozorované v létě………………………………………...44

Graf 13.

Relativní kumulativní četnosti pro teplé fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě…………………………………………………...44

Graf 14.

Relativní kumulativní četnosti pro okluzní fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě…………………………………………………...45

Graf 15. Graf 16.

Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v létě………...49 Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v zimě……….50

Seznam obrázků Obrázek 1. Obrázek 1.

Schematický průřez anafrontou………………………………………...23 Schematický průřez katafrontou………………………………………..23

7

1. Úvod Rozdíly mezidenních teplot jsou dány především zeměpisnou polohou. Bez existence dalších jevů by se roční chod teplot dal vyjádřit jako plynulá a symetrická křivka řízená pouze ročním obdobím v dané zeměpisné šířce. Změna teploty oproti předcházejícímu dni by sice byla nepatrná, ale také pravidelná a kontinuální. Pravidelný roční chod teplot je ovšem rozkolísán řadou faktorů. Mezi nejvýraznější faktory patří cirkulace vzduchu, výskyt oblačnosti a advekce1 vzduchových hmot (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Výskyt oblačnosti a typ vzduchové hmoty spolu do značné míry souvisí. Vzduchové hmoty totiž mají své charakteristické vlastnosti jako je vlhkost a teplota, které se mění jen pozvolna. Právě tyto meteorologické prvky určují vznik charakteristických oblaků v daných vzduchových hmotách (MORGAN, MORGAN1986). Pro změnu mezidenní teploty je proto dobré znát vlastnosti jednotlivých vzduchových hmot. Pokud zohledníme působení vzduchových hmot na změnu teploty a zároveň konstatujeme, že teplota se ve vzduchové hmotě mění obvykle plynule a pozvolna, musíme říct, že největší změny teplot se budou odehrávat na rozhraní dvou odlišných vzduchových hmot. Podle této úvahy dojdeme k závěru, že čím odlišnější vzduchové hmoty se potkají, tím bude změna teploty dramatičtější. Zmíněný závěr ovšem nezohledňuje složitost frontálního rozhraní. Musíme vzít v úvahu, že k celkovému projevu fronty přispívají charakteristiky jako rychlost, sklon nebo vzdálenost od středu cyklóny. Z tohoto pohledu je tedy třeba nejprve pospat charakteristiky front a uvážit možnosti projevů přechodu frontálních rozhraní. Cílem práce je ověřit hypotézu, zda jsou největší změny mezidenních teplot spojeny s přechodem front. Zároveň se můžeme podle výše zmíněné úvahy domnívat, že v den přechodu teplé fronty bude zaznamenán spíše nárůst teploty oproti předešlému dni a naopak v den přechodu studené fronty se teplota oproti předcházejícímu dni spíše sníží. Tím vznikne asymetrie rozdělení mezidenních teplot pro oba soubory. Hypotéza zní: v den přechodu studené fronty teplota pravděpodobně klesne, kdežto v den přechodu teplé fronty teplota pravděpodobně poroste. Při přechodu okluzní fronty se pravděpodobnost ochlazení bude rovnat pravděpodobnosti oteplení. Rozdělení těchto souborů tedy bude odlišné. Dalším cílem práce je porovnat rozdělení změn mezidenních teplot jednotlivých front, které přešly v odlišném ročním období. Problematikou změn denních teplot se zabývalo jen pár studií, například (HUTH, [et al.] 2001). Ve zmiňované práci se autoři zaměřili na porovnání distribuce mezidenních změn maximálních a minimálních teplot z šesti časových řad ve střední Evropě. Porovnávali změny skutečně naměřené a změny odvozené pomocí tří různých statistických metod. Výsledkem mimo jiné bylo zjištění, že šikmost je kladná pro

1

Advekce – přenos tepla prouděním (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

8

minimální teploty v zimě a záporná pro maximální teploty v létě. Existují tedy asymetrie v rozdělení mezidenních teplot pro léto a zimu. Další z prací zabývající se mezidenní změno teplot pochází od autorů (MOBERG, [et al.] 2000) Práce je zaměřená na hledání trendů ve změnách mezidenní teploty od roku 1722 do roku 1833. Autoři porovnali 8 časových řad průměrných teplot z celé Evropy, přičemž cíl práce spočíval ve vysvětlení trendů výkyvů teplot. Nejčastější metodou používanou při analýze časových řad je autokorelace se zpožděním 1-10. Při autokorelaci se hledá závislost dat sama na sobě při časovém posunu 1 až 10 dni (BUHSHAND, BEERSMA 1993), (KALVOVÁ, NEMEŠOVÁ 1998), Další statistické metody zpravidla následují po určení autokorelace.

9

2. Vzduchové hmoty Vzduchová hmota je poměrně rozsáhlá masa vzduchu, která má homogenní vlastnosti. Tedy panuje v ní charakteristický ráz počasí, najdeme zde podobné zvrstvení, pohybuje se ve směru všeobecné cirkulace a prostorové změny meteorologických prvků jsou pomalé a spojité (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Horizontální rozměr vzduchové hmoty může dosahovat až tisíců kilometrů, přičemž vertikální rozměry se pohybují v řádech jednotek kilometrů. Výjimkou však nejsou ani vzduchové hmoty, které vyplňují celý vertikální rozsah až do tropopauzy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Základními meteorologickými prvky, které určují ráz vzduchové hmoty, jsou teplota, vlhkost a podmínky vývoje oblačnosti. Díky turbulentní výměně tepla a vlhkosti jsou výše zmíněné prvky zásadně ovlivněny zemským povrchem. Při vzniku dané vzduchové hmoty tedy převážně záleží na povaze zemského povrchu, který postupně ovlivňuje vzduch, který se nad ním dlouhodobě rozprostírá (BABIKOV 1953). Při změně cirkulačních podmínek se hmota přemístí na delší vzdálenosti, přičemž si do značné míry dále uchovává charakteristické vlastnosti, které nabyla v místě původu. Dalšími meteorologickými prvky, které se často používají k popisu vzduchových hmot, jsou adiabatická ekvivalentní potenciální teplota2 a izobarická ekvivalentní potenciální teplota3. Výhoda těchto prvků je, že nevykazují denní chod a při přemisťovaní vzduchových hmot se mění jen pozvolna. Mluvíme o konzervativních charakteristikách (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V důsledku pohybu z jedné oblasti do druhé se vzduchové hmoty vyvíjejí v čase. Proces přejímání fyzikálních vlastností v průběhu pohybu nápadně připomíná vznik úplně nové vzduchové hmoty třeba i s naprosto rozličnými vlastnostmi. Z tohoto pohledu se tedy vývoj vzduchové hmoty jeví jako nikdy nekončící proces. Změny fyzikálních vlastnosti se nazývají transformace vzduchových hmot (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Pokud se přeměněná vzduchová hmota nepřesune do jiné zeměpisné šířky, mluvíme o relativní transformaci. Pokud ovšem vzduch změní většinu svých charakteristik a zeměpisnou polohu, jedná se již o absolutní transformaci, například při transformaci arktického vzduchu na vzduch mírných šířek. V odborné literatuře existují dvě klasifikace vzduchových hmot - klasifikace termická a geografická.

2

Adiabatická ekvivalentní potenciální teplota – teplota vzduchové částice po úplném adiabatickém vysušení (Při kondenzaci vodní páry se uvolňuje latentní teplo, které vzduch ohřívá). Částice se nejprve nechá teoreticky vystoupat po pseudoadiabatické křivce až do hladiny kondenzace. Následně částice stoupá po nasycené adiabatě až do hladiny úplného vysušení. Nakonec se částice nechá sestoupit suchoadiabatickým sestupem do hladiny 1000 hPa (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 3

Izobarická ekvivalentní potenciální teplota – teplota vzduchové částice, která se nechá teoreticky zcela vysušit podobně jako v minulém případě. Rozdíl spočívá v tom, že se předpokládá, že vodní pára začne kondenzovat při konstantním tlaku p. Po sestupu vzduchové částice do hladiny 1000hPa získáme izobarickou ekvivalentní potenciální teplotu (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

10

2.1. Termická klasifikace vzduchových hmot Termická klasifikace rozlišuje vzduchové hmoty podle relativní teploty vůči okolním vzduchovým hmotám. Klasifikují se: 1. Teplé vzduchové hmoty 2. Studené vzduchové hmoty 3. Místní vzduchové hmoty Podle vývoje vertikálního proudění rozlišujeme vzduchové hmoty stabilní a instabilní (BEDNÁŘ, KOPÁČEK, 2009). Za stabilní je považována vzduchová hmota, ve které panují podmínky nepříznivé pro vznik konvekce. Vertikální teplotní gradient je tedy menší, než nasyceně adiabatický teplotní gradient4 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK, 2009). Zpravidla se vzduchová hmota stává stabilní, když se nachází nad studeným zemským povrchem, který ochlazuje spodní vrstvy, kdežto vrchní vrstvy dále zůstávají teplé. Vertikální teplotní gradient klesá pod 0,6 °C/100m. Ve stabilním vzduchu je častá teplotní inverze (BABIKOV, 1953). Instabilní vzduchová hmota se naopak vyznačuje rychlým poklesem teploty s výškou a vznikem konvekce. Její teplota s výškou klesá rychleji, než teplota, která by odpovídala nasycenému adiabatickému gradientu (BARRY, CHORLEY 1987). Instabilní vzduch je spojen se vznikem konvekčních oblaků, ze kterých pak můžou vypadávat i velmi intenzivní srážky. Ovšem v případě, že je vzduchová hmota zároveň suchá, panuje v nestabilním vzduchu jasné počasí. Nejčastěji se stává vzduchová hmota instabilní, když se nachází nad teplým povrchem. Vzduch v nejnižších patrech se od země ohřívá a stoupá vzhůru. Teplotní gradient tak může překročit 1 °C/100 metrů (BARRY, CHORLEY 1987). Vliv na míru stability a instability vzduchové hmoty mají také tlakové útvary. V případě, že se vzduch nachází blízko anticyklóny nebo hřebenu vysokého tlaku, dochází ve vyšších vrstvách k sesedání vzduchu a vzniku inverzí. Vzduchová hmota se tak stává stabilnější. V opačném případě, pokud se vzduch dostane do blízkosti cyklón, či brázdy nízkého tlaku, začnou na vzduch v přízemní vrstvě působit sbíhavé proudy, které způsobují výstupné pohyby. Vzduchová masa se stává instabilní. Míra stability se často mění i v rámci jednoho dne (BABIKOV 1953). 2.1.1. Teplá vzduchová hmota Za teplé se považují vzduchové hmoty, které při přechodu nad jinou oblast ztrácejí svou teplotu a ochlazují se. Děje se tak v důsledku nerovnováhy tepelné a radiační bilance (HANZLÍK 1946). V Evropě obecně platí, že vzduchové hmoty přicházející z jihu bývají teplé (BABIKOV 1953).

4

Nasyceně adiabatický teplotní gradient – změna teploty nasyceného vzduchu při přemístění o jednotku vzdálenosti ve vertikálním směru při adiabatickém ději. Při teplotě 0 °C a tlaku 1000 hPa je hodnota gradientu 0,6 °C na 100 výškových metrů (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

11

Vznik teplé stabilní vzduchové hmoty se nejčastěji děje při příchodu teplého vzduchu z oceánu, kdy získává stabilitu ochlazováním přízemních vrstev vzduchu od chladného povrchu. Typická je tato situace pro zimu. V létě se naopak teplá stabilní vzduchová hmota objevuje častěji nad oceánem, kdy prohřátý vzduch z pevniny získá stabilitu ochlazováním přízemní vrstvy od oceánu. Vzniká stabilní inverzní zvrstvení s charakteristickými povětrnostními podmínkami. Denní chod teplot je zpravidla nevýrazný (BARRY, CHORLEY 1987). V zimě je pro stabilní teplý vzduch charakteristická vrstevnatá oblačnost typu Stratus (St) a Stratocumulus (Sc). V létě se nad oceánem velmi často vytvářejí advekční mlhy, nad pevninou většinou panuje jasné počasí. Děje se tak zejména z důvodu výskytu teplého stálého vzduchu v anticyklónách, kde převládají sestupné proudy, které přispívají k inverznímu počasí (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Instabilní teplé vzduchové hmoty vznikají nejčastěji při přechodu vzduchu z oceánu nad prohřátou pevninu. Spodní vrstvy se od země ohřívají a vzniká termická konvekce. Dále mohou vznikat při existenci vzestupných proudů, které ochlazují vyšší vrstvy, případně při nerovnoměrné advekci teploty v různých patrech vzduchové hmoty. Růst instability může ovlivnit i měrná vlhkost5. V situaci, kdy je měrná vlhkost u povrchu dostatečně vysoká, zmírní se efektivní vyzařování země a teplota v nižších patrech klesá pomaleji, než teplota ve vyšších výškách. Důsledkem může být vznik nočních bouřek. Denní chod teploty je poměrně malý (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě se teplá instabilní hmota vyskytuje prakticky jen nad mořem nebo v úzkém pásu pobřeží. Vzniká zde mohutná konvektivní oblačnost typu Cumulonimbus (Cb). Při postupu nad pevninu se hmota stává stabilní a oblačnost se mění ve vrstevnatou. V létě se naopak teplý nestabilní vzduch nachází pouze nad pevninou. Charakter počasí je podobný jako v instabilní hmotě v zimě (BABIKOV 1953). 2.1.2. Studená vzduchová hmota Studenou vzduchovou hmotou je myšlen vzduch, který se při přechodu do jiné oblasti postupně otepluje (analogicky ze stejných důvodů, jako u teplé vzduchové hmoty). Zjednodušeně opět platí, že do Evropy přicházejí studené vzduchové hmoty ze severu (BABIKOV 1953). Studený stabilní vzduch se velmi často rozprostírá nad Evropskou pevninou v zimě, kdy je zem dostatečně prochlazená, aby si vzduchová hmota udržela stabilní charakter. Významně k tomu přispívá i sněhová pokrývka. V létě se stabilní vzduch nachází pouze v Arktidě nad zaledněným oceánem. Díky chladnému podkladu se zápornou radiační bilancí dochází k ochlazování přízemních vrstev jak v noci, tak ve dne. Tímto způsobem se tak může ochlazovat vrstva až 2 km mohutná (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Ovšem 5

Měrná vlhkost vzduchu – ukazatel vlhkosti, který udává hmotnost vodní páry obsažený v jednotce vlhkého vzduchu. Výsledek se uvádí v gramech vodní páry na kilogram vlhkého vzduchu. (SOBÍŠEK, [et al.] 1993)

12

stabilitu může studený vzduch získat až nad Evropským kontinentem, kdy se poměrně nestabilní studený vzduch proudící se severu nasune nad podchlazenou zem a následně tak získá stabilitu (VRÜMMER 1996). V zimě převládá v této vzduchové hmotě jasné a mrazivé počasí, přičemž se těžký, studený a suchý vzduch roztéká a v údolích či nížinách se vytváří jezera studeného vzduchu. Pro střední Evropu se tento typ počasí váže pouze na kontinentální vzduchovou hmotu, která je popsaná níže. V případě, že se do Evropy dostane vlhky a studený vzduch, je počasí o poznání mírnější a je doprovázeno vrstevnatou oblačností. V létě se studená stabilní vzduchová hmota v Evropě neobjevuje (BABIKOV 1953). Instabilní studený vzduch se do Evropy dostává ze severu jako maritimní arktický vzduch nebo jako maritimní vzduch střední šířek. V létě je vzduch při postupu ze severu oteplován mořskou hladinou a při přechodu nad zemský povrch se zpravidla instabilita ještě zvětšuje. V zimě mají tyto vzduchové hmoty při přechodu z oceánu nad pevninu charakter teplého vzduchu, protože teplota nad prochlazenou zemí je daleko nižší než nad mořem. Ve vyšších patrech je ovšem mořský vzduch chladnější než vzduch kontinentální. Přicházející vzduchová hmota si svou instabilitu dokáže udržet jen u pobřeží, pak se díky nízkým teplotám povrchu postupně transformuje na stabilní (BURKE 1945). Počasí doprovázející instabilní studený vzduch se různí podle místa vzniku vzduchové hmoty. V případě, že se jedná o suchý studený vzduch proudící ze severu, může nastat situace, kdy i přes instabilitu panuje jasné počasí (bezoblačná konvekce). Může za to malá vlhkost a malá vertikální mohutnost. V případě vlhké a vertikálně rozsáhlé vzduchové hmoty může vznikat značná kupovitá oblačnost s možným vývojem Cb (BURKE 1945). K takovému vývoji je však nutné splnění několika podmínek, jako je vertikální mohutnost alespoň 6 – 7 km, probíhající intenzivní termická konvekce, poměrně slabé proudění vzduchu v nižších patrech vzduchové hmoty a vysoká měrná vlhkost. V zimě jsou mraky typu Cb nad střední Evropou ploché a vznik bouřek je vzácný (BABIKOV 1953). V létě se nad pevninou zpravidla střídá počasí, kdy vzniká kupovitá oblačnost v odpoledních hodinách, s jasnou oblohou v noci a ráno. Kupovitou oblačnost doprovázejí přeháňky, v případě vývoje Cb mohou přijít velmi intenzivní přívalové srážky a krupobití. Ve zmíněné vzduchové hmotě je v létě velký denní chod teploty. V zimě jsou nad mořem a na pobřeží časté přeháňky a intenzivní deště (BABIKOV 1953).

13

2.1.3. Místní vzduchová hmota Za místní se vzduchová hmota považuje v případě, když se v dané oblasti zdržuje delší dobu. Má tedy čas převzít charakteristické vlastnosti oblasti. Vznikají tak stabilní i instabilní hmoty jen podle charakteru podloží. Stabilní místní vzduchové hmoty jsou obvykle v létě nad oceány a v zimě nad pevninou. Instabilní hmoty jsou naopak typicky v létě nad pevninou a v zimě nad oceánem (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

2.2. Geografická klasifikace vzduchových hmot Geografická klasifikace závisí na zeměpisné poloze oblasti vzniku typů vzduchových hmot. Rozlišují se: 1. Arktický vzduch 2. Vzduch mírných šířek (Polární vzduch) 3. Tropický vzduch 4. Ekvatoriální vzduch Každý z typů se následně rozlišuje na mořský (maritimní), nebo kontinentální (pevninský) podtyp. Výjimku tvoří ekvatoriální typ, ve kterém se rozdíly mezi mořským a pevninským vzduchem stírají díky vysoké teplotě a značné vlhkosti (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 2.2.1. Arktický vzduch (AV) Arktický vzduch se tvoří nad Arktidou v arktickém bazénu, v zimě je to prakticky celá oblast za severním polárním kruhem s výjimkou Norského moře, které je oteplováno Severoatlantským proudem a v létě se jedná o zaledněnou část Arktidy. AV je chladná a suchá vzduchová hmota (MORGAN, MORGAN 1986). Vertikální rozsah se nejčastěji pohybuje od 4 do 6 km, v některých případech dosahuje až po tropopauzu. Při přemístění k jihu se díky roztékání chladnějšího a hustšího vzduchu výška snižuje až na 1 – 3 km (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Arktický kontinentální vzduch (cAV) při svém postupu do nižších zeměpisných šířek nepřechází přes otevřené moře či oceán. Je tedy velmi suchý a průzračný. Do střední Evropy se cAV dostává ze severovýchodu, kde se vzduch přemisťuje ze zaledněných oblastí rovnou nad kontinent. Podobnou situaci najdeme v celém severním Rusku a Kanadě (MORGAN, MORGAN 1986). V zimě je cAV studená chladná a stabilní hmota doprovázená velmi mrazivými dny. Počasí je jasné a díky nízké vlhkosti prakticky bez mraků. V údolích a nížinách se typicky projevuje inverzní ráz počasí. V létě má cAV charakter instabilní hmoty, protože se dostává do oblastí s relativně prohřátým vzduchem. Vzniklé konvektivní proudění ovšem nedává vzniknout mohutným oblakům Cb, ale jen drobným kupovitým oblakům a to z důvodu již zmiňované malé vlhkosti (BABIKOV 1953).

14

Arktický maritimní vzduch (mAV) se při postupu k jihu dostává nad teplejší volné moře a oceán. Postupně se vzduchová hmota stává vlhkou a instabilní. Do Evropy se dostává mAV ze severu a severozápadu, z oblastí Skandinávie. Putují přitom přes Barentsovo nebo Norské moře. Mnohem typičtější je mAV pro západní, než střední Evropu (BUSINGER, REED 1989). V zimě přináší mAV četné sněhové srážky, avšak při přechodu nad studenou pevninu, se mAV postupně stává stabilnější a sněžení se střídá s jasnou oblohou. Přízemní teplota je díky oceánu a moři vyšší než u cAV a proto počasí není tak mrazivé. V létě je mAV prakticky jen instabilní hmotou. Díky vysoké vlhkosti a existenci konvekce, je příchod mAV doprovázen vznikem oblaků typu Cumulus (Cu) a Cb, což je často spojeno s vypadáváním dešťových srážek (BABIKOV 1953). 2.2.2. Vzduch mírným šířek (VMŠ), polární vzduch Vzduch mírných šířek, dříve polární vzduch, se na severní polokouli tvoří v pásu 40°-70° s.z.š. Záleží při tom na ročním období, kdy v zimě se tento pás vymezuje 40°-65° s.z.š. a v létě 50°-70° s.z.š.. Ve starší literatuře se jako jižní hranice letního i zimního pásu uvádí 45° (BABIKOV 1953). Charakter vzduchové hmoty mírných šířek je ovlivněn okolními vzduchovými hmotami. Obecně platí, že vznikne-li vzduchová hmota v blízkosti AV, je spíše chladnější a naopak, vznikne-li v blízkosti tropického vzduchu, je spíše teplá (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Vertikální rozsah VMŠ je mohutný až po tropopauzu. Ve starších zdrojích se VMŠ rozlišuje na čerstvý (studený) a teplý, přičemž čerstvou vzduchovou hmotou je myšlen mVMŠ přicházející od severozápadu, mající charakteristiky podobné arktickému vzduchu. Za teplý je považován vzduch přicházející od jihozápadu (BABIKOV 1953). Kontinentální vzduch mírných šířek (cVMŠ) vzniká přeměnou vlhkého maritimního vzduchu při přechodu nad Evropskou a posléze Asijskou pevninu. Případně se může vyvinout z arktického vzduchu. Teploty v cVMŠ mohou být občas velmi nízké a to nižší než teploty v arktickém vzduchu. Vzduch cVMŠ je velmi suchý a proto zde vzniká jen drobná kupovitá oblačnost (BURKE 1945). V zimě je cVMŠ stabilní a studenou vzduchovou hmotou. Díky nízké vlhkosti převládá jasné a mrazivé počasí. Pokud cVMŠ vznikne z mořského vzduchu, může mít vzduch dostatek vlhkosti k tvorbě mlh a vrstevnatých oblaků. V létě je cVMŠ především instabilní. Ovšem v důsledku nízké vlhkosti nedochází k tvorbě oblačnosti a počasí je tak jasné podobně jako u cAV. Teplota v létě je poměrně vysoká, rozdíly mezi dnem a nocí jsou však značné. Denní amplituda může dosáhnout víc než 15°C (BABIKOV 1953).

15

Maritimní vzduch mírných šířek (mVMŠ) vzniká nad Atlantickým oceánem a následně putuje východním směrem nad Evropu. Díky převládajícímu západnímu proudění se tak nad západní Evropu dostává mVMŠ poměrně často (BURKE 1945). V zimě přichází nad Evropu jako instabilní vzduchová hmota. Tuto charakteristiku si uchovává i několik dní poté, co se nasune nad studený kontinent. Postupně se pak stává stabilní. Příchod mVMŠ je spojen s oteplením. Ve střední Evropě teploty mnohdy vystupují nad 0°C a nastává obleva. Příchod mVMŠ je často doprovázen intenzivním sněžením nebo dešti. Původní konvektivní oblaka se po ztrátě instability, postupně roztahují a vzniká vrstevnatá oblačnost. V létě je mVMŠ zpravidla chladnější, než vzduch nad kontinentem a po příchodu mořského vzduchu se ochladí. Takto nestabilní vzduchová hmota, se nad teplým kontinentem postupně v nižších patrech ohřívá a stává se ještě nestabilnější. Tvoří se vyvinutá kupovitá oblačnost a silné bouřky s velmi intenzivními srážkami. Ve střední Evropě nastává klasické letní počasí se vznikem konvektivní oblačnosti v odpoledních hodinách a jasnou oblohou v noci (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). VMŠ se při postupu ze západu na východ pomalu transformuje z maritimního typu na typ kontinentální. Vzduch ztrácí vlhkost a zvětšuje se denní amplituda teplot (BURKE 1945). 2.2.3. Tropický vzduch (TV) Typickou oblastí vzniku tropických vzduchových hmot jsou pouště severní Afriky a Arábie a pás subtropických zeměpisných šířek v Atlantském oceánu. V létě se oblast vzniku často posouvá k severu a tropické vzduchové hmoty mohou vznikat nad Středozemním mořem nebo Malou Asií. Příchod TV nad Střední Evropu, je většinou spojen s oteplením, v zimě se dají čekat oblevy a v létě tropické dny (BABIKOV 1953). Jedná se o nejteplejší vzduchové hmoty. Tropický vzduch může dosahovat až k tropopauze (SELUCHI, MARENGO 2000). Kontinentální tropický vzduch (cTV) je velmi teplou vzduchovou hmotou, kde teplota často přesahuje 30 °C. Do Evropy postupuje z jihu a jihovýchodu z pouštních oblastí. Ovšem v létě mohou cTV vznikat i nad Evropou v oblastech do 50° s.z.š.. Vzduch je tedy poměrně suchý a prašný a dohlednost je výrazně omezená. Nad Evropou se projevuje charakteristickým počasím, kdy odpoledne vzniká mohutná konvektivní oblačnost, spojena s bouřkami a lijáky. V noci a dopoledne panuje jasné a teplé počasí (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě má cTV charakter stabilní teplé vzduchové hmoty. Tvoří se rozsáhlá vrstevnatá oblačnost doprovázenou mrholením. V zimě se TV při cestě nad Evropu zpravidla nedostává severněji nad 55° s.z.š.. V létě se naopak může dostat daleko na sever až k Severnímu ledovému oceánu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Vzduchová hmota v létě nad pevninou lehko získává instabilitu a projevuje se zde typické počasí instabilních vzduchových hmot (SELUCHI, MARENGO 2000). 16

Maritimní tropický vzduch (mTV) přichází nad Evropu z jihozápadu. Vzduch je velmi teplý a vlhký. V oblastech vzniku je zpravidla instabilní, ovšem při přechodu nad pevninu získává stabilitu (především v zimě), (BABIKOV 1953). 2.2.4. Ekvatoriální vzduch (EV) Jedná se o typickou vzduchovou hmotu v oblasti konvergence pasátů. Podle Kopáčka a Bednáře (2009), můžeme EV charakterizovat jako přeměněný tropický vzduch putující k jihu, respektive k severu, pomocí pasátů. Absencí pasátové inverze dochází k vývoji mohutných konvektivních oblaků, ze kterých vypadávají velmi intenzivní dešťové srážky. Vzduchovou hmota se na kontinentální a maritimní nerozlišuje. Nad Evropou se nevyskytuje.

17

3. Atmosférické fronty Pojem atmosférická fronta v nás může vyvolávat dojem, že se jedná o striktně vymezenou hranici, oddělující dvě navzájem odlišné vzduchové hmoty. Představa jednoznačně identifikovatelné čáry, či linie, se umocňuje při pohledu na synoptickou mapu. Do jisté míry není toto intuitivní chápání daleko od pravdy, vždyť i jedna z definic fronty říká, že se jedná o čáru, ve které se plocha rozhraní protíná se zemským povrchem, nebo určitou tlakovou hladinou (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Ovšem pojetí fronty jen jako čáry je omezující a nepřesné. Frontu, jakožto rozhraní mezi vzduchovými hmotami, je tedy praktičtější chápat jako úzkou přechodovou zónu (BARRY, CHORLEY 1987), popřípadě jako pásmo styku různých vzduchových hmot (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Přechodovou zónu mezi vzduchovými hmotami tvoří vrstva s vertikálním rozsahem do několika set metrů (BABIKOV 1953). V měřítku front se vrstva zjednodušeně označuje jako frontální plocha. Průnik frontální plochy se zemským povrchem, popřípadě s určitou tlakovou hladinou, se nazývá čára fronty. Díky velmi malému sklonu fronty, běžně pod 1°, však čára fronty tvoří přechodný pás, který může mít šířku i desítky kilometrů. V kontextu délek front, kde se v literatuře uvádí až tisíce kilometrů, je šířka přechodného pásu zanedbatelná a označení čára fronty se tedy jeví jako přiléhavé (BARRY, CHORLEY 1987). Přechod front je doprovázen znatelnými změnami meteorologických prvků. Děje se tak v důsledku odlišných charakteristik sousedních vzduchových hmot, které se na svém rozhraní spolu nemísí. Naopak utváří se frontální plocha s malým vertikálním gradientem teploty nebo inverzí (MORGAN, MORGAN 1986). Rozhraní mezi vzduchovými hmotami ovšem nemusí mít vždy charakter fronty. V případě, že se vzduchové hmoty začnou mísit, fronty vůbec nevznikají a přechod je pomalý a pozvolný (BABIKOV 1953).

3.1. Frontogeneze a frontolýza Pro vytvoření frontálního rozhraní mezi dvěma vzduchovými hmotami musí existovat vhodné podmínky. Podle Stone (1964) patří mezi základní předpoklady pro vznik fronty přítomnost horizontálního gradientu teploty6 (v místě styku vzduchových hmot). Dá se tedy zjednodušeně uvést, že všechny procesy, které vedou ke zvětšování horizontálního gradientu teploty, působí pozitivně při vzniku front. Souhrnně se zmíněné procesy označují jako frontogeneze. Působí-li ovšem frontogeneze jen krátce nebo není dostatečně intenzivní, frontální rozhraní nevznikne (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

6

Horizontální teplotní gradient – změna teploty na jednotku vzdálenosti ve vodorovném směru (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

18

Opakem frontogeneze je frontolýza. Analogicky se frontolýza dá popsat jako soubor procesů, které působí negativně pro vznik frontálního rozhraní. V oblastech působení frontolýzy dochází ke snižování vertikálního teplotního gradientu. Vytváření fronty je kromě přítomnosti frontogeneze navíc ještě podmíněno existencí sbíhavosti větru v mezní vrstvě atmosféry. Samotný výskyt sbíhavých větrů se ovšem za frontální rozhraní považovat nedá. Při přechodu slabé fronty nebo při souběžné existenci intenzivní frontogeneze ale dochází k zostření fronty nebo ke vzniku nového rozhraní. Výskyt sbíhavého proudění větru je do značné míry dán orograficky. V této souvislosti se tedy jedná o orografickou frontogenezi (STONE 1964). Zkoumáním frontogeneze a frontolýzy z pohledu polohy proudnic a izoterm se zabývá obor kinematika frontogeneze. Vlivem termodynamických procesů se zabývá termodynamika frontogeneze a změny horizontálního gradientu teploty studuje dynamika frontogeneze.

3.2. Pohyb fronty Výpočet rychlosti postupu fronty je závislý především na směru pohybu vzduchových hmot. Podle Kopáčka a Bednáře (2009) má smysl počítat jen se složkou rychlosti, která působí kolmo na frontální rozhraní. Tedy vane-li vítr ve vzduchových masách podél rozhraní, vzduchové hmoty se vůči sobě přemisťují, ale fronta samotná zůstává na místě. Naopak vane-li vítr kolmo na rozhraní, dá se rychlost posunu fronty spočítat jako úplná složka rychlosti gradientového větru. V ostatních případech, kdy fronta protíná izobary pod určitým úhlem, je rychlost fronty závislá pouze na složce kolmého působení gradientového větru. Rychlost posunu fronty také závisí na hustotě izobar, přičemž platí, že čím je vzdálenost izobar menší, tím silněji podél nich vítr vane a tím je i rychlost přesunu front vyšší (BABIKOV 1953). Detekce pohybu front se provádí z izohyps v absolutní topografii 700 a 500 hPa. Rychlost fronty se dá spočítat podle vzorce 3.1 (BABIKOV 1953).


ி    ௭
 .

(3.1)

Člen na levé straně rovnice
ி označuje výslednou rychlost pohybu fronty.  představuje složku rychlosti gradientového větru, který působí kolmo na rozhraní fronty. Úhel  udává sklon fronty k horizontální rovině a konečně ௭ představuje výstupnou rychlost podél fronty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Při dosazení do vzorce zjistíme, že při výstupných proudech, tedy kladných hodnotách členu ௭ , je výsledná rychlost fronty nižší, než je pouze gradientová složka proudění. Ovšem v případě sestupných proudů a tedy i záporné hodnoty ௭ , je rychlost fronty naopak vyšší, než jen gradientová složka (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V jiných zdrojích se pro výpočet rychlosti uvádí vzorec 3.2 (BABIKOV 1953).

19







∆

.

(3.2)

  ∆


Princip ovšem zůstává podobný, spočítat složku rychlosti gradientového větru působícího kolmo na frontu ௙ . Člen  udává zeměpisnou šířku fronty, člen ∆ představuje rozdíl tlaků dvou sousedních vzduchových hmot a ∆ udává vzdálenost mezi dvěma sousedními izobarami podél čáry fronty. Směr posunu fronty je naprosto zásadní pro vývoj počasí. V literatuře se rozlišují fronty, jejichž směr pohybu je směrem z teplého vzduchu do studeného. Jedná se pak o teplou frontu. V opačném případě, postupuje-li fronta ze studeného do teplého vzduchu, mluví se o studené frontě. V případě zmíněném na začátku kapitoly, tedy pokud je složka gradientového větru působícího kolmo na frontu nulová a fronta setrvává na místě, mluvíme o stacionární frontě (SHAPIRO, KEYSER 1990).

3.3. Sklon fronty Sklon fronty je jednou z charakteristik tvaru frontální plochy, která má vliv na charakter počasí při přechodu front. Pro výpočet sklonu frontální plochy je nezbytné přijmout předpoklad, že tlakové pole v příčném řezu fronty je spojité. V opačném případě by nespojitost dala vzniknout teoreticky nekonečně velikým rychlostem větru a nekonečně velikému gradientu tlaku. Rychlý vítr a velký gradient tlaku by způsobil rozpad fronty prakticky v okamžiku jejího vzniku (SHAPIRO, KEYSER 1990). Výpočet sklonu se obvykle provádí s využitím Margulesova vzorce pro sklon stacionární fronty. (3.3)


  

௙ ்మ ௩భ ି்భ ௩మ ௚

்మ ି்భ

.

(3.3)

Do rovnice vstupují teploty vzduchových hmot, které jsou frontou odděleny. Jedná se o členy ଵ a ଶ . Členy ଵ a ଶ představují rychlosti a směr větru ve vzduchových hmotách. Směr větru nabývá kladných a záporných hodnot. Záporný je vítr v případě, když vane čelem k pozorovateli, který stojí na čáře fronty a po levé ruce má teplou vzduchovou hmotu. Vítr ve stacionární frontě vane jen podél rozhraní. Označení dolním indexem 1 značí studený vzduch a 2 vzduch teplý. Člen g představuje tíhové zrychlení, g = 9,8 m.s-2 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Člen značí Coriolisův parametr, který se vypočte ze vzorce (3.4), (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).


 2 sin  .

(3.4)

Do vzorce vstupuje člen ω, který představuje velikost úhlové rychlosti zemské rotace a φ, který vyjadřuje zeměpisnou šířku. φ se pro severní polokouli dosazuje v intervalu od 0 do 90°. Po dosazení do vzorce (3.3) je jasné, že velikost sklonu určuje především poměr Coriolisova parametru a tíhového zrychlení. Bez ohledu na charakter vzduchu lze připustit, že výsledný sklon  bude velmi malý. Praktická pozorování potvrzují, že 20

sklon frontálních ploch nabývá hodnot v rozmezí   = 0,02 až výjimečně

  = 0,001, což odpovídá sklonu od 2° do 0,1° (BABIKOV 1953).

3.4. Tlaková pole fronty Změna tlaku je charakteristickým průvodním jevem přechodu fronty. Vyplývá to z charakteristiky front jako rozhraní dvou odlišných vzduchových hmot, které mají rozdílné teploty, hustoty a tedy i tlak (SANDERS 1955). Pro zjednodušený popis tlakových poměrů se dá použít vzorec (3.3), který opět popisuje situace na stacionární frontě. Při styku vzduchových hmot lze předpokládat, že frontální plocha bude ukloněná směrem do studenější z nich. Z fyzikálních důvodů není možné, aby se studený vzduch nasouval nad teplý. Zmíněná úvaha tedy předpokládá, že člen tg α musí být vždy kladný. Při zachování významu indexů, kde 1 představuje SV a 2 TV, můžeme prohlásit, že po dosazení do vzorce (3.3) bude jejich rozdíl při zanedbání větru taktéž vždy kladný. Podmínka tg α > 0 tedy závisí jen na směru a rychlosti větru (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Frontální rozhraní může existovat jenom tehdy, pokud je vektorový rozdíl rychlosti proudění vzduchu kladný (SHAPIRO, KEYSER 1990). Zároveň platí, že pokud je vektorový rozdíl kladný, má tlakové pole tvar brázdy. Pokud je rozdíl záporný, tvoří se hřeben vysokého tlaku vzduchu. Z výše uvedených důvodů fronty existují jen v brázdách nízkého tlaku vzduchu (BARRY, CHORLEY 1987). Tlaková tendence atmosférických front udává změnu tlaku v určitém místě za jednotku času. Znázorňuje se pomocí izalobar, což jsou čáry, které spojují místa se stejnou tendencí. Záporná tendence značí pokles tlaku a naopak kladná růst tlaku. Změny tlakových tendencí mohou být způsobeny pohybem tlakové brázdy, tedy translační změnou tlaku. Velikost translační tlakové změny závisí na rozmístění a orientaci izobar po směru pohybu tlakové brázdy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Tlakové tendence mohou být taktéž způsobeny prohlubováním nebo vyplňováním brázd nízkého tlaku. V případě rychlého prohlubování brázdy, v níž leží studená fronta, se může záporná tlaková tendence dostat i za frontální rozhraní a pokles tlaku tak probíhá i za studenou frontou. Naopak pokud se brázda nízkého tlaku, kde leží teplá fronta, dostatečně rychle vyplňuje, dostává se kladná tendence před rozhraní a tlak tedy roste už před teplou frontou. V případě stacionární fronty, kdy nepůsobí žádné translační změny talku, jsou tlakové tendence řízeny pouze vývojem brázdy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

3.5. Rozdělení atmosférických front V odborné literatuře existuje několik klasifikací, přičemž každá z nich klade důraz na odlišnou charakteristiku, či příznak. 21

Nejčastěji používanou charakteristikou při tvorbě klasifikace je pohyb frontální čáry. Rozlišují se: 1) 2) 3) 4)

Teplé fronty – frontální čára se pohybuje směrem do studeného vzduchu Studené fronty – frontální čára se pohybuje směrem do teplého vzduchu Stacionární fronty – pohyb frontální čáry je drobný, až zanedbatelný Okluzní fronta – vzniká, když se frontální čára studené fronty setká s frontální čárou teplé fronty.

Podrobná charakteristika jednotlivých typů je uvedena níže v příslušných podkapitolách. U studené fronty se dále rozlišují fronty 1. a 2. typu (BABIKOV 1953). Podle délky, časového trvání a podle role při ovlivňování cirkulačních podmínek se fronty dělí na: 1) Základní fronty – v různých zdrojích se uvádí jako fronty hlavní. Mohou se na nich formovat jednotlivé cyklóny, případně celé rodiny cyklón. Dosahují délek tisíců kilometrů a na synoptické mapě jsou zřetelné několik dnů až týden. 2) Podružné fronty – obvykle oddělují vzduchové hmoty stejného typu. Délka fronty se pohybuje ve stovkách kilometrů. Životnost je jeden až dva dny. 3) Čáry instability – nejsou plnohodnotnými frontami ve smyslu rozhraní mezi vzduchovými hmotami. Jde o liniově uspořádané seskupení bouřkové oblačnosti, která se vyskytuje před a za studenou frontou ve vzdálenosti do 500 km. Šířka zmíněné linie je do 50 km. Rozpadá se po několika hodinách (SKŘEHOT 2006). Další uváděná klasifikace rozlišuje fronty podle vertikálního rozsahu. Jedná se o: 1) Troposférické fronty – fronty v rozsahu celé troposféry, zpravidla jsou to zároveň fronty základní. 2) Přízemní fronty – vertikální rozsah 2-3 km, obvykle se jedná o podružné fronty. 3) Výškové fronty – rozhraní, které nedosahuje zemského povrchu. Změna meteorologických prvků se při zemi tedy neprojeví (BARRY, CHORLEY 1987). Často zmiňovaná je taktéž zeměpisná klasifikace, kde fronty oddělují dvě zeměpisně odlišné vzduchové hmoty. 1) Arktická fronta – jako rozhraní mezi arktickým a polárním vzduchem. 2) Polární fronta – jako rozhraní mezi polárním a tropickým vzduchem. 3) Tropická fronta – jako rozhraní mezi tropickým a ekvatoriálním vzduchem. Objevuje se však pouze ve starší literatuře, přičemž bývá vynechávána z důvodu složité cirkulační situace mezi těmito vzduchovými hmotami. Pro detailnější popis charakteru front se užívá rozdělení popisující cirkulační pohyby vzduchových hmot podél rozhraní. Klasifikace rozděluje fronty na anafronty 22

a katafronty. Za anafronty jsou považovány ty případy, kdy nad frontální plochou existují vzestupné pohyby teplého vzduchu. Vzduch je adiabaticky ochlazován a vypadávají srážky (obr. 1). V případě katafront převládají podél rozhraní sestupné pohyby, vzduch se dostává blíž k zemi, ohřívá se a nevypadávají srážky (obr. 2.), (BROWNING 1985 a).

Obrázek 1. Schematický průřez anafrontou (BROWNING 1985 b)

Obrázek 2. Schematický průřez katafrontou (BROWNING 1985 b)

V synoptické meteorologii se dále používá výraz zvlněná fronty. Jedná se o fronty, na kterých se vyskytly deformace ve tvaru vln. Fronta se stává z několika úseků teplých a studených front. Na jednotlivých vlnách se mohou vyvinout nové talkové níž. 3.5.1. Teplá fronta Teplá fronta se dá charakterizovat jako rozhraní vzduchových hmot postupující do studeného vzduchu. Vzniká na přední straně cyklóny při nasouvání teplého vzduchu nad ustupující klín studeného vzduchu. V synoptických mapách se teplá fronta značí červenou respektive černou čárou s plnými půlkruhy orientovanými po směru posunu

23

rozhraní. Sklon frontální plochy se pohybuje do půl stupně, což způsobuje charakteristické vrstevnaté uspořádání oblaků (BABIKOV 1953). Na teplé frontě se vyvíjí oblačnost typu Ci, Cs, As, Ns, St, při vhodných podmínkách i konvektivní oblaka Cb a Sc. Oblast intenzivního vypadávání srážek leží vždy před čárou fronty. Jedná se o pás široký obvykle přes 300 km. Intenzita srážek je ovšem do značné míry ovlivněna orografií. V případě postupu fronty přes hory se intenzita vypadávání srážek zvyšuje na návětrné straně. Délka fronty často dosahuje rozměrů přes 1000 km (BARRY, CHORLEY 1987). Vertikální mohutnost oblačnosti teplé fronty velmi závisí na intenzitě výstupu teplého vzduchu nad vzduch chladný. Vznikne-li silné výstupné klouzání, vyvíjí se mohutná vrstevnatá oblačnost s mohutností až 6 km. Obvykle se jedná o teplé anafronty, které se nacházejí ve střední části cyklóny. Naopak, je-li výstupné klouzání slabé, nebo začne převládat sestupné proudění, výška oblačnosti může v ojedinělých případech dosahovat jen 1 km. Jedná se o teplé katafronty. Slabé výstupné proudy se nachází především na okrajích cyklón. Mohutnost oblaků závisí i na stabilitě vzduchových hmot. Platí, že pokud je teplý vzduch silně stabilní, vytváří se St, ze kterého jen mrholí nebo nevypadávají žádné srážky. Pokud je teplý vzduch velmi instabilní, vznikají vysoká bouřková oblaka Cb a Sc (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Charakteristickými rysy teplé fronty jsou změna směru větru a změna teploty po přechodu rozhraní. Platí, že ve vyšších výškách bývají změny menší než u zemského povrchu. Platí to jak pro vítr, tak pro teplotu. Po přechodu fronty se obvykle vítr stáčí o 30° až 90° doprava. Teplota za frontou roste, přičemž největší nárůst je zaznamenáván bezprostředně po přechodu frontální čáry (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V průběhu přechodu frontálního systému se může projevit maskování teplé fronty. Jedná se o jev, kdy teplota vzduchu začne růst ještě před frontální čárou. Samotný přechod rozhraní je tak méně zřetelný. Maskování teplé fronty má několik typických příčin charakteristických pro léto a zimu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě panují nejvhodnější podmínky při jasném počasí, kdy působí velké radiační vyzařování zemského povrchu a vzduch při zemi je tak chladný. Po příchodu frontální oblačnosti se změní radiační podmínky a teplota při zemi začne růst. Nárůst teploty může být v součtu větší, než při následovném přechodu frontální čáry. Oteplení je tedy jenom mírné. O maskování teplé fronty se jedná i v případě, kdy je přechod ovlivněn orografií. Teplá fronta při svém přechodu není schopná vytlačit chladný vzduch z kotlinových údolí a musí se nasouvat na něj. Vznikají tak jezera chladného vzduchu. Při zemském povrchu se tedy po přechodu teplé fronty neoteplí, ale naopak vznikají silné inverze (BARRY, CHORLEY 1987). V létě nastávají situace, kdy se teploty vzduchových hmot liší jen málo. Pokud se před frontou octne suchá kontinentální vzduchová hmota, mohou teploty při zemi být 24

dokonce vyšší než za čárou fronty. Jedná se o případ, kdy se po přechodu teplé fronty u zemského povrchu ochladí. Pro detekci takové teplé fronty se používají výškové mapy, přičemž před teplou frontou musí být zřetelná teplá advekce7 (BABIKOV 1953).

Typický přechod teplé fronty Příchod teplé fronty je doprovázen charakteristickou oblačnosti vysokého patra. Zprvu se jedná o jednotlivá oblaka typu Ci uncius, což jsou protáhlá oblaka s nápadnými “háčky“. Postupem času se počet cirrů zvyšuje a tvoří se jednolitá vrstva Cs. Pokud je vzduch vysokého patra instabilní, vznikají cirrokumuly. Tlak vzduchu začíná pozvolna klesat. Rychlost větru v přízemní vrstvě se zvyšuje (SEIFERT 1987). Přímo úměrně s přibližováním čáry fronty klesá výška základen oblaků. Postupně lze pozorovat vývoj oblačnosti typu As, případně Ac, přičemž záleží na charakteru teplé vzduchové hmoty. Pokud je vzduch stabilní, tvoří se As. Naopak v instabilní vzduchové hmotě se vyvíjí Ac, popřípadě začínají růst jednotlivé Cb. Z oblaků středního patra již vypadávají srážky. Tlak vzduchu začíná klesat strměji (SEIFERT 1987). S postupem fronty oblačnost středního patra pozvolna klesá a základny oblačnosti se dostávají až k zemskému povrchu. Oblaka As plynule přecházejí ve vrstvu Ns a případné Cb se již plně vyvíjejí. Srážky mají charakter vytrvalého deště nebo sněžení. V chladné části roku vypadává podchlazený déšť. Tlak strmě klesá. V blízkosti čáry fronty se typicky vyskytují oblaka typu Ns. Vytrvalý déšť slábne. Po přechodu fronty déšť ustává úplně, popřípadě přechází v mrholení. Vrstevnatá oblačnost se protrhává a rozpouští. Teplota vzduchu, zejména v zimě, roste. V létě je teplota více ovlivněná denním chodem. Vítr před frontou je stálý, po přechodu čáry fronty se prudce stáčí doprava. Počasí za frontou záleží na charakteru vzduchové hmoty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 3.5.2. Studená fronta Studenou frontou je myšleno rozhraní vzduchových hmot, kde studený vzduch proniká směrem do teplého. Značí se modrou, respektive černou čárou s plnými trojúhelníky orientovaným po směru chodu fronty. Sklon frontální plochy závisí na rychlosti, kterou se pohybuje. Platí, že pokud se fronta pohybuje rychle (až 50 km/h) je sklon příkrý až 2°. V případě, kdy se fronta pohybuje pomalu, je i sklon mnohem mírnější (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Sklon frontální plochy je hlavní faktor ovlivňující šířku pásu srážek podmíněných přechodem studené fronty. Rychlá studená fronta ovlivňuje pás široký zhruba 80 km, naopak fronta s malým sklonem ovlivňuje pás široký až 150 km. Délka rozhraní může dosahovat více než 3000 km. Podle sklonu a oblasti vypadávání srážek se studené fronty dělí na fronty 1. a 2. druhu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 7

Teplá advekce - advekce způsobující oteplení (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

25

Studené fronty 1. druhu se vyznačují malým sklonem a malou rychlostí. Studený vzduch vytlačuje teplý jen pozvolna, což umožňuje existenci výstupných teplých proudů podél frontální plochy. Tvoří se vrstevnatá oblačnost typu Ns a As. Pásmo srážek je protaženo za čáru fronty do vzdálenosti až 150 km. Fronta 1. typu se často vytváří na okraji cyklón v místech, kde studená fronta přechází v teplou. Případně vzniká v oblastech, kde je čára fronty téměř rovnoběžná s okolními izobary (např. ve velmi protáhlé brázdě nízkého tlaku). Studená fronta 1. druhu má vlastnosti anafronty (HOBBS, ... [et al.]. 1979). Studené fronty 2. druhu jsou zpravidla rychle se pohybující fronty, jejichž sklon může mít v přední části až 2°. Díky této kombinaci lze v teplém vzduchu pozorovat velmi intenzivní výstupné proudy v oblasti čáry fronty. Vzniká tak mohutná konvektivní oblačnost typu Cb. V oblastech teplého vzduchu nad frontální plochou převládají sestupné kompenzační proudy. Fronta má tedy charakter katafronty. Šířka pásma vypadávání srážek bývá díky velkému sklonu frontální plochy do 80 km, přičemž část leží před čárou fronty. Srážky jsou zpravidla prudké a doprovázené bouřkami, mohou vypadávat i kroupy. Srážky mají charakter přeháňky s trváním jen několik málo hodin (HOBBS, ... [et al.]. 1979). Při příchodu studených front se může projevit jev zvaný maskování studené fronty, kdy se po přechodu studené fronty oteplí. Jev nastává především v zimě, kdy je vzduch při zemi velmi chladný. Po přechodu studené fronty se chladná vrstva promíchá a teplota se při zemi zvýší. Při odhalování maskované studené fronty pomáhá vznik oblačnosti spojené s výskytem studené advekce8 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V letním období bývá přechod studené fronty o poznání bouřlivější než v zimě. Je to dáno větším horizontálním gradientem mezi teplou kontinentální vzduchovou hmotou a studenou maritimní hmotou. Velký gradient dává frontě i vyšší rychlost a tudíž se vyskytují studené fronty 2. druhu. Vzniklá konvektivní oblačnost je mohutná 12 výjimečně až 15 km a dosahuje tropopauzy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

Typický přechod studené fronty První příznaky blížící se studené fronty 1. druhu obvykle bývá mohutná konvektivní oblačnost typu Cb. Následně oblaka přechází ve vrstevnatou oblačnost typu Ns postupně As. Před čárou fronty bývají srážky spojené s konvektivní oblačnosti prudké, intenzivní a mají charakter přeháňky. Po přechodu fronty se srážky stávají trvalé, nic méně již ne tak intenzivní. Se vzdalováním fronty se oblaka rozpadají a srážky ustávají. Při přechodu studené fronty druhého typu se zprvu objevuje oblačnost vysokého patra typu Cc a Cs. Tato oblačnost se vytváří vlivem silné konvekce, která se následně stáčí po směru postupu fronty. Objevit se mohou i jednotlivá oblaka typu Ac. S přiblížením čáry fronty lze pozorovat bouřkovou oblačnost typu Cb. Po přechodu frontálního 8

Studená advekce – advekce způsobující ochlazení (SOBÍŠEK, [et al.] 1993)

26

rozhraní se obloha vyjasňuje a oblačnost se díky sestupným proudům rychle rozpouští. Srážky bývají prudké a intenzivní (SEIFERT 1987). Tlak vzduchu před studenou frontou postupně mírně klesá, načež po přechodu frontální čáry prudce roste. Směr větru se po přechodu fronty stáčí doprava. Charakter přechodu závisí na ročním období a na charakteru vzduchových hmot. V zimě nastávají situace, kdy se oblaka typu Cb vůbec nevyvíjejí a chybí tak prudké lijáky a bouřky (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 3.5.3. Okluzní fronta Okluzní fronta je rozhraní vzniklé spojením teplé a studené fronty. V synoptických mapách se značí jako fialová nebo černá čára s plnými půlkruhy i trojúhelníky, které jsou orientovány po směru postupu. Okluzní fronty vznikají v plně vyvinutých cyklónách, přičemž okludování představuje finální stadium ve vývoji cyklón. V literatuře se běžně rozlišují tři typy okluzních front (neutrální, teplá a studená), (BABIKOV 1953). K okluzi dochází díky rozdílným rychlostem teplé a studené fronty. Ze vzorce (3.1) vyplývá, že studená fronta postupuje rychleji a tudíž musí dojít k setkání obou rozhraní. K okludování dochází nejprve ve středu cyklóny a až následně se fronta prodlužuje směrem k okraji. Teplý vzduch, který je sevřený mezi studenými vzduchovými hmotami, je vytlačován vzhůru a ztrácí kontakt se zemí. Ve vzácných případech se může stát, že okludování nezačne ve středu cyklóny, ale až ve větších vzdálenostech. Ve středu se tak vytvoří izolovaná oblast teplého vzduchu. Zmíněný jev se nazývá sekluze (BARRY, CHORLEY 1987). O neutrální okluzi se jedná v případě, kdy teplota studené vzduchové hmoty před frontou odpovídá teplotě studené vzduchové hmoty za frontou. Teplý vzduch je vytlačován vzhůru a rozhraní mezi studenými hmotami se rozplývá. Oblačnost teplého sektoru se postupně zvedá a vypadávají z ní poměrně intenzivní srážky. Ve výšce, kde se sklony pozůstatků teplé a studené fronty zmenší nebo vyrovnají, dochází k rozpuštění vrstevnaté oblačnosti a postupnému vyjasnění. Teplota se po přechodu fronty nemění (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Teplá okluze je první z případů, kdy mají studené hmoty rozdílné teploty. Při vytlačování teplého vzduchu vzniká na rozhraní studenějších vzduchových hmot frontální plocha podobná teplé frontě. Studený vzduch, který dostihl teplou frontu, je teplejší a začne se postupně nasouvat nad chladnější studený vzduch. Zformované rozhraní se označuje jako spodní fronta okluze. Naopak část rozhraní, které má dál charakter teplé fronty, se nazývá výšková teplá fronta okluze. Oblačnost dřívější teplé a studené fronty se mísí a vzniká souvislá vrstva oblaků. Základny leží ve výši několika kilometrů. Na spodní frontě se formují mraky typu St popřípadě Sc. Obvykle je teplá okluze spojena s trvalými dešti v oblasti před frontou a mírným oteplením. Nejčastěji se teplá okluzní fronta nad Střední Evropou vyskytuje v zimě, kdy maritimní vzduchové 27

hmoty, přicházející ze západu, mají vyšší teplotu než kontinentální (BARRY, CHORLEY 1987). Studená okluze je druhá varianta styku studených hmot s rozdílnou teplotou. Ve zmíněném případě je však studený vzduch, přicházející za studenou frontou, chladnější než studený vzduch před teplou frontou. Při styku je těžší a proto má tendenci nasouvat se pod studený vzduch za teplou frontou. Vzniká tedy frontální plocha, podobná studené frontě. V literatuře se rozhraní označuje jako spodní studená fronta okluze. Oblačnost na studené okluzní frontě velmi připomíná studenou frontu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Ve vyšších patrech je obvykle mohutná vrstevnatá oblačnost, která vznikla v teplém vzduchu. Na rozhraní studených hmot vznikají oblaka typická pro studenou frontu. Mohou se vyvíjet i konvektivní oblaka typu Cb. Srážky bývají intenzivní po obou stranách fronty. Nad střední Evropou přecházejí studené okluzní fronty především v létě, kdy se nad Evropu dostává chladnější maritimní vzduch ze západu. Tlakové poměry záleží na tvaru tlakové brázdy, ve které se fronta nachází. Obvykle má symetrický tvar a je lehce detekovatelná. Tlakové tendence v okolí okluzních front jsou malé, protože okludovaná cyklóna se pohybuje spíš menší rychlostí a translační tlakové tendence jsou tak malé. Zároveň se tlaková brázda, v níž leží okluzní fronta, velice rychle zaplňuje. Je to dáno stádiem vývoje cyklóny, které je fronta součástí (BARRY, CHORLEY 1987).

Typický přechod okluzní fronty Postup okluzní fronty se zprvu vždy jeví jako příchod teplé fronty. Lze pozorovat oblaka typu Ci a Cs. Následně se vyvíjí As, nebo Ac. Charakteristické je tvoření systémů vrstevnatých oblačností, které se vyvíjejí v různých úrovních. Nejnižší úroveň se často nachází až u zemského povrchu. Při přechodu okluzní fronty velmi záleží na stáří, pokud je okluze mladá a teplý vzduch se nachází jen pár set metrů nad povrchem, je přechod provázen tvořením mohutných systémů vrstevnaté oblačnosti a vytrvalými srážkami. Naopak, je-li okluze již stará a teplý vzduch se nachází ve výškách přes 3 km, je vrstevnatá oblačnost tenká a srážky již obvykle nevypadávají. V nižších patrech se tvoří oblačnost spojena s přechodem spodních front okluze. Záleží přitom na charakteru daných vzduchových hmot. Nejméně patrný je přechod studené okluzní fronty v létě (BABIKOV 1953). Změna tlaku po přechodu okluzní fronty záleží na převládajících tlakových tendencích. Pokud jsou tendence především translační a nedochází k vyplňování brázdy nízkého tlaku, tak se může stát, že i po přechodu teplé okluzní fronty lze ještě pozorovat mírný nárůst tlaku. U studených okluzních front dochází ze stejných důvodů k intenzivnímu poklesu tlaku před frontou (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

28

4. Data a metody K výpočtům v této práci byly použity záznamy o teplotě z meteorologické stanice Praha – Karlov. Přesnost měření je v desetinách °C. Zpracovány byly všechna letní a zimní obdobní od ledna 1961 do prosince 1998. Zimním obdobím jsou myšleny tři zimní měsíce prosinec, leden a únor. Letní období tvoří červen, červenec a srpen. Záznamy o teplotě obsahují informace o průměrné denní teplotě, maximální teplotě a minimální teplotě naměřené v jednotlivých dnech. Do výpočtů vstupují také data o přechodu front přes Prahu, taktéž v období mezi lety 1961 a 1998.

Meteorologická stanice Praha – Karlov Stanice je umístěna v budově Matematicko-fyzikální fakulty UK v Praze 2. na souřadnicích 50° 04‘ s.š. a 14° 25‘ v.d. Nadmořská výška činí 254 m n. m. Průměrná naměřená roční teplota je 9,3 °C, přičemž absolutní maximum s hodnotou 38,5 °C bylo naměřeno 27. 7. 1983. Minimální hodnota -29,1 °C byla naměřena 11. 2. 1929 (ČHMÚ 2013).

Přechody front přes Prahu Záznamy o přechodu front jsou dostupné již od roku 1950, kdy RNDr. Jan Brádka se svým týmem meteorologů začal systematicky zaznamenávat přechody front přes Prahu-Ruzyni. Dokumentoval se čas, směr a typ přecházející fronty. Od roku 1983, již pod vedením RNDr. Jana Pavlíka, přibyla navíc informace o intenzitě. Zprvu se přecházející fronty detekovaly především z přízemních a výškových map a přímého pozorování. S vývojem techniky se začala využívat nefanalýza9, meteorologický radar a radarové snímky (ČHMÚ 2013).

Úprava dat Pro výpočty a statistické testování bylo nutné získaná data spojit a upravit. Odečet klimatologických měření probíhá standardně v 7, 14, a 21 hodin, přičemž hodnota ve 21 hodin je vždy poslední naměřená za příslušný den (ČHMÚ 2013). Přechody front jsou zaznamenávány v hodinových intervalech tak, jak přišly. Nutná korekce tedy spočívá v úpravě data přechodu front v případech, kdy přecházely po 21. hodině. Po úpravě můžeme říct, že všechny zaznamenané fronty jsou spojeny s intervalem meteorologického měření, ve kterém přecházely. Následně byly fronty rozděleny do 4 intervalů podle hodiny přechodu. Interval od 22 do 3 hodin byl označen jako noc, od 4 do 9 jako ráno, od 10 do 15 jako poledne a od 16 do 21 jako odpoledne a večer.

Metodika První krok při zpracování dat byl výběr a seřazení denních teplot. Teploty jsem seřadil do oddělených souborů pro obě roční období tak, aby na sebe vybrané měsíce 9

Nefanalýza – synoptická mapa oblačnosti sestavena pomocí údajů z meteorologických družic (SOBÍŠEK, [et al.] 1993).

29

chronologicky navazovaly. Zároveň jsem před jednotlivé začátky lét a zim přiřadil poslední den května a listopadu. Tímto krokem jsem zajistil, že mezidenní změna teploty bude pro první zimní a první letní dny počítaná z předchozího dne. Mezidenní teplotu jsem spočetl jako rozdíl teploty dne, pro který se změna teploty počítá, a dne předešlého. Tak jsem dosáhl efektu, kdy pokles teploty je vyjádřen jako záporná hodnota a nárůst teploty jako hodnota kladná. Následně jsem do samostatných souborů vybral dny, kdy přecházela teplá, studená a okluzní fronta. V případě, kdy v jeden den přešlo více front, byla hodnota mezidenní teploty daného dne započtená vícekrát.

Statistické metody K vytvořeným datovým souborům (zima, léto, fronty v zimě, fronty v létě) jsem dále spočítal četnosti změn mezidenních teplot. Interval četností jsem zvolil 0,5 °C a výsledky jsem zobrazil pomocí histogramu. Pro lepší přehled a interpretaci histogramů jsem pro jednotlivé datové soubory spočetl prvky popisné statistiky. O asymetrii rozdělení jsem usuzoval především ze šikmosti a špičatosti. Rozdělení hodnot mezidenních teplot jednotlivých souborů jsem mezi sebou porovnával pomocí Kolmogorov-Smirnov testu. K-S test pro dva výběry analyzuje jejich empirická rozdělení, přičemž výsledkem testu je výrok, zda jsou tyto rozdělení shodná či nikoliv (BRÁZDIL, KOLÁŘ, PROŠEK 1993). Do K-S testu vstupují relativní kumulativní četnosti, které se určí podle vzorce (3.1). Vypočtené četnosti se pak mezi sebou odečítají a hledá se maximální rozdíl Dmax (3.2) Nakonec se maximální rozdíl porovnává s vypočtenou kritickou hodnotou DC. 1 ௜   ௝  ௜

(4.1)

௝ୀଵ

Vzorec (3.1) můžeme interpretovat jako počet hodnot v určité třídě a třídách předcházejících vydělených celkovým počtem hodnot n.

௠௔௫  ௜ |ଵ௜  ଶ௜ |

(4.2)

Do vztahu (3.2) vstupují relativní kumulativní četnosti počítaných výběrů ଵ௜ a ଶ௜ .




.



 

 

(4.3)

Pro výpočet kritické hodnoty na hladině statistické významnosti α = 5 %, se do vzorce (3.3) dosazuje konstanta 1.36. Členy n1 a n2 značí počet všech hodnot v daném souboru dat. Nulová hypotéza H0 K-S testu zní: dva empirické soubory mají shodné rozdělení. Tuto hypotézu lze přijmout v případě, když Dmax < DC. V opačném případě H0 přijmout nelze a platí alternativní hypotéza HA, která říká, že testované výběry mají rozdílná rozdělení (WILKS 2011). 30

5. Výsledky a diskuze 5.1. Srovnání rozdělení zimní a letní sezóny Celkový počet zimních dní dosáhl hodnoty 3428. Z toho největší zaznamenaný pokles teploty byl -14,1 °C a největší nárůst 15 °C. Nejčetnější hodnota změny teploty byla -1,5°C. Ovšem, po sloučení hodnot do intervalů po půl stupni, se nejčetnější skupinou stal interval -0,5 °C. Medián souboru je -0,1°C. Šikmost souboru činí 0,13 a špičatost 1,48. Podle grafu 1 se rozdělení změn teplot jeví jako velmi blízké normálnímu rozdělení. Kladná šikmost dokazuje, že rozdělení má nepatrně těžší pravý chvost. Kladná špičatost zase prokazuje, že oproti normálnímu rozdělení leží více hodnot v blízkosti střední hodnoty.

Δ Tprum - Zima 350 300

počet

250 200 150 100 50 0 -18 -16 -14 -12 -10 -8

-6

-4

-2

0 2 T [°C]

4

6

8

10

12

14

16

18

Graf 1. Rozdělení mezidenních průměrných teplot v zimě.

Na letní období připadá 3496 dnů. Největší pokles mezidenní teploty byl -11,1 °C a největší nárůst 7,2 °C. Modus datového souboru má hodnotu 1°C a nejpočetnější interval 0,5 °C. Medián je roven hodnotě 0,3 °C. Výběr má koeficient šikmosti -0,63 a koeficient špičatosti 0,72. Záporná šikmosti -0,63 značí, že rozdělení vykazuje znatelně těžší levý chvost a tedy i odlehlejší hodnoty budou v záporných číslech. Podle koeficientu špičatosti můžeme soudit, že rozdělení je špičatější než normální rozdělení.

31

Δ Tprum - léto 350 300

počet

250 200 150 100 50 0 -18 -16 -14 -12 -10 -8

-6

-4

-2

0 2 T [°C]

4

6

8

10

12

14

16

18

Graf 2. Rozdělení mezidenních průměrných teplot v létě

Asymetrie obou rozdělení je patrná i v grafu 3, kde jsou vykresleny relativní kumulativní četnosti pro léto i zimu. Největší odchylky jsou patrné kolem hodnot -5 a 5 °C. Maximální rozdíl Dmax = 0,105 nastává při změně teploty 4,2 °C. Kritická mez DC nabývá hodnoty 0,03. Je patrné, že Dmax > DC a nelze tedy přijmout H0. Platí tedy, že oba výběry mají na hladině statistické významnosti α = 5 % různá rozdělení.

-15

-10

Relativní kumulativní četnosti - zima a léto -5

0

5

10

15

relativní kumulativní četnost [%]

1

1

0,9

0,9

0,8

0,8

0,7

0,7

0,6

0,6

0,5

0,5

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,2

0,1

0,1

0

0 -15

-10

-5

0 T [°C]

5

10 ZIMA

15 LÉTO

Graf 3. Relativní kumulativní četnosti změn mezidenních teplot pro zimu a léto.

32

Diskuze Z grafů 1 a 2 vyplývá, že v zimě se při přechodu studené fronty ochladilo v 52 % případů. V létě byl zaznamenán pokles teploty ve 49 % dnů. Vzájemná asymetrie se ovšem projevuje především u rozpětí změn teplot. V chladné části roku byly naměřeny změny teploty i o 15 °C v kladných i záporných hodnotách. V letní části se sice také objevily prudké poklesy teplot, ale nárůst byl jen do 7 °C. V chladné části roku ovlivňuje počasí nad střední Evropou také kontinentální arktický vzduch. Průměrné teploty zmíněné vzduchové hmoty se zpravidla pohybují pod bodem mrazu. Vpád takto chladného vzduchu může zapříčinit poklesy teploty o více než 10 °C (BABIKOV 1953). Naopak při ústupu nebo transformaci studené vzduchové hmoty se v České kotlině velice často tvoří jezera chladného vzduchu a vznikají silné inverze. V případě příchodu intenzivní studené nebo teplé fronty dojde k promíchání této vrstvy a teploty zpravidla rychle rostou (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Průměrná teplota v zimě je na stanici Praha-Karlov 0,4 °C. Hodnoty vzdálené od průměru o více než 10 °C jsou reálné a v datech se vyskytují. Skokově se však teplota o 10 °C vychýlí jen výjimečně. V létě se chladné a stabilní vzduchové hmoty nad kontinentem nevyskytují a proto se nemůže uplatnit scénář ze zimního období. Skokový pokles teploty se dá vysvětlit příchodem maritimního arktického vzduchu ze severozápadu. Příchod velmi silné studené fronty může být taktéž doprovázen značným poklesem průměrných teplot. Děje se tak především v období, kdy se nad střední Evropou rozprostírá kontinentální tropický vzduch. Nárůst průměrných teplot ze dne na den můžeme vysvětlit jednak příchodem suchých a teplých hmot, jednak roztrháním oblačnosti. Ovšem příchod teplé vzduchové hmoty, potažmo fronty, je mnohem pomalejší a pozvolnější než příchod fronty studené. Skokový nárůst teploty v létě tak není tak dramatický jako v zimě (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Po přechodu teplé fronty v letním období často vznikají podmínky pro vznik konvektivní oblačnosti, která brzdí růstu průměrné teploty. Průměrná letní teplota na stanici Praha-Karlov je 18,5 °C. V datech se běžně vyskytují hodnoty, které jsou od průměru vychýlené o více než 10 °C, ale v případě nárůstu teplot jsou změny postupné a mezidenní změny teplot tedy nejsou velké.

5.2. Srovnání rozdělení zimní sezóny s rozdělením front Studených front přešlo přes Prahu v zimním období 716. Nejvíce se přitom po přechodu fronty ochladilo o 10 °C a oteplilo o 15 °C. Medián výběru má hodnotu 0,6 °C a nejčetnější kategorií je změna teploty o 1,5 °C. Graf 4 je rozdělen po časových úsecích, přičemž v průběhu dne se medián přesouvá doprava. Pro noc má hodnotu -0,5 °C, ráno 0,35 °C, v poledne 0,6 °C a odpoledne a večer 1,3 °C. Šikmost celého výběru je jen -0,08 a špičatost 1,06. Podle uvedených hodnot se rozdělení výběru ve své šikmosti blíží normálnímu rozdělení. Špičatost naznačuje, že více změn teploty je soustředěno kolem střední hodnoty 0,28 °C, než v odlehlejších intervalech. 33

Studené fronty - všechna pozorování v zimě 70 60

počet

50 40 30 20 10 0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

noc ráno poledne odpoledne a večer T [°C] Graf 4. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.

V zimním období přes Prahu přešlo 437 teplých front. Maximální ochlazení bylo o -9,2 °C a maximální oteplení o 10,5 °C. Z grafu 5 jasně vystupuje interval 1,5 °C, který představuje modus výběru. Medián se nachází při hodnotě 1,8 °C. Mediány pro jednotlivé časové úseky mají hodnoty: pro noc 2 °C, pro ráno 2,2 °C, pro poledne 1,8 °C a pro večer 0,9 °C. Šikmost výběru má hodnotu 0,04. Špičatost souboru činí 0,99. Rozdělení změn teplot při přechodu teplé fronty v zimním období se od normálního rozdělení liší především špičatostí. Teplé fronty - všechna pozorování v zimě 70

60

50

počet

40

30

20

10

0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

T [°C]

0

2

noc

4

6

ráno

8

10

poledne

12

14

16

18

odpoledne a večer

Graf 5. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.

34

V zimním období bylo nad Prahou pozorováno 363 okluzních front. Největší mezidenní ochlazení bylo o 10 °C a největší oteplení o 10,1 °C. Modus souboru má hodnotu 1,4 °C, nejpočetnější kategorií je -0,5 °C. Pro různé časové úseky nabývá medián odlišných hodnot: v noci 1,1 °C, ráno 1,55 °C, v poledne 0,75 °C a večer 0 °C. Z grafu 6 je patrná značná asymetrie. Šikmost výběru je 0,21 a špičatost 1,5. Histogram má zjevný těžký pravý chvost, což dokládá i kladná šikmost. Okluzní fronty - všechna pozorování v létě

70

60

počet

50

40

30

20

10

0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

noc ráno poledne odpoledne a večer T [°C] Graf 6. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.

Relativní kumulativní četnosti zimní sezóny a zimních přechodů front jsou znázorněny v grafu 7. Nejmenší odchylku od křivky zimních kumulativních četností vykazují četnosti studené fronty. Maximální rozdíl má hodnotu 0,07. Největší přípustná hodnota však činí 0,05. Platí vztah Dmax > DC. Nulová hypotéza na hladině statistické významnosti α = 5 % nelze přijmout a statistické výběry tedy nemají stejné rozdělení. Rozdíl relativních kumulativních četností pro zimu a teplé fronty je naopak největší. Dmax = 0,38. Kritická mez DC má hodnotu 0,07 a opět platí vztah Dmax > DC. Nulová hypotéza H0 taktéž nelze přijmout a platí alternativní hypotéza. Testované výběry mají na hladině statistické významnosti α = 5 % jiná rozdělení. Maximální rozdíl mezi křivkami relativních kumulativních četností okluzních front a zimní sezóny činí 0,28. Kritická hodnota DC se přitom pohybuje v řádech setin, konkrétně DC = 0,07. Podmínka pro přijetí nulové hypotézy nebyla splněna, protože opět platí Dmax > DC. Můžeme tedy konstatovat, že na hladině statistické významnosti α = 5 % jsou tato rozdělení odlišná. Při porovnávání rozdělení jednotlivých front, mají k sobě podle grafu 7 nejblíže teplá a okluzní fronta. Nevětší rozdíl mezi křivkami relativních kumulativních četností je 0,12. Kritická hodnota DC = 0,09. Nulovou hypotézu tedy nelze přijmout a tyto rozdělení na hladině statistické významnosti α = 5 % nemají shodné rozdělení. 35

U posledních dvou kombinací se, s ohledem na počet přechodů jednotlivých front, taktéž nedá předpokládat splnění podmínek k přijetí nulové hypotézy. Dmax pro relativní kumulativní četnosti studené a okluzní fronty činí 0,26, přičemž DC = 0,09. Dmax pro studenou a teplou frontu má hodnotu 0,30 a DC = 0,08. Ani u jednoho z případů nebyla splněna podmínka Dmax > DC, tudíž všechny fronty mají jiná empirická rozdělení. Relativní kumulativní četnsoti - zima a zimě přešlé fronty -15

-10

-5

0

5

10

15

relativní kumulativní četnost [%]

1

1

0,9

0,9

0,8

0,8

0,7

0,7

0,6

0,6

0,5

0,5

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,2

0,1

0,1 0

0 -15

-10

-5

T [°C]

0

studené fronty

5

teplé fronty

10

15

okluzní fronty

zima

Graf 7. Relativní kumulativní četnosti pro zimu a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v zimě.

Diskuze Počet přechodů jednotlivých front přes Prahu není shodný. V zimě přešlo 716 studených front, kdežto teplých jen 437 a okluzních front dokonce jen 363. Poměr 1,6:1 v případě studených a teplých front a téměř 2:1 v poměru studených a okluzních front není náhodou. Podle Hoinka (1985) jsou za těmito poměry charakteristické cirkulační podmínky ve střední Evropě. Při přechodu studené fronty se v 55 % ze dne na den oteplí. Z grafu 4 lze také vyčíst, že hustoty pravděpodobností pro změny teploty o více než ±5 °C jsou shodné. V obou případech spadá do této kategorie zhruba 4,5 % všech přechodů studených front. Asymetrie rozdělení tedy spočívá v nerovnosti případů v kategoriích, kdy teplota klesla nebo vzrostla do 5 °C. Vysvětlení této asymetrie můžeme hledat ve tvaru fronty a v časovém intervalu přechodu. Studená fronta je charakteristická tím, že nejprve přejde čára fronty a až pak se začne nasouvat studený vzduch (BARRY, CHORLEY 1987). Úvaha tedy zní: pokud se fronta nad Prahu dostala až v poledne nebo večer, má méně času ovlivnit průměrné teploty než fronty přecházející v noci nebo ráno. Této úvaze odpovídají i hodnoty mediánů pro zmíněné časové intervaly. V noci průměrná teplota klesne v 56 % přechodů (medián -0,5 °C). Ovšem s postupem dne se medián 36

dostává do kladných hodnot a odpoledne a večer, kdy má hodnotu 1,3 °C, se oteplí v 72 % případů. Čas přechodu fronty tedy hraje důležitou roli. Další příčinou velkého počtu případů oteplení je fakt, že v zimě panuje velmi často inverzní ráz počasí. V České kotlině se utváří jezera studeného vzduchu a teploty při zemi se stále drží velmi nízko. Po přechodu studené fronty se vrstva promíchá a zpravidla se oteplí (BABIKOV 1953). V případě příchodu maritimní vzduchové hmoty se může oteplit o více než 5 °C. Jedná se o maskování studené fronty. Extrémní poklesy teploty jsou nejčastěji spojovány s příchodem kontinentálního arktického vzduchu (BABIKOV 1953). Při přechodu teplé fronty v zimě se v 80 % případů oteplí. Výjimkou není ani oteplení o více než 5 °C, které nastává zhruba v 10 % případů. Ochlazení o více než 5 °C však nastalo pouze ve třech případech, což je 0,5 % pozorování (graf 5). Oteplení nastává v důsledku příchodu relativně teplejšího a vlhkého vzduchu od západu. Maximální změny teplot mohou být spojeny s příchodem intenzivních teplých front a následného promíchání inverzní vrstvy. V případě, že fronta nemá sílu vytlačit studený vzduch z České kotliny, nasouvá se na něj a teplá fronta se stává výškovou frontou. Po přechodu fronty se tedy neoteplí. Tento jev se nazývá maskování teplé fronty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Tvar fronty a čas přechodu se na průměrných změnách teplot taktéž podílejí. Mediány jednotlivých intervalů mají tendenci klesat (z 2 °C v noci na 0,9 °C večer). Při přechodu fronty ráno se ochladí v 17,5 % případů, kdežto přechází-li až večer, ochlazení bylo zaznamenáno ve 32 % případů. Tvar rozdělení mezidenních teplot pro okluzní fronty má zjevně asymetrický tvar (graf 6). Po přechodu okluzní fronty se ve 35 % případů ochladí. O více než 5 °C se oteplí jen v 6 % případů. Ovšem ochlazení o více než 5 °C nastalo jen ve třech případech, což je zhruba 0,9 %. Důvody oteplení a ochlazení se u okluzní fronty nedají lehce odhadnout, především díky existenci typu studené a teplé okluzní fronty. U zpracovávaných dat chybí informace o typu okluzních front, takže percentuelní zastoupení nelze vypočítat. Obecně však platí, že při převládajícím proudění od západu se v zimě nad střední Evropou vyskytují spíše teplé okluzní fronty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Tím by se dalo vysvětlit značné procento nárůstu mezidenní teploty při přechodu fronty. Časový interval pozorování má na celkové rozdělení vliv i u okluzních front. Přejde-li fronta v noci, medián výběru má hodnotu 1,1 °C a ochladí se ve 26 %. Naopak přechází-li fronta až odpoledne nebo večer, medián klesne na 0 °C a ochlazení je zaznamenáno u 44 % případů. Důvodem může být opět tvar teplé okluzní fronty. Porovnání front je vykresleno v grafu 15 v příloze. Je vidět, že při poklesu teploty o více než 5 °C jasně dominují studené fronty. Naopak při oteplení o více než 5 °C jsou hustoty pravděpodobností všech front vyrovnané. Teplé fronty jsou sice nejčetnější skupinou, ale rozdíly mezi studenou nebo okluzní frontou nejsou tak výrazné, aby se skokové oteplení dalo v zimě spojit především s přechodem teplých front. 37

V celkovém počtu 3428 zimních dní bylo pozorováno 1516 přechodů front. Extrémní ochlazení o více než 5 °C nastalo v zimě v 51 dnech, z toho ve 39 případech zároveň přecházela studená fronta. Ochlazení o více než 3 °C se v zimě odehrálo ve 350 dnech, přičemž pozorováno bylo 95 přechodů studených front. Oteplení o více než 5 °C bylo naměřeno u 108 dnů, ve kterých přešlo jen 45 teplých front. Nárůst průměrné teploty o více než 3 °C se týkal 368 dnů, ve kterých bylo pozorováno 135 teplých front. Skokové ochlazení o více než 5 °C se tedy v zimě dá spojit s přechodem studené fronty zhruba v 75 % pozorování. Ochlazení o více než 3 °C může být vysvětleno ve 25 % přechodem fronty. Náhlý nárůst průměrných teplot o více než 5 °C se dá vysvětlit přechodem fronty jen zhruba ve 40 % a růst teploty o více než 3 °C lze spojit jen se 30 % pozorování. Zmíněné závěry jsou ovšem zavádějící, protože v jeden den mohlo přejít více front. Lze pouze konstatovat, že extrémní poklesy průměrných teplot jsou pravděpodobně zapříčiněny přechodem studené fronty v méně než 75 %. Extrémní nárůst průměrných teplot v zimě není vázán jen na teplé fronty. Je však nutné zmínit, že i zde hraje svoji roli typ, intenzita a tvar fronty a zejména čas přechodu jednotlivých front. Pokud je výše uvedená úvaha o roli času při výpočtu mezidenní změny průměrné teploty správná, pak lze předpokládat, že intenzivní fronty, které přejdou v časovém intervalu odpoledne a večer, se projeví až následující den. Změna teploty se projeví tedy až den po přechodu fronty. Abych zmíněnou domněnku potvrdil, vybral jsem všechny dny, kdy poslední fronta přecházela až po 14. hodině a zároveň následující den žádná fronta nepřecházela (podmínku absence přechodu fronty následující den jsem zvolil proto, aby změna průměrných teplot byla očištěna od vlivu změn související s přechodem jiných front). Výsledky jsou takové, že ve 13 dnech klesla teplota o více než 5 °C právě den poté, kdy po 14. hodině přešla studená fronta. Při poklesu o více než 3 °C se zmíněný jev prokázal u dalších 31 dnů. V případě extrémního poklesu průměrných teplot můžeme (z celkových 51 dnů) 13 dní vysvětlit právě zmíněnou úvahou. Následně tedy na zbylých 38 dní s pozorovaným ochlazením připadá 39 přechodů studených front. Ochlazení, která nejsou spojena s přechodem front, se mohou vysvětlit vyjasněním nebo studenou advekcí vzduchových hmot. Oteplení se naopak mohou vysvětlit teplou advekcí vzduchových hmot nebo zataženou oblohou (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009).

38

5.3. Letní přechody front V létě přešlo přes Prahu celkem 742 studených front. Maximální ochlazení bylo zaznamenáno o -11,1 °C a největší oteplení o 5,9 °C. Modus výběru má hodnotu -1,5 °C a medián -1 °C. Mediány pro zvolené časové intervaly mají hodnoty: noc -2,6 °C, ráno -1,7 °C, poledne -1 °C a odpoledne a večer 0,7 °C. Asymetrie histogramu je z grafu 8 dobře rozeznatelná. Šikmost výběru je -0,35, což dává rozdělení těžký levý chvost. Špičatost je 0,19. V tomto ohledu se tedy rozdělení naopak blíží rozdělení normálnímu. Studené fronty - všechna pozorování v létě

70 60

počet

50 40 30 20 10 0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

T [°C] noc ráno poledne odpoledne a večer Graf 8. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.

Teplých front přešlo přes léto 273. Největší mezidenní pokles teploty bylo -5,1 °C a největší oteplení 7,2 °C. Nejčetnější interval má hodnotu 2,5 °C. Medián výběru se nachází v 1,5°C. Medián pro noc je 1,7 °C, pro ráno 1,88, pro poledne 1,1 a pro večer 1,3. Asymetrie rozdělení není v grafu 9 plně patrná, nicméně šikmost výběru je -0,20 a špičatost -0,26. Histogram má tedy opět těžší levý chvost a zároveň je nižší než u normálního rozdělení. Díky záporné špičatosti jsou hustoty pravděpodobností rozděleny rovnoměrněji k odlehlým hodnotám. V letní části roku bylo zaznamenáno celkem 270 přechodů okluzních front. Nejvíce teplota poklesla o 7,1 °C. Největší nárůst po přechodu fronty činil 3,9 °C. Medián statistického výběru je roven -0,1. Nejčetnější skupinu tvoří hodnoty 1 °C. Medián v noci má hodnotu 1,7 °C, ráno 1,8 °C, v poledne 1,1 °C a odpoledne a večer 1,3 °C. Šikmost výběru je -0,47 a špičatost -0,11. Histogram v grafu 10 má výrazný těžký pravý chvost.

39

Teplé fronty - všechna pozorování v létě

30

počet

20

10

0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

10

12

14

16

18

T [°C] noc ráno poledne odpoledne a večer Graf 9. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.

Okluzní fronty - všechna pozorování v létě

30

počet

20

10

0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

T [°C] noc ráno poledne odpoledne a večer Graf 10. Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front

Grafické porovnání relativních kumulativních četností léta a příslušných front je uvedeno v grafu 11. Největší rozdíl mezi křivkami pro léto a pro studenou frontu má hodnotu 0,24 a příslušná kritická mez 0,05. Mezi létem a teplou frontou je Dmax rovno 0,34 a kritická hodnota DC 0,08. Maximální vzdálenost letní křivky a křivky pro okluzní fronty činí 0,16, kdežto kritická hodnota 0,09. Ve všech případech porovnávání letní relativní kumulativní četnosti mezidenních změn teplot s četnostmi změn teplot při přechodu fronty platí nerovnost Dmax > DC a nelze tedy přijmout nulovou hypotézu. Na hladině statistické významnosti α = 5 % nemá žádný ze statistických výběrů přechodu front shodné rozdělení s výběrem letních mezidenních změn teplot.

40

Největší rozdíl mezi relativními kumulativními četnostmi teplé a studené fronty je 0,53 a kritická hladina činí 0,10. Rozdíl mezi křivkami teplé a okluzní fronty dosáhl maximálně 0,49 s kritickou hodnotou mezi těmito četnostmi 0,12. Mezi křivkami četností studené a okluzní fronty je největší rozdíl 0,23 a kritická hladina při statistické významnosti α = 5 % se rovná hodnotě 0,10. Ani v těchto případech není nikde splněna podmínka pro přijetí nulové hypotézy Dmax > DC a proto platí alternativní hypotéza, podle které jsou všechna empirická rozdělení jiná. Relativní kumulativní četnosti - léto a v létě přešlé fronty -15

-10

-5

0

5

10

relativní kumulativní četnost [%]

1

1

0,9

0,9

0,8

0,8

0,7

0,7

0,6

0,6

0,5

0,5

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,2

0,1

0,1

0

0 -15

-10

-5

0

5

10

léto studené fronty okluzní fronty teplé fronty T [°C] Graf 11. Relativní kumulativní četnosti pro léto a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v létě.

Diskuze Přes léto přešlo přes Prahu 1285 front, z toho 742 studených, 273 teplých a 270 okluzních. V létě je nerovnost počtu jednotlivých front ještě patrnější než v zimě. Poměr studených ku teplým frontám je 2,7:1. Stejný poměr platí i pro studené a okluzní fronty. Stejně jako v zimě je zmíněná nerovnost dána převládající všeobecnou cirkulací a polohou střední Evropy k obvyklým trasám cyklón. (HOINKA 1985) Z grafu 8 vyplývá, že den s přechodem studené fronty má v 36 % případů vyšší průměrnou teplotu než den předešlý. Asymetrie rozdělení je taktéž zřetelná při srovnání hustoty pravděpodobností odlehlých hodnot se změnou o více než 5 °C. Při skokovém poklesu se změna týká 10 % případů, přičemž skokový nárůst jen jednoho procenta. Tento poměr nahrává předpokladu, že v létě se po přechodu studené fronty zpravidla ochladí. Naopak výrazně vyšší je počet celkových případů oteplení po přechodu fronty, který je s tímto předpokladem v rozporu. Vysvětlení tak velkého počtu oteplení může spočívat v charakteristikách studených front a především v čase přechodu. Z grafu 8 je patrné, že největší podíl na oteplení mají fronty, které přešly v časovém intervalu poledne a odpoledne a večer. Tento posun do kladných změn průměrných teplot v čase 41

je patrný i ve vývoji mediánů. V noci má medián hodnotu – 2,6 °C a oteplení se zde týká jen 23 % pozorování. Odpoledne a večer má medián hodnotu 0,7 °C a oteplí se v 59 % pozorování. Oteplení po přechodu teplé fronty může nastat, pokud je fronta málo intenzivní a bezprostředně po přechodu fronty se vyjasní (BABIKOV 1953). Prudké ochlazení po příchodu fronty může nastat v případě, kdy se nad střední Evropou nachází kontinentální tropický vzduch, načež přijde rychlá studená fronta následovaná maritimní polárním nebo arktickým vzduchem (MORGAN, MORGAN 1986). Příchod teplé fronty v létě s sebou přináší oteplení. Ze 72 % se v den přechodu teplé fronty průměrná teplota zvýší oproti dnu předešlému. Je to patrné z grafu 9. Hustota pravděpodobnosti výkyvu průměrné teploty o více než 5 °C je 6 %. Skokové oteplení bylo naměřeno celkem 15 krát a skokové ochlazení jen jednou. Chod mediánů není tak ovlivněn časem přechodu fronty. V noci má medián hodnotu 1,7 °C a oteplení se týká 71 % případů, odpoledne a večer má medián hodnotu 1,3 °C a oteplí se v 68 %. Vysvětlení tkví ve tvaru teplé fronty. Teplá fronta ovlivňuje počasí v pásu širokém až 500 km, přičemž čára fronty přechází někdy až desítky hodin poté, co se objeví první příznaky příchodu fronty (BARRY, CHORLEY 1987). Široký pás ovlivňování počasí může být důvod, proč se změna průměrné teploty o více než 5 °C pozoruje jen v 10 % přechodů fronty. Ochlazení po přechodu fronty můžeme vysvětlit často malým rozdílem teplot vzduchových hmot v létě. Přijde-li tedy maritimní teplá vzduchová hmota, kde se tvoří více oblačnosti, mohou průměrné teploty klesnout (SEIFERT 1987). Okluzní fronty se podle grafu 10 chovají neutrálně. Ochladí se v 51 % pozorování. Ovšem z grafu je také patrná značná asymetrie rozdělení. Skoková změna průměrných teplot o více než 5 °C se týká pouze ochlazování, když činí jen 2 % všech případů. U okluzních front lze pozorovat posun mediánu v průběhu dne. V noci má medián hodnotu – 1,2 °C, a oteplí se u 36 % případů. Odpoledne a večer je hodnota mediánu 1 °C a oteplení se týká 67 % pozorování. Těžký levý chvost grafu 10 se dá vysvětlit tvrzením, že v létě mají okluzní charakter především studené okluzní fronty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Srovnání všech letních pozorování front je znázorněno v grafu 16 v příloze. Je patrné, že ochlazení o více než 5 °C je záležitost spojená především se studenou frontou. Hustoty pravděpodobností jsou u změny teploty větší než 5 °C pro teplé a studené fronty velmi podobné. Nelze tedy říct, že skokové oteplení je zapříčiněno především přechodem teplé fronty. Za celé letní období trvající 3496 dnů přešlo celkem 1285 front. Propad průměrných teplot o více než 5 °C byl v létě naměřen u 143 dní. Počet zaznamenaných studených front pro stejný interval byl ale jen 68. Dní s poklesem průměrných teplot o více než 3 °C bylo v létě 400, přitom studených front se stejným poklesem bylo pozorováno 166. Skokový nárůst teploty o více než 5 °C byl v létě pozorován u 34 dnů. Počet pozorování

42

teplých front se stejným nárůstem teplot byl roven 15. Oteplení o více než 3 °C se v létě týkal 315 dnů, v nichž přešlo dohromady jen 65 teplých front. Studené fronty, u kterých byl zaznamenán propad mezidenních teplot o více než 5 °C, tvoří jen zhruba 47 % počtu dní se zmíněným poklesem. U poklesu o více než 3 °C lze přechodem front vysvětlit přibližně 41 % dní se stejným poklesem průměrných teplot. Skokový nárůst průměrných teplot v létě se dá spojit s přechodem teplé fronty zhruba ve 44 %. V intervalu nad 3 °C se dá nárůst vysvětlit přechodem teplé fronty u 20 % dní. Opět je třeba brát tyto závěry s rezervou díky možnosti přechodů dvou a více front v jeden den. Můžeme pouze prohlásit, že extrémní pokles průměrné teploty o více než 5 °C se dá vysvětlit přechodem studené fronty v méně než 47 % případů. Při poklesu o více než 3 °C se dá pokles teploty spojit se studenou frontou dokonce jen v méně než 41 % případů. Stejně tak nárůst teplot o více než 5 °C můžeme přechodem teplé fronty vysvětlit jen v méně než 44 % pozorování, u nárůstu o více než 3 % je to dokonce jen méně než 20 %. Stejně jako v zimě byl i v létě podstatně zanedbán tvar fronty a čas přechodu. Počet dní, kdy se ochladilo až po přechodu studené fronty je 95. Z toho u 43 dní byl pokles průměrné teploty větší než 5 °C. U studených front v létě je problém generalizace času nejzřetelnější. Dá se to vysvětlit faktem, že nejvyšší teploty se dají naměřit před příchodem studené fronty (BABIKOV 1953). Například 5.8. 1985 přešla studená fronta, ale zároveň se průměrná teplota oproti předešlému dni zvýšila o 5,3 °C. Následný den byl naměřen pokles průměrné teploty o 9,5 °C.

5.4. Srovnání jednotlivých typů front Rozdělení změn průměrných teplot zimních a letních studených front je patrné při pohledu na graf 12. Porovnání relativních kumulativních četností odhaluje největší rozdíly změn teplot kolem 0 °C. Maximální rozdíl činí 0,29 při hodnotě -0,7 °C. Kritická mez DC má hodnotu 0,07. Platí nerovnost Dmax > DC, přičemž nulovou hypotézu na hladině statistické významnosti α = 5 % nelze přijmout. Rozdělení statistických výběrů jsou tak různá. Porovnání kumulativních četností pro změny průměrné teploty při přechodu teplých front v létě a zimě je vykresleno v grafu 13. Největší rozdíl v křivkách je 0,15 při změně teploty 4,2 °C. Kritická hodnota DC činí 0,10. Rovněž platí nerovnost Dmax > DC. Ač jsou si křivky relativně podobné, nelze H0 na hladině statistické významnosti α = 5 % přijmout. I tato rozdělení jsou odlišná.

43

Průběh křivek relativních kumulativních četností okluzních front je znázorněn v grafu 14. Již při změně teploty -2 °C se křivky rozcházejí, ovšem maximální rozdíl Dmax = 0,47 byl detekován při změně teploty 2,6 °C. Kritická hodnota DC vyšla 0,10, přičemž opět platí nerovnost Dmax > DC a jako v předchozích případech mají výběry na hladině statistické významnosti α = 5 % odlišná rozdělení. Relativní kumulativní četnsoti - studené fronty -15

-10

-5

0

5

10

15 1

1

relativní kumulativní četnost [%]

0,9

0,8

0,8 0,7

0,6

0,6 0,5

0,4

0,4 0,3

0,2

0,2 0,1

0

0 -15

-10

-5

0

5

10

15

T [°C] studené fronty léto Studená fronta zima Graf 12. Relativní kumulativní četnosti pro studené fronty pozorované v zimě a studené fronty pozorované v létě. -10

-5

Relativní kumulativní četnosti - teplé fronty 0 5

10

15 1

relativní kumulativní četnost [%]

1 0,9

0,9

0,8

0,8

0,7

0,7

0,6

0,6

0,5

0,5

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,2

0,1

0,1 0

0 -10

-5

0

5

10

15

T [°C] teplé fronty léto teplé fronty zima Graf 13. Relativní kumulativní četnosti pro teplé fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě.

44

-15

Relativní kumulativní četnosti - okluzní fronty -10 -5 0 5

10

15 1

relativní kumulativní četnost [%]

1 0,9

0,9

0,8

0,8

0,7

0,7

0,6

0,6

0,5

0,5

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,2

0,1

0,1 0

0 -15

-10

-5

0

5

10

15

T [°C] okluzní fornty léto okluzní fortny zima Graf 14. Relativní kumulativní četnosti pro okluzní fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě.

Diskuze Zamítnutí nulových hypotéz ve všech třech případech vyplývá z rozdílného rozdělení změn teplot v zimě a létě. Z grafů 12 – 14 je patrné, že hlavní rozdíl mezi letními a zimními přechody front je v rozpětí změn teplot. V létě bylo nejvyšší oteplení 7,2 °C, kdežto v zimě 15 °C. Četnost přechodů front v intervalu nad 3 °C je de facto hlavní příčinou rozdílnosti rozdělení. Důvody, proč změny průměrných teplot nejsou pro léto a zimu stejné, jsou popsány výše.

45

6. Závěr Při zkoumání změn mezidenních teplot je důkladná znalost frontálního rozhraní a vzduchových hmot nutná. Úvaha nastíněná v úvodu se do jisté míry uplatnila i v diskuzi, kdy lze některé změny mezidenní teploty vysvětlit právě díky znalostem charakteristických vlastností vzduchových hmot. Specifické vlastnosti a projevy vzduchových hmot do určité míry vysvětlují asymetrii rozdělení mezidenních teplot v létě i zimě. Společně s možnými projevy frontálních rozhraní a všeobecnou cirkulací vysvětlují existenci výrazných mezidenních změn teplot. Spojení velkých změn průměrných mezidenních teplot s přechodem určitého frontálního rozhraní se neprokázalo a hypotézu tedy zamítám. Jediný náznak propojení výrazného ochlazení s přechodem studené front se ukázal v zimě, ovšem i tak lze jen konstatovat, že pokles mezidenní průměrné teploty lze přechodem fronty vysvětlit v méně než 75 % případů. Výsledky jsou však pravděpodobně ovlivněny nevhodně zvolenou metodikou. Jasně se prokázalo, že při přechodu studené fronty v odpoledních hodinách přichází razantní ochlazení až den poté. Rozdíl v průměrných teplotách vůči dni předešlému je tedy velmi ovlivněn časem přechodu fronty. Při dalším zkoumání změny mezidenních teplot v souvislosti s přechodem front by se vyplatilo větší zohlednění tvaru fronty a času přechodu. Odlišná rozdělení změn mezidenních teplot pro jednotlivé fronty se naopak prokázalo. Můžu tedy přijmout hypotézu, že se od sebe fronty liší v souvislosti s následovanou změnou průměrných teplot. Různá rozdělení mají ovšem i fronty přecházející v jiném ročním období. Odlišnost nastává v důsledku různých povětrnostních podmínek v obou obdobích a tudíž i průběh přechodu frontálního rozhraní má odlišné projevy. Úvaha nastíněná v úvodu o převládající tendenci změny teplot se projevuje spíš v létě. V zimě se místo očekávaného ochlazení po přechodu fronty více jak v 55 % případů oteplí. Při přechodu okluzní fronty se oteplí v 65 % případů. Jen u teplé fronty přecházející v zimě se zmíněná úvaha plně projevuju. Po přechodu fronty se oteplí v 80 % pozorování. V létě je situace odlišná. Po přechodu studené fronty průměrná teplota klesne v 65 % a po přechodu teplé fronty teplota ze dne na den stoupne v 73 % případů. Úvaha tedy platí spíše v zimě. Zanedbání tvaru fronty a času přechodu se ovšem projevuje i zde. Prokázalo se, že změny teploty spojené s přechodem fronty již v noci nebo ráno odpovídají výše zmíněné úvaze daleko lépe. U změn teplot pro fronty, které přešly odpoledne nebo večer, úvaha spíše neplatí. I zde by se tedy metodika dala upravit tak, aby byl čas přechodu fronty více zohledněn.

46

Seznam zdrojů BEDNÁŘ, J. KOPÁČEK, J. 2009. Jak vzniká počasí. Praha: Karolinum 2009. 136 – 176 s. ISBN 978-80-246-1002-3. BABIKOV, M. 1953. Letecká meteorologie. Praha: Naše vojsko 1953. 70 až 107 s. MORGAN, M. J. MORGAN, M. D. 1986. Meteorology. New York: Macmillan publishing company 1989. 265 - 277 s. ISBN 0-02-383330-0 SOBÍŠEK, B. ... [et al.]. 1993. Meteorologický slovník výkladový a terminologický. 1. vyd. Praha: Academia, Ministerstvo životního prostředí ČR, 1993. 594 s. ISBN 8085368-45-5. SEIFERT, V. 1987. Rozumíme počasí? Praha: Nakladatelství ARTIA 1987. 122 – 132 s. BARRY, R. G. CHORLEY, R. J. 1987. Atmosphere, weather and climate. 5. Edice. London: Routledge 1990. 166- 189 s. HANZLÍK, S. 1946. Základy meteorologie a klimatologie. Praha: Česká grafická unie 1947. 130 - 140 s. SKŘEHOT, P. 2006. Naučte se číst ze synoptické mapy. Brno. [s.n]. 2006. 4 a 5 s. SHAPIRO, M, A. KEYSER, D. A. 1990. Fronts, jet streams, and the tropopause. National Oceanic and Atmospheric Administration, Environmental Research Laboratories, Wave Propagation Laboratory, 1990. 167 – 189. HOBBS, P. V. ... [et al.]. 1979. The mesoscale and microscale structure and organization of clouds and precipitation in midlatitude cyclones. I: a case study of a cold front. Journal of the atmospheric science. 1979, vol. 37, no. 3: 568 – 596. STONE, P. H. 1964. Frontogenesis by horizontal wind deformation fields. Journal of the atmospheric sciences. 1966, vol. 23, no. 5, 455 – 465. SANDERS, F. 1955. An investigation of the structure and dynamics of an intense surface frontal zone. Journal of meteorology. 1955, vol. 12: 542 – 552. BROWNING, A. K. 1985 a. Conceptual Models od Precipitation systems. Weather and forecasting. 1986, vol. 1, no. 1: 23 – 41. BUSINGER, S. REED, J. R. 1989. Cyclogenesis in cold air masses. Weather and forecasting. 1989, vol. 4, no. 2: 133 – 156.

47

VRÜMMER, B. 1996. Boundary Layer Mass, Water, and Heat Budgets in Wintertime Cold-Air Outbreaks from the Arctic Sea Ice. Monthly weather reviey. 1997, vol. 125, no. 8: 1824 – 1837. BURKE, J. C. 1945. Transformation of polar continental air to polar maritime air. Journal of meteorology. 1945, vol. 2, no. 2, 94 – 112. SELUCHI, E. M. MARENGO, A. A. 2000. Tropical-midlatitude exchange o fair masses during summer and winter in south America: Climatic aspects and examples of intense events. International journal of climatology. 2000, vol. 20, no. 10: 1167 – 1190. HOINKA, K. P. 1985. On fronts in central Europe. Beitr. Physic atmosphere. 1985, vol 58, no. 4: 560- 571. WILKS, D. S. 2011: Statistical methods in the atmospheric sciences. Academic press 2011. 146 – 153 s. BRÁZDIL, R. KOLÁŘ, M. PROŠEK, P. 1993. Statistické metody v geografii. Brno: Masarykova univerzita Brno, 1993. 177 s. ISBN 80-210-1260. HUTH, R. [et al.] 2001: Time structure of observed, GCM-Simulated, Downscaled, and Stochastically Generated Daily Temperature Series. Journal of climate 2001, vol. 14, no. 20: 4047-4061 MOBERG, A. [et al.] 2001: Day-to-day temperature variability trends in 160- to 275year-long European instrumental records. Journal of geophysical research 2000, vol. 105, no. 18: 22849-22868 BROWNING, A. K. 1985 b. Anafronts and katafronts [on-line]. [cit. 2013-4-15]. Dostupné z: .

ČHMÚ 2013. Web českého hydrometeorologického ústavu [on-line]. [cit. 2013-4-20]. Dostupné z: .

BUISHAND, T. A. BEERSMA 1993. Jackknife tests for differences in autocorrelation between time series. Journal of climate 1993, vol. 6, no. 12: BUISHAND, T. A.; BEERSMA, J. J. Jackknife tests for differences in autocorrelation between climate time series. Journal of climate, 1993, 6.12: 2490-2496. KALVOVÁ, J. NEMEŠOVÁ, I. 1998. Estimating Autocorrelations of Daily Extreme Temperatures in Observed and Simulated Climates. Theoretical and applied klimatology 1998, vol. 59, no. 3-4: 151- 164

48

Přechody front v létě 70

60

50

počet

40

30

20

10

0

Přílohy

-18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

T [°C]

-4

-2

0

2

Studené fronty

Graf 15. Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v létě.

4

6

8

Teplé fronty

10

12

14

16

Okluzní fronty

18

Přechody všech front v zimě 70

60

počet

50

40

30

20

10

0 -18

-16

-14

-12

-10

-8

-6

T [°C]

-4

-2

0

2

Studené fronty

4

6

8

Teplé fronty

10

12

14

16

18

Okluzuní fronty

Graf 16. Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v zimě.

50