METEOROLOGIE A OCHRANA PROSTØEDÍ

Univerzita Jana Evangelisty Purkynì v Ústí nad Labem Fakulta životního prostøedí

METEOROLOGIE A OCHRANA PROSTØEDÍ

ÚVOD DO METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE

Mgr. Martin Novák

Ústí nad Labem 2004

Za veškeré pøipomínky, které pomohly obsahu tìchto skript, i za trpìlivost, kterou pøi oponování tohoto textu prokázali, patøí mé podìkování panu prof. RNDr. Janu Bednáøovi, CSc. a panu doc. RNDr. Jaroslavu Kopáèkovi, CSc. z Katedry meteorologie a ochrany prostøedí MFF UK v Praze. Podìkovat bych chtìl i rodinì, která musela snášet veškeré tvùrèí nálady v dobách dobrých, i zlých. Martin Novák

Autor: Mgr. Martin Novák Vìdecký redaktor: RNDr. Libor Hejkrlík, CSc. Recenzenti: prof. RNDr. Jan Bednáø, CSc., doc. RNDr. Jaroslav Kopáèek, CSc.

© Mgr. Martin Novák – Ústí nad Labem, 2004 ISBN 80-7044-597-1

Obsah 1 Úvod............................................................................................................................................................7 1.1 Stručná historie meteorologie..............................................................................................................7 1.2 Jaká je meteorologie dnes?..................................................................................................................9 2 Atmosféra..................................................................................................................................................11 2.1 Složení atmosféry..............................................................................................................................11 2.2 Vertikální členění atmosféry.............................................................................................................12 2.2.1 Průběh teploty vzduchu s výškou..............................................................................................13 2.2.2 Interakce se zemským povrchem..............................................................................................16 2.2.3 Chemické složení atmosféry.....................................................................................................17 2.2.4 Koncentrace iontů.....................................................................................................................18 2.2.5 Elektromagnetické vlastnosti....................................................................................................19 2.3 Vzduchové hmoty.............................................................................................................................19 3 Tlak a hustota vzduchu..............................................................................................................................21 3.1 Hustota vzduchu................................................................................................................................22 3.2 Změna tlaku vzduchu s výškou..........................................................................................................25 3.2.1 Aproximace první: Homogenní atmosféra................................................................................26 3.2.2 Aproximace druhá: Izotermická atmosféra...............................................................................29 3.3 Vertikální barický gradient................................................................................................................32 3.4 Změna hustoty vzduchu s výškou......................................................................................................36 3.5 Tlakové útvary..................................................................................................................................38 3.6 Geografické rozdělení tlaku vzduchu................................................................................................40 3.7 Časové změny tlaku vzduchu............................................................................................................42 3.7.1 Periodické změny tlaku vzduchu..............................................................................................43 3.7.2 Roční chod tlaku vzduchu........................................................................................................43 3.7.3 Denní chod tlaku vzduchu.................................................... .................................................... 44 3.7.4 Aperiodické změny tlaku vzduchu............................................................................................45 4 Proudění vzduchu......................................................................................................................................47 4.1 Síla barického gradientu....................................................................................................................47 4.2 Geostrofický vítr...............................................................................................................................49 4.3 Gradientový vítr................................................................................................................................51 4.4 Vliv tření na proudění vzduchu.................................................... ..................................................... 55 4.5 Proudění v tlakových útvarech..........................................................................................................56 5 Záření v atmosféře.....................................................................................................................................57 5.1 Intenzita záření a insolace.................................................................................... .............................58 5.2 Rozptyl..............................................................................................................................................59 iii

5.3 Albedo...............................................................................................................................................61 5.4 Dlouhovlnné záření Země a atmosféry..............................................................................................62 5.5 Radiační a tepelná bilance zemského povrchu..................................................................................64 5.6 Denní a roční chod teploty povrchu..................................................................................................66 5.7 Šíření tepla do půdy...........................................................................................................................68 6 Teplota vzduchu.........................................................................................................................................71 6.1 Denní chod teploty vzduchu..............................................................................................................71 6.2 Roční chod teploty vzduch................................................................................................................73 6.3 Aperiodické změny teploty vzduchu................................................................................................. 74 6.4 Vertikální gradient teploty.................................................................................................................75 6.5 Stabilita teplotního zvrstvení.............................................................................................................76 6.6 Pseudoadiabatický děj.......................................................................................................................79 6.7 Teplotní inverze ................................................................................................................................81 7 Vlhkost vzduchu........................................................................................................................................83 7.1 Výpar................................................................................................................................................83 7.2 Vlhkostní charakteristiky..................................................................................................................84 7.3 Periodické změny vlhkosti vzduchu..................................................................................................86 7.4 Kondenzace (sublimace)...................................................................................................................88 7.5 Mlhy..................................................................................................................................................89 8 Oblaky a atmosférické srážky....................................................................................................................93 8.1 Oblaky...............................................................................................................................................93 8.2 Složení oblaků...................................................................................................................................96 8.3 Vznik oblaků.....................................................................................................................................97 8.4 Vývoj a struktura bouřkových oblaků (Cb).......................................................................................99 8.5 Oblačnost........................................................................................................................................101 8.6 Atmosférické srážky........................................................................................................................102 8.6.1 Usazené srážky.......................................................................................................................102 8.6.2 Padající srážky........................................................................................................................103 9 Klasifikace vzduchových hmot................................................................................................................107 9.1 Geografické dělení..........................................................................................................................107 9.1.1 Arktická VH...........................................................................................................................108 9.1.2 VH mírných šířek...................................................................................... .............................108 9.1.3 Tropická VH...........................................................................................................................109 9.1.4 Ekvatoriální VH......................................................................................................................110 9.2 Termické dělení VH........................................................................................................................110 9.2.1 Teplé stabilní VH....................................................................................................................111 9.2.2 Studené stabilní VH................................................................................................................114 9.2.3 Studené instabilní VH.............................................................................................................115

iv

9.2.4 Teplé instabilní VH................................................................................................................117 9.3 Transformace VH............................................................................................................................118 9.4 Shrnutí.............................................................................................................................................118 10 Atmosférické fronty...............................................................................................................................119 10.1 Model atmosférické fronty................................................................................. ...........................119 10.2 Klasifikace atmosférických front...................................................................................................121 10.3 Teplá fronta...................................................................................................................................124 10.4 Studené fronty...............................................................................................................................126 10.4.1 Studená fronta 1. druhu.........................................................................................................127 10.4.2 Studená fronta 2. druhu.........................................................................................................128 10.5 Okluzní fronty...............................................................................................................................130 10.5.1 Okluzní fronta charakteru teplé fronty (teplá okluze)............................................................132 10.5.2 Okluzní fronta charakteru studené fronty („studená okluze“)...............................................133 10.6 Shrnutí...........................................................................................................................................134 11 Tlakové útvary.......................................................................................................................................135 11.1 Klasifikace cyklón.........................................................................................................................135 11.2 Vývojová stadia cyklóny...............................................................................................................137 11.3 Regenerace tlakových níží.............................................................................................................138 11.4 Typické počasí cyklón...................................................................................................................141 11.5 Klasifikace anticyklón...................................................................................................................141 11.6 Vývojová stadia anticyklóny.........................................................................................................142 11.7 Regenerace tlakových výší............................................................................................................142 11.8 Typické počasí anticyklón.............................................................................................................144 12 Všeobecná cirkulace atmosféry. Místní cirkulační systémy...................................................................145 12.1 Všeobecná cirkulace atmosféry.....................................................................................................145 12.2 Místní cirkulační systémy..............................................................................................................147 12.2.1 Bóra......................................................................................................................................147 12.2.2 Bríza.....................................................................................................................................148 12.2.3 Údolní a horské větry............................................................................................................149 13 Teplotní inverze a jejich vliv na čistotu ovzduší....................................................................................151 13.1 Rozdělení teplotních inverzí podle způsobu vzniku.......................................................................151 13.2 Podmínky pro rozptyl škodlivin v atmosféře.................................................................................160 13.3 Efektivní výška zdroje...................................................................................................................161 13.4 Charakteristické tvary kouřových vleček......................................................................................163 14 Vliv meteorologických jevů na složky životního prostředí....................................................................165 14.1 Atmosféra......................................................................................................................................165 14.2 Půda..............................................................................................................................................166 14.3 Voda..............................................................................................................................................166

v

14.4 Antropogenní vlivy na meteorologické jevy..................................................................................167 15 Klimatologie..........................................................................................................................................169 15.1 Porovnání klimatologického a meteorologického přístupu............................................................169 15.2 Klasifikace klimatu.......................................................................................................................171 15.2.1 Popisné klasifikace...............................................................................................................171 15.2.2 Genetické klasifikace............................................................................................................174 15.2.3 Nejčastěji používané klasifikace podnebí ČR.......................................................................175 15.3 Základy praktické klimatologie.....................................................................................................176 15.3.1 Revize dat.............................................................................................................................177 15.3.2 Homogenizace dat........................................................ ........................................................ 177 15.3.3 Základní klimatologické veličiny.........................................................................................177 15.3.4 Statistika v klimatologii........................................................................................................179 15.3.5 Analýza časových řad...........................................................................................................179 15.4 Změny klimatu a klimatologické modely......................................................................................180 Literatura...................................................................................................................................183

vi

Úvod do meteorologie a klimatologie

1 1.1

Úvod

Stručná historie meteorologie

Lidstvo začalo projevovat zvýšený zájem o počasí a podnebí v době, kdy se na něm stávalo materiálně závislé, tj. již od počátků primitivního zemědělství. Tehdejší poznání se orientovalo spíše na dlouhodobé poměry v atmosféře ve vztahu k vegetaci (vhodný čas k výsevu, příchod záplav apod.). Počátky meteorologie jako takové jsou kladeny do 4. století př. n. l. V roce 330 př. n. l. totiž sepsal známý řecký filozof Aristotelés1 spis Meteorologica, ve kterém se věnoval povšechně všemu, co se kolem odehrává (tedy nejen striktně v atmosféře, to co bychom dnes pod tímto názvem čekali tvořilo asi třetinu obsahu). Dlouhá staletí pak přešlapovala meteorologie na místě, bez nějakého viditelného pokroku. Veškeré znalosti byly omezeny na subjektivní zaznamenávání počasí (leckdy velmi květnaté), bez jednotných termínů, bez objektivně zjištěných dat. Zlom nastává v období renesance v Itálii, kde přichází na svět nejprve teploměr2, z hlediska historie nedlouho po něm (1643) i tlakoměr3. Tyto přístroje již zajišťovaly možnost srovnatelných informací a objektivnějších záznamů. Objevují se tak i první meteorologické observatoře s pravidelným pozorováním. Jejich počet začal významněji narůstat v 18. století, v roce 1775 pak začala pravidelná měření v pražském Klementinu. V této době tedy byla v Evropě řada izolovaných míst s meteorologickými měřeními, neexistovala však možnost porovnání jejich dat v krátké době ani z relativně malých oblastí. Další rozvoj meteorologie tak čekal na vynález telegrafu4 (patentován 1837, ale první meziměstský přenos byl proveden roku 1844). První mapy „počasí naměřeného ve stejnou dobu na různých místech“ (tzv. synoptické mapy) pak publikoval v roce 1826 německý meteorolog H. W. Brandes (byly to mapy zhotovené na základě historických dat z roku 1783), následoval jejich celkem rychlý rozvoj, včetně tolik potřebné standardizace grafických kódů. 1 Aristotelés (* 384 př. n. l. ve Stagiře, † 322 př. n. l. v Chalkidě), žák Platónův a učitel Alexandra Makedonského 2 Galileo Galilei (* 15.2.1564 v Pise, † 8.1.1642 ve Florencii) 3 Evangelista Torricelli (* 15.10.1608 ve Faenze, † 25.10.1647 ve Florencii) 4 Samuel Finley Breese Morse (* 27.4.1791 v Charlestonu u Bostonu, † 2.4.1872 v New Yorku) 7


Takové mapy (samozřejmě v pokročilejší podobě, než v jaké byly ty úplně první) se staly základem zcela nového směru – synoptické meteorologie, která byla postavena na podrobných analýzách map, zejména tlakového a teplotního pole. O její rozvoj se nejvíce zasloužila v první čtvrtině 20. století tzv. norská škola5. Nejznámějším a nejmarkantnějším příspěvkem její práce je modelová představa atmosférických front (fyzikální model rozhraní vzduchových hmot s rozdílnými vlastnostmi a dějů na tomto rozhraní probíhajících). Pokroky matematiky a teoretické fyziky od 20. let minulého století položily základy pro rychlý rozvoj dalšího z významných odvětví moderní meteorologie – dynamické meteorologie, která se zabývá formulováním a následně matematickým řešením vztahů a rovnic popisujících statiku, dynamiku a termodynamiku atmosféry. Začátky dynamické meteorologie jsou spojeny se vzrůstajícími potřebami meteorologie synoptické, která se ve svých výzkumech dostávala již na hranice tehdejšího teoretického zázemí. Přechod od synoptického k dynamickému přístupu bývá přičítán tzv. chicagské škole6. Čas výrazného prosazení se dynamické meteorologie v každodenní meteorologické praxi nadešel v době, kdy světlo světa spatřily první počítací stroje – tam začaly i první konstrukce matematických modelů atmosférických procesů. Dnes jsou již výsledky rutinních výpočtů modelů (ať už globálních či na omezené oblasti) naprosto běžnou součástí podkladů pro předpovídání počasí. Posledním (doufejme, že jen prozatím) zásadním zlomovým bodem v dějinách meteorologie je zavedení nových metod pozorování dějů v atmosféře – rozvoj distančních měření. Nejvýznamnějšími novinkami byly meteorologické radary, jejichž rozvoj významně ovlivnila a urychlila 2. světová válka, a meteorologické družice7 (meteorologie byla jednou z pionýrských vědních disciplín, které začaly kosmickou techniku využívat).

5 Zakladatel Vilhelm Frimann Koren Bjerkness (* 14.3.1862 v Christianii [později Oslo], † 9.4.1951 v Oslu), vytvořil silnou skupinu teoretiků nejprve v Lipsku [1913-1917], pokračoval pak v Bergenu [1917-1930]. 6 Zakladatel Carl-Gustav Rossby (* 28.12.1898 ve Stockholmu, † 19.8.1957 tamtéž), soustředil pozornost zejména na zákonitosti všeobecné cirkulace atmosféry a studium šíření vlnění v atmosféře. 7 Zajímavostí je, že s principem geostacionárních družic a jejich využití přišel již v roce 1945 fyzik a známý spisovatel SF literatury Sir Arthur Charles Clark (* 16.12.1917 v Mineheandu v hrabství Sumerset), britský patentový úřad však, bohužel, vyžadoval tři funkční prototypy, a tak získal A. C. Clark věhlas a šlechtický titul až díky své literární práci. 8


V současnosti je aktuální zejména problematika modelování atmosféry pro dlouhodobé a sezónní předpovědi (modely s dlouhým předpovědním intervalem a současně co nejkratším časovým krokem náročných výpočtů), v oblasti předpovědí krátkodobých pak modelování jevů malého měřítka (tzv. mezosynoptického), předpovídání rizikových jevů (zejména při konvekčních situacích), implementace distančních pozorování jako standardního vstupu do matematických modelů apod.

1.2

Jaká je meteorologie dnes?

A jak je tedy meteorologie definována dnes? Meteorologie – věda o zemské atmosféře, o jejím složení, vlastnostech, dějích a jevech v ní probíhajících. V současné době se většinou ztotožňuje s fyzikou atmosféry, v širším smyslu zahrnuje též klimatologii, biometeorologii a chemii atmosféry. V historicky nedávné době ještě byly meteorologie a klimatologie chápány jako sesterské vědní disciplíny, již podle výše zmíněné definice je ale zřejmé, že s důrazem na fyziku atmosféry došlo k zobecnění obsahu pojmu „meteorologie“. Klimatologie se tak stává (bez jakékoliv degradace jejího významu) součástí meteorologie. Pro úplnost si ještě doplníme definici klimatologie: Klimatologie – věda o podnebí neboli klimatu, studující dlouhodobé aspekty a celkové účinky meteorologických procesů probíhajících na Zemi.

9


10


2 2.1

Atmosféra

Složení atmosféry

Díky tomu, že Země je planeta dostatečně velká a hustá (a tedy hmotná), aby byla schopna si udržet vlastní plynný obal, a navíc i dostatečně chladná, vlastní kyslíkodusíkovou atmosféru. Reálná atmosféra obsahuje mimo jiné i proměnlivé množství vody (ve všech jejích skupenstvích 8) a znečišťující příměsi, ať už přírodní či antropogenní, tj. vzniklé činností člověka. V některých případech se však budeme věnovat modelové představě suché a čisté atmosféry, při těchto úvahách budeme zjednodušeně předpokládat, že výše uvedené ingredience v ní obsaženy nejsou. plyn

značka

objemová procenta

dusík

N2

78,084

kyslík

O2

20,9476

argon

Ar

0,934

oxid uhličitý

CO2

0,0314

neon

Ne

0,001818

hélium

He

0,000524

metan

CH4

0,0002

krypton

Kr

0,000114

vodík

H2

0,00005

oxid dusný

N2O

0,00005

xenon

Xe

0,0000087

oxid siřičitý

SO2

0 – 0,0001

ozón

O3

0 – 0,000007 (léto) 0 – 0,000002 (zima)

oxid dusičitý

NO2

0 – 0,000002

čpavek

NH3

stopy

oxid uhelnatý

CO

stopy

J2

stopy

jód (páry)

Tab. 2-1: Složení suché a čisté atmosféry [Faust] 8 Mimochodem, právě přítomnost vody ve všech skupenstvích v atmosféře je považována za podmínku nutnou ke vzniku života. 11


Za suchou a čistou bývá považována atmosféra s chemickým složením uvedeným v tab. 2-1. Je důležité ještě upřesnit, že se jedná o složení v blízkosti zemského povrchu (je zřejmé, že například kolem 25 km výšky – tedy v ozónosféře – bychom naměřili nezanedbatelně vyšší koncentrace ozónu). Voda a znečišťující příměsi sice komplikují výpočty a popis dějů probíhajících v atmosféře, ale jsou klíčové pro vytváření oblaků a srážek. Množství vody (z něhož minimálně 99% je soustředěno v troposféře) je časově i prostorově velmi proměnlivé. K vytváření oblačnosti a případně srážek je třeba v daném místě dostatečné koncentrace vodní páry (tj. dostatečná vlhkost vzduchu) a kondenzační jádra – a těmi jsou právě znečišťující příměsi. Z plynů, které jsou v atmosféře obsaženy jen v malém množství, jsou pravděpodobně nejdůležitější oxid uhličitý (CO2) a ozón (O3). Oxid uhličitý je klíčovým zdrojem kyslíku (při fotosyntéze se rozkládá na uhlík a kyslík), jeho hlavní zásobárnou je světový oceán (v podobě kyseliny uhličité – H2CO3). Ozón je soustředěn zejména ve výšce kolem 25 km (v tzv. ozónosféře) a absorbuje zejména UV záření s vlnovou délkou kratší než 320 nm. Při chemických reakcích, které v ozónosféře probíhají, se ozón neustále rozpadá na atomární (O) a molekulární (O2) kyslík a následně jejich slučováním (za přítomnosti katalyzátoru, např. dusíku nebo dalších molekul kyslíku) opět vzniká. Při těchto reakcích je právě pohlcováno již zmíněné UV záření a uvolňuje se záření dlouhovlnné, tedy tepelné.

2.2

Vertikální členění atmosféry

Podle předmětu zájmu je možné vertikálně rozdělit zemskou atmosféru na vrstvy s charakteristickými vlastnostmi. V meteorologii je nejčastěji používaným členění podle průběhu teploty vzduchu s výškou a podle interakce atmosféra – zemský povrch. Kromě těchto dvou si uvedeme i další často používané varianty. Graficky jsou uváděná rozdělení znázorněna na obr. 2-1.

12


2.2.1

Průběh teploty vzduchu s výškou

Teplota vzduchu se v atmosféře s výškou poměrně výrazně mění, přičemž dochází k výrazným zlomům v jejím průběhu. Proto se členění podle vertikálního teplotního gradientu přímo nabízí. Rozeznáváme tak následující vrstvy: troposféra stratosféra mezosféra termosféra exosféra. Vrstvou přiléhající k zemskému povrchu je troposféra. V té teplota vzduchu s výškou klesá, v průměru o 0,65 °C na každých 100 m výšky. Je však nutné mít na paměti, že se jedná o dlouhodobý průměrný údaj. Pokud bychom měřili teplotu v konkrétním okamžiku na jednom konkrétním místě, zjistili bychom nejen to, že změna teploty vzduchu s výškou není konstantní (vertikální gradient teploty vzduchu mění svou velikost), ale mohli bychom uvnitř troposféry nalézt i relativně tenké vrstvy, ve kterých je chod teploty obrácený (inverzní), tedy teplota se s výškou zvyšuje (vertikální gradient teploty má opačné znaménko). Tento jev pak nazýváme inverze teploty vzduchu nebo zjednodušeně teplotní inverze, a protože může mít při současném splnění dalších podmínek výrazný vliv na koncentrace škodlivin, budeme se mu později věnovat samostatně. z.š. [°]

zima

léto

0

16 km

18 km

40 - 50

10 km

12 km

90

7 km

9 km

Tab. 2-2: Závislost výšky troposféry na zeměpisné šířce a ročním období Výška troposféry bývá někdy zjednodušeně uváděna kolem 11 km. Jedná se ale o hodnotu průměrnou a zanedbávající jednu ze základních vlastností této vrstvy: časovou a prostorovou proměnlivost. Výška troposféry je závislá např. na aktuální povětrnostní situaci (zjednodušeně řečeno: v oblastech nižšího tlaku vzduchu se horní hranice troposféry snižuje, v oblastech vyššího tlaku vzduchu pak zvyšuje). Rozsah těchto 13


aperiodických změn výšky horní hranice troposféry může být až několik kilometrů. Výška troposféry vykazuje současně výraznou závislost na zeměpisné šířce a ročním období (viz tab. 2-2). Závislost výšky troposféry na zeměpisné šířce je způsobena zejména rotací Země kolem své osy, která vede ke zploštění nejen planety, ale zákonitě i její atmosféry, na pólech. Částečně se zde projevuje také závislost výšky horní hranice troposféry na její průměrné teplotě (se stoupající průměrnou teplotou vrstvy roste i výška její horní hranice). Troposféra je zásadní vrstvou pro tvorbu počasí, což je dáno mj. tím, že obsahuje téměř všechnu atmosferickou vodu (ve všech skupenstvích). Současně je v ní soustředěno zhruba 75% hmotnosti celé atmosféry. Charakteristickou vlastností troposféry je neustálé vertikální promíchávání vzduchu (toto tvrzení platí globálně - v případě výskytu teplotní inverze je totiž vertikální výměna vzduchu potlačena). Rychlost proudění v troposféře s výškou většinou vzrůstá, maxima dosahuje u přechodové vrstvy oddělující troposféru od stratosféry, tzv. tropopauzy. Tato oddělující „vrstvička“ je 100 až 2000 m silná a vyrovnávají se v ní vlastnosti sousedních vrstev. Tlak vzduchu v oblasti tropopauzy je oproti hladině moře zhruba čtvrtinový (kolem 250 hPa). Na troposféru (resp. tropopauzu) navazuje stratosféra. V ní je průběh teploty poněkud komplikovanější. Ve spodní části se teplota vzduchu téměř nemění (vertikální teplotní gradient je blízký nule), hovoříme tedy o izotermii, zhruba ve výškách mezi 20 až 25 km se začíná teplota s výškou zvyšovat a roste až k horní hranici stratosféry, tj. až do výšky kolem 50 km. V této hladině můžeme zaregistrovat teploty okolo 0 °C. Nárůst teploty v těchto výškách se zdá být na první pohled nelogický, pokud si uvědomíme, že v troposféře není hlavním zdrojem ohřevu vzduchu přímé sluneční záření, ale tok tepla od prohřátého zemského povrchu. Ve výškách kolem 25 km se ale vyskytuje vrstva se zvýšenou koncentrací ozónu – ozónosféra, ve které neustále probíhá rozklad a vznik ozónu. Při probíhajících chemických reakcích se uvolňuje množství tepla, které se pak podílí na zmíněném vzestupu teploty okolního vzduchu. Samotné reakce spočívají v rozpadu molekuly ozónu po dopadu fotonu s energií odpovídající UV záření na molekulární kyslík a atomární kyslík. Protože k tomuto rozkladu není použita všechna

14


energie UV záření, její zbytek je uvolněn v podobě fotonu s nižší energií. Tato energie odpovídá dlouhovlnnému (IR) záření. Rychlost proudění se ve stratosféře zpočátku snižuje, a to zhruba do výšky 22 až 25 km. V této výšce zaznamenáváme jeho minimum, tato hladina bývá též nazývána velopauza; nad ní opět rychlost proudění roste. Zvláštností střední stratosféry je výskyt tzv. perleťových oblaků, což jsou stratosférické oblaky podobné oblakům druhu cirrus nebo altocumulus lenticularis s výraznou irizací, která jim dodává vzhled perleti. Jsou složeny pravděpodobně z velmi malých kapiček přechlazené vody. Spatřit je můžeme nejčastěji ve Skandinávii. [1] Ve výšce kolem 50 km začíná mezosféra, oddělená od stratosféry opět tenkou přechodovou vrstvou, tzv. stratopauzou. Teplota vzduchu s výškou opět klesá, na horní hranici mezosféry, tj. zhruba v 80 km, na severní polokouli zaznamenáváme teploty kolem -40 až -50 °C v zimě a dokonce -80 až -90 °C v létě. Roční chod teploty má tedy opačný charakter než v troposféře, maximum připadá na zimu. Příčinou je fakt, že v těchto výškách je již hlavním zdrojem tepla přímé sluneční záření, projevuje se tu tedy výrazněji vzdálenost Země od Slunce (která je v době zimy na severní polokouli menší než v létě), než sklon zemské osy určující výšku Slunce nad obzorem. Podle dosavadních (z technických důvodů však řidších) měření je v mezosféře proudění výrazně proměnlivé. V mezosféře se mohou výjimečně vyskytovat zvláštní útvary připomínající svým tvarem oblaky. Ty mohou být osvíceny Sluncem i v době, kdy je již poměrně dlouho pod obzorem (až téměř 15°). Přestože se tento jev se nazývá „noční svítící oblaky“ nebo také „stříbřité oblaky“, složení oblakům neodpovídá, pravděpodobně jsou tyto útvary tvořeny vulkanickým nebo kosmickým prachem. Nad mezosférou se nachází termosféra, jejíž horní hranici pokládají někteří autoři do výšek kolem 600 až 700 km, tedy do hladiny, kde se nejčastěji vyskytují polární záře. Teplota zde s výškou výrazně roste, nejedná se však již o klasicky měřenou teplotu, ale o tzv. teplotu kinetickou, která je dána střední volnou drahou molekul. Teplota je silně závislá na osvitu slunečním zářením.

15


Poslední vrstvou je exosféra tvořená prakticky již jen vodíkem a dosahující do 20 až 30 tisíc km. Zde již přestává plynný obal Země rotovat s planetou a tato výška je tak pokládána za horní hranici celé atmosféry. 2.2.2

Interakce se zemským povrchem

V meteorologii se často používá rozdělení podle míry interakce atmosféry se zemským povrchem (ovlivnění fyzikálních charakteristik atmosféry, nejčastěji teploty a proudění) přízemní mezní vrstva atmosféry mezní vrstva atmosféry volná atmosféra Atmosféra je ve svých spodních vrstvách ovlivňována zemským povrchem, a to v míře závislé na momentálních podmínkách v atmosféře (zejména charakteru proudění, vertikálním teplotním zvrstvení) a hlavně na vlastnostech povrchu (radiačních charakteristikách, drsnosti, porostu apod.). Rozlišujeme proto tzv. mezní vrstvu atmosféry, která sahá průměrně do výšky 1,5 km nad povrch. V ní je proudění vzduchu (směr, rychlost i míra turbulence) ovlivněno silou tření o povrch. Pokud bychom měli uvést extrémní příklady, nejvyšší je nad silně zvrásněným povrchem, nejnižší pak nad vodní hladinou. Často se v mezní vrstvě vyskytují teplotní inverze, což snižuje průměrnou hodnotu vertikálního teplotního gradientu. Ve starší literatuře bývá též nazývána peplosférou 9. Přízemní mezní vrstva atmosféry je částí mezní vrstvy atmosféry přímo sousedící se zemským povrchem. Je to vrstva silná zhruba 100 m v níž jsou teplota vzduchu a proudění výrazně závislé na vlastnostech povrchu (někdy se zjednodušeně uvádí, že jsou přímo dány vlastnostmi povrchu). Volná atmosféra se nachází nad mezní vrstvou a vliv povrchu na fyzikální vlastnosti vzduchu je v ní již minimální.

9 Z řeckého peplo = plášť. Pojem peplosféra zavedl německý meteorolog K. Schneider – Carius. 16


2.2.3

Chemické složení atmosféry

Pokud se zaměříme na chemické složení atmosféry, můžeme rozdělit vzdušný obal Země z hlediska objemového zastoupení základních plynných složek atmosféry na dvě vrstvy: homosféra heterosféra Od povrchu Země do výšky zhruba 80 km se objemové zastoupení základních složek atmosféry prakticky nemění, probíhá zde (zanedbáme-li krátkodobé a lokálně omezené teplotní inverze omezující vertikální výměnu vzduchu) neustálé promíchávání vzduchu. Tuto vrstvu nazýváme homosféra.

Obr 2-1: Vertikální rozdělení atmosféry

17


Prostorovou i časovou variabilitu vykazují jak voda (ve všech jejích skupenstvích, s neustále probíhajícími fázovými přechody), tak i nestabilní ozón (O3), těžký oxid uhličitý (CO2) a přirozené i antropogenní znečišťující příměsi. Přitom právě tyto složky reálné atmosféry rozhodujícím způsobem ovlivňují radiační bilanci soustavy Země – atmosféra. Radiační poměry pak výrazně zasahují do většiny nejen fyzikálních, ale například i chemických procesů probíhajících v atmosféře. Od výšek kolem 80 km až k horní hranici atmosféry se již výrazně prosazuje difuze. Koncentrace lehčích plynů tedy klesá s výškou pomaleji, u horní hranice pak zbývá již jen ten nejlehčí plyn v atmosféře obsažený – vodík. Tato vrstva, kde se s výškou objemové zastoupení atmosférických složek mění (ubývají postupně těžší plyny), je označována jako heterosféra. Významný vliv na děje v heterosféře mají extraterestrické faktory. Důsledkem interakce molekul s elektromagnetickým slunečním zářením dochází k fotoionizaci a fotodisociaci těchto molekul, dopadající korpuskulární záření pak vede ke štěpení molekul a iontů. Maximální koncentrace iontů je zaznamenána ve výškách kolem 300 km. 2.2.4

Koncentrace iontů

O iontech a procesech vedoucích k jejich tvorbě jsme se zmínili již v předchozím odstavci v souvislosti s heterosférou. Protože s výraznou přítomností iontů jsou spojeny některé důležité fyzikální i chemické vlastnosti, je někdy atmosféra dělena právě podle koncentrace iontů v jednotlivých vrstvách: neutrosféra ionosféra V neutrosféře, která sahá do výšky zhruba 60 km je koncentrace iontů nízká, vzduch zde lze považovat za elektricky nevodivý. Není však pravda, že by v této vrstvě ionizace neprobíhala, ale vzhledem k neustálému promíchávání a dostatečné hustotě atmosféry nemají vzniklé ionty dlouhou životnost. Jiná situace nastává nad 60 km v tzv. ionosféře, kde již promíchávání slábne (viz výše) a hustota dále klesá. Zde je již koncentrace iontů výrazně vyšší a významná: dochází k odrazu rádiových vln od spodní hranice ionosféry zpět k zemskému povrchu.

18


2.2.5

Elektromagnetické vlastnosti

Z hlediska elektromagnetických vlastností se od spodních vrstev výrazně odlišuje tzv. magnetosféra, ve které magnetické pole Země ovlivňuje pohyb elektronů a iontů již výrazněji, než jejich vzájemné srážky nebo srážky s jinými částicemi. Spodní hranice magnetosféry bývá uváděna ve výškách mezi 150 až 400 km [1], horní hranice je dána vzdáleností od Země, ve které intenzita meziplanetárního magnetického pole převýší intenzitu geomagnetického pole. Magnetosféra je značně deformovaná slunečním větrem (proudem částic směřujícím od Slunce), na denní straně planety je její horní hranice ve výšce desítek tisíc kilometrů, nad stranou odvrácenou od Slunce se tvoří tzv. magnetický chvost dosahující délky v řádu miliónů kilometrů. Z těchto údajů je zřejmé, že magnetosféra není součástí atmosféry, ale pouze do ní zasahuje.

2.3

Vzduchové hmoty

Atmosféra mění své vlastnosti nejen ve vertikálním směru, ale také horizontálně. Při popisu stavu atmosféry tedy používáme její rozdělení na oblasti s rozdílnými charakteristikami, přičemž zavádíme pojem vzduchová hmota, který je definován takto: Vzduchová hmota je oblast atmosféry s prakticky homogenními podmínkami a pohybující se v souladu s všeobecnou cirkulací. Pro správné pochopení této definice je třeba si uvědomit, že „homogenní“ neznamená stejné, ale stejnorodé. Podmínka pohybu vzduchové hmoty v souladu s všeobecnou cirkulací v podstatě vymezuje měřítko: vzduchové hmoty jsou oblasti s rozměry v řádu statisíců kilometrů čtverečních a více. Vertikální rozsah vzduchových hmot (dále jen VH) se pohybuje v řádu kilometrů, maximálně je roven výšce troposféry. Vzniká-li nad nějakou geograficky homogenní oblastí VH, přebírají její spodní vrstvy postupně vlastnosti dané podkladem (pevným povrchem či mořem). Proces tvorby VH je ukončen v okamžiku, kdy jsou ve všech hladinách dosaženy rovnovážné hodnoty teploty a tato se již mění jen v rámci periodických změn (denní chod).

19


Změna v cirkulaci pak způsobuje přemísťování VH, často se tak stává ještě předtím, než je utváření VH zcela dokončeno. Proto nelze jednoznačně předjímat vlastnosti VH jen podle toho, odkud kam se přesouvá. Při přesunu VH dochází samozřejmě interakcí s povrchem ke změně jejích vlastností – tomuto procesu říkáme transformace VH. V souvislosti se VH se poprvé zmíníme i o atmosférických frontách, které jsou rozhraním dvou vzduchových hmot. Zatímco v reálné atmosféře je rozhraní tvořeno přechodovou vrstvou, ve které se vyrovnávají vlastnosti sousedících vzduchových hmot, zjednodušujeme modelovou představu fronty na prostou plochu (viz obr. 2-2). Od skutečnosti se obrázek liší sklonem frontální plochy, který v reálu dosahuje hodnot většinou kolem 0,5° [1].

Obr. 2-2: Modelová představa atmosférické fronty

20


3

Tlak a hustota vzduchu

Nejprve si uveďme základní definice: Tlak vzduchu (též atmosférický tlak) je síla působící v daném místě atmosféry kolmo na libovolně orientovanou jednotkovou plochu vyvolaná tíhou vzduchového sloupce sahajícího od hladiny, ve které se tlak zjišťuje, až k horní hranici atmosféry. Tato definice je však velmi obecná a neposkytuje nám možnost porovnávat hodnoty tlaku s nějakou “normální” hodnotou. Proto zavádíme ještě pojem normálního tlaku vzduchu, tedy: Normálním tlakem vzduchu rozumíme hydrostatický tlak 760 mm vysokého sloupce rtuti o průřezu 1 cm2 při teplotě 0 °C na hladině moře na 45° zeměpisné šířky. Jeho hodnota je p0 = 1013,25 hPa. Jednotkou tlaku obecně je v soustavě SI pascal (Pa), v meteorologii se pak používá hektopascal (hPa), přičemž platí, že 1 hPa = 100 Pa. Hustotu vzduchu definujeme nepoměrně jednodušeji, a to jak slovně, tak matematicky: Hustota vzduchu je měrná hmotnost vzduchu, tj. jeho hmotnost na jednotku objemu. =

m V

[kg.m-3]

K hustotě vzduchu zavádíme ještě další podobnou veličinu (zejména z důvodů zjednodušení výpočtů), a to měrný objem, jehož definice je podobně jednoduchá: Měrným objemem rozumíme objem jednotkové hmotnosti vzduchu. =

V =−1 m

21

[m3.kg-1]


3.1

Hustota vzduchu

Zatímco měření tlaku vzduchu je celkem triviální záležitostí a provádí se díky Torricellimu10 již od 17. století, hustota vzduchu se v praxi neměří. Proto je hustota běžně počítána z jiných – měřených - veličin. Vztah pro výpočet se odvozuje ze stavové rovnice. Uveďme si nejprve její tvar pro suchý vzduch (1) p d  d =R d T , kde

a

pd

tlak suchého vzduchu,

αd

měrný objem suchého vzduchu (viz definice),

Rd

měrná plynová konstanta pro suchý vzduch,

T

teplota vzduchu.

(1)

Z (1) a definice měrného objemu pak pro hustotu suchého vzduchu ρd vyplývá, že

d =

pd . Rd T

(2)

Dosud jsme pracovali s modelem “suché atmosféry”, tedy s představou, že ve vzduchu není obsažena žádná vlhkost. Tato představa však odporuje skutečnosti a musíme tedy pro hustotu hledat reálnější vyjádření. Pro hustotu vlhkého vzduchu platí =d a , kde

a

(3)

absolutní vlhkost vzduchu definovaná jako množství vodní páry v jednotce

objemu (tedy hustota vodní páry) . Pro absolutní vlhkost a můžeme psát a=0,622 d ,

10 Evangelista Torricelli (*15.10.1608, Řím, †25.10.1647, Florencie) popsal princip, na jehož základě byl sestrojen barometr, v roce 1643. Experiment provedl jeho žák a kolega Vincenzo Viviani (*1622, †1703). 22


což vyplývá z poměru měrné plynové konstanty Rd pro suchý vzduch a Rv pro vodní páru Rd =0,622. Rv Tlak vlhkého vzduchu p je možné vyjádřit jako součet tlaku vzduchu suchého pd a parciálního (tj. dílčího) tlaku vodních par e, tedy p= p d e . Nyní upravíme stavovou rovnici (1) pro vlhký vzduchu a nahradíme měrný objem hustotou p=d R d a R v T a vydělíme-li celý tento výraz hustotou vlhkého vzduchu, dostáváme  p a = d R d  R T.  d a d a v

(4)

Nyní můžeme dosadit do (4) z definice měrné vlhkosti w

w=

a 0,622 e = d a p−0,378 e

a po úpravě p =[1−w R d w R v ]T .  Nyní již jen dosadíme hodnoty poměru měrných plynových konstant Rd a Rv: p =R d 1 0,606 wT , 

(5a)

23


nebo, použijeme-li místo hustoty měrný objem, p =R d 1 0,606 wT.

(5b)

Vztahy (5a), resp. (5b) jsou stavovou rovnicí pro vlhký vzduch a můžeme z nich mj. vyjádřit měrnou plynovou konstantu vlhkého vzduchu R≡R d 1 0,606 w. Stavovou rovnici však lze také psát ve tvaru p =R d T v 

nebo

p =R d T v .

(6)

Z porovnání (5) a (6) můžeme vyjádřit T v =T 1 0,606 w , přičemž fiktivní teplotu Tv nazýváme virtuální teplotou vlhkého vzduchu. Dosadíme-li nyní do vztahu pro virtuální teplotu z definice měrné vlhkosti, dostaneme alternativní vyjádření virtuální teploty

T v =T 1 

0,378 e . p−0,378 e

(7)

Protože hodnota parciálního tlaku vodních par e je v porovnání s atmosférickým tlakem p řádově menší, uvádíme vzorec pro výpočet virtuální teploty často ve zjednodušeném tvaru

T v =T 1 0,378

e  p

24

(8)


3.2

Změna tlaku vzduchu s výškou

Již ze samotné definice tlaku vzduchu vyplývá, že tlak vzduchu musí logicky s výškou klesat (posuneme-li se výše, bude nad námi menší sloupec vzduchu, což znamená, že na nás bude působit menší silou – viz obr. 3-1). Jak uvidíme dále, není ale tak jednoduché závislost tlaku vzduchu na výšce přesně vyjádřit.

Obr. 3-1: Ke změně tlaku vzduchu s výškou Na obr. 3-1 máme část sloupce vzduchu s jednotkovou plochou, přičemž na spodní hranici (ve výšce z) naměříme tlak p a na horní hranici, tj. ve výšce z + dz naměříme tlak p – dp. Použijeme-li hydrostatický tlak (známý vztah, kdy tlak tekutiny je roven součinu hustoty kapaliny, gravitačního zrychlení g a výšce sloupce kapaliny, který na zkoumaný objekt působí), můžeme pro změnu tlaku vzduchu dp odpovídající nekonečně malé změně výšky dz psát −dp= g dz a po vynásobení (-1) dp=− g dz .

(9)

25


Vztah (9) se pak nazývá rovnicí hydrostatické rovnováhy11. Protože rovnice hydrostatické rovnováhy přiřazuje nekonečně malou změnu tlaku vzduchu nekonečně malé změně výšky, nezbývá tedy, než (9) integrovat: 0

H

p0

0

∫ dp=−∫  g dz , kde

(10)

p0

tlak vzduchu při zemském povrchu, a

H

výška horní hranice atmosféry (tj. výška, ve které je již tlak nulový).

Abychom mohli snadno integrál (10) řešit, musíme v dalších úvahách zavést určité zjednodušující předpoklady. 3.2.1

Aproximace první: Homogenní atmosféra

První aproximací bude homogenní atmosféra, kterou definujeme takto: Homogenní atmosféra je modelová atmosféra, ve které je hustota vzduchu s výškou konstantní. Díky této definici nám odpadá problém s neznámou závislostí hustoty vzduchu na výšce. Závislost gravitačního zrychlení na výšce vyřešíme později doplněním opravných koeficientů, při samotné integraci budeme předpokládat, že je na výšce nezávislé. Za těchto podmínek můžeme tedy (10) upravit na 0

H

p0

0

∫ dp=− g ∫ dz

11 Tento tvar platí pouze pro změny tlaku v elementárním obejmu vzduchu, v korektním (obecně platném) tvaru rovnice hydrostatické rovnováhy bychom museli použít nikoliv totální, ale parciální derivaci, tedy

∂p =− g . ∂z

26


a po integraci p 0= g H , z čehož pro výšku homogenní atmosféry plyne

H=

p0 . g

(11)

V tuto chvíli použijeme již dříve odvozenou stavovou rovnici pro vlhký vzduch a vyjádříme s její pomocí hustotu vzduchu, která se (jak již bylo výše řečeno) velmi špatně měří a v praktických výpočtech je vhodné ji vyjádřit pomocí jiných veličin. Kombinací vztahů (6) a (11) tedy stanovíme pro výšku H

H=

p0 Rd T v = . g g

(12)

Stanovme si nějaký srovnávací normál: berme gravitační zrychlení na 45° zeměpisné šířky při mořské hladině (g0), nahraďme virtuální teplotu teplotou T0 = 273,16 K (tj. 0 °C) a výsledkem bude normální výška homogenní atmosféry H0:

H0=

Rd T 0 , g0

(13)

což po dosazení numerických hodnot (Rd = 287 J.kg-1.K-1 a g0 = 9,80617 m.s-2) do (13) znamená, že H 0 =7991 m≈8 km .

12

12 A zde zjevně narážíme na nemožnost nahrazení reálné atmosféry atmosférou homogenní. Výsledek, z něhož vyplývá, že vrcholky himalájských osmitisícovek leží nad horní hranicí atmosféry je absurdní. Z meteorologického hlediska zase proti zavedení homogenní atmosféry hovoří fakt, že pro běžné předpovídání počasí potřebujeme znát poměry alespoň v rozsahu troposféry, tedy nejnižších 8 až 15 km 27


Nyní se vrátíme k (12) a provedeme rozšíření o již zmíněné opravné koeficienty pro gravitační zrychlení g a dosadíme z (6) za virtuální teplotu Tv: e T 10,378  Rd T v Rd T 0 p g0 H= = ⋅ ⋅ . g g0 T0 g

Podíl

T můžeme nahradit výrazem T0 T =1  t , T0

kde

(14)

γ

je koeficient roven

t

teplota ve °C.

(15)

1 , a 273,16

Pro gravitační zrychlení můžeme použít [Škoda, Zikmunda, 1966] g=g 0 1 −0,0026 cos2 1 − z, kde

β

konstanta (= 3,14.10-7)13,

z

výška nad povrchem, a

φ

zeměpisná šířka.

(16)

Zařadíme-li nyní oba členy zpět do (14), bude výška homogenní atmosféry e  Rd T v p (17) H= =7991 , g 1 −0,0026 cos 21 − z  1  t 1 0,378

kde

z

výška, ve které zjišťujeme hodnotu gravitačního zrychlení g.

atmosféry, což nám tato aproximace neumožňuje. Přesto níže uvidíme, že se nám budou dílčí výsledky našich úvah ještě hodit. 13 Platí pro volnou atmosféru. Pro horské oblasti se používá ´ =1,96.10−7 . 28


Provedeme-li numerické výpočty podle (17), dostaneme hodnotu výšky homogenní atmosféry v metrech. Vzhledem k velikosti jednotlivých součinitelů (17) dominuje člen 1  t , což můžeme vyložit tak, že výška homogenní atmosféry H je funkcí teploty, přičemž platí, že s rostoucí teplotou dosahuje homogenní atmosféra větší výšky. 3.2.2

Aproximace druhá: Izotermická atmosféra

První aproximace, tj. homogenní atmosféra, je zajímavou a relativně jednoduše spočitatelnou variantou. Fakt, že hustota vzduchu s výškou poměrně výrazně klesá je ale všeobecně známý, ať už ze zkušeností horolezců nebo z létání. Tomu, že předpoklad neměnné hustoty je jako modelové zjednodušení nepřijatelný, pak odpovídají i výsledky v předchozím odstavci. V homogenní atmosféře by podle (13) nebylo možné studovat některé výrazné meteorologické jevy, např. popisovat výraznější konvektivní jevy (natož pak oblaky druhu cumulonimbus s vertikálním vývojem dosahujícím až k tropopauze, ve vyvinuté podobě výjimečně i spodní části stratosféry). Proto je zřejmé, že se musíme pokusit rovnici hydrostatické rovnováhy upravit poněkud jinak. Začneme tím, že za hustotu vzduchu dosadíme ze stavové rovnice pro vlhký vzduch ještě před integrací, tedy

dp=−

p g dz . Rd T v

(18)

Separujme nyní proměnné (tj. v tomto konkrétním případě převeďme tlak na levou stranu a integrujme:

∫ dpp =−∫ R gT d

dz .

(19)

v

A v tento okamžik narážíme na stejný problém, jako u (10), tedy neznalost závislosti některé (či spíše některých) proměnných v integrálu na pravé straně na výšce. Tentokrát narážíme opět na závislost gravitačního zrychlení na výšce (tu ale nahradíme stejným 29


způsobem, jako v případě první aproximace) a hlavně virtuální teploty. Předpokládejme tedy, že virtuální teploty je na výšce nezávislá, tj. s výškou se nemění. A právě to je základem druhé aproximace, izotermické atmosféry. Definujeme si tedy: Izotermická atmosféra je modelová atmosféra, ve které je teplota vzduchu s výškou konstantní. V případě izotermické atmosféry pak můžeme psát

∫ dpp =− R gT ∫ dz . d

(20)

v

Nyní musíme určit integrační meze. Zatímco v případě homogenní atmosféry jsme jednoduše zvolili meze od povrchu až k horní hranici atmosféry (k výšce H, ve které p=0 ), podíl

dp p

v integrálu na levé straně (20) nám nulovou mez nedovoluje.

Proto zvolíme meze od tlaku

p 1 (naměřeného ve výšce

z 1 ) do

p 2 (ve výšce

z 2 ): p2

z2

1

1

∫ dpp =− R gT ∫ dz , d v z p

(21)

z čehož po integraci získáme

ln

p2 g =−  z −z 1 . p1 Rd T v 2

Protože nás bude v následující úvaze zajímat rozdíl výšek rozdílu

(22)

z 2 −z 1 , který odpovídá

p1 − p 2 , upravíme (22) na tvar

z 2 −z 1 =

Rd T v p ln 1 . g p2 30

(23)


Porovnáme-li (23) se vztahem pro výšku homogenní atmosféry H (14), získáme e T 1 0,378  Rd T 0 p p g0 z 2 −z 1 = ⋅ ⋅ ⋅ln 1 , g0 T0 g p2 kam opět doplníme všechny opravné koeficienty a současně nahradíme virtuální teplotu uváděnou v Kelvinech teplotou t ve stupních Celsia:

1  t 1 0,378 z 2 −z 1 =7991

e  p _

1 −0,0026 cos 2 1 − z 

ln

p1 . p2

V literatuře najdeme často tento vztah v jeho přibližné (s dostačující přesností) podobě

z 2 −z 1 =7991 ln p1 −ln p 2 1  t 1 0,378

_ e 1 0,0026 cos 2 1  z . p

Poslední úpravou bude nahrazení přirozeného logaritmu logaritmy dekadickými, které jsou pro praktické výpočty užívanější:

z 2 −z 1 =18400 log p1 −log p 2 1  t 1 0,378

_ e 1 0,0026 cos 2 1  z . p

Tento vztah (24) se nazývá Laplaceova14 úplná základní barometrická formule. Výraz (24) již (na rozdíl od modelu homogenní atmosféry) naštěstí respektuje fakt, že atmosféra přechází v meziplanetární prostor plynule, proto je také model izotermické atmosféry mnohem reálnější a je možné s ním počítat v některých meteorologických úlohách. Realitě se přibližuje zejména tehdy, když známe vertikální průběh teploty 14 Pierre Simon Laplace (*1749 – †1827), francouzský matematik, fyzik, astronom, zabývající se mj. problematikou atmosférického tlaku. 31


a můžeme si rozdělit atmosféru (nebo její část) na vrstvy s konstantním vertikálním teplotním gradientem. Pro ně můžeme nahradit uvažovanou konstantní teplotu t průměrnou teplotou ve vrstvě. Reálná atmosféra (či její zvolená část) se tak nahradí “na sebe poskládanými” izotermickými vrstvami s nespojitým (“skokovým”) průběhem teploty, které se poté sčítají. Zkusíme si jeden výpočet: stanovme si úkol spočítat výšku, kterou je nutno překonat, aby se tlak vzduchu v izotermické atmosféře zmenšil na polovinu (např. z 1000 na 500 hPa). Vyjde nám hodnota, která je přibližně rovna 5500 m, což lze s malou nepřesností interpretovat tak, že se tlak vzduchu sníží každých 5500 m vždy o polovinu. Tento výsledek také odpovídá empirickým zkušenostem. Laplaceova úplná základní barometrická formule se běžně používá, na jejím základě se provádí redukce tlaku vzduchu na smluvenou referenční hladinu, většinou hladinu moře, tak, aby bylo možno sestavovat přízemní povětrnostní mapy, přesněji řečeno pro možnost na nich analyzovat tlakové pole (rozložení tlakových útvarů) a tím i charakter proudění. Protože ale při přečtu zjednodušujeme, používá se přepočet na hladinu moře jen u stanic s nadmořskou výškou do 550 m, ostatní jsou již pokládány za horské.

3.3

Vertikální barický gradient

Nejprve si uvedeme obecnou definici gradientu: Gradient je vektor, který dostaneme aplikací operátoru

∇≡ ∂ , ∂ , ∂  ∂x ∂ y ∂z

na libovolnou skalární veličinu φ. Jsou-li x a y horizontálními souřadnicemi, potom dvojrozměrný

vektor

∇ H ≡

∂ ∂ ,  nazýváme ∂x ∂y

horizontálním

gradientem

a parciální derivaci φ podle vertikální souřadnice z gradientem vertikálním15.

15 V meteorologii ale často do operátoru gradient zahrnujeme znaménko minus, což je znát i v následné definici vertikálního barického gradientu. 32


Vertikální barický gradient G v je definován následovně: Vertikální barický gradient G v je pokles tlaku s výškou, tj. G v =−

∂p . ∂z

Parciální derivace je v definici vertikálního barického gradientu zcela na místě, neboť tlak není pouze funkcí výšky, ale i horizontálních souřadnic a času, tedy p=f  x , y , z , t  . Kdyby byl tlak vzduchu výhradně funkcí výšky, stačilo by použít derivaci totální. Nyní si s pomocí definice totálního diferenciálu, hydrostatické rovnice a stavové rovnice odvodíme vztah pro vertikální barický gradient. Začneme vyjádřením totálního diferenciálu

dp=

kde

∂p ∂p ∂p ∂p dx dy dz dt , ∂x ∂y ∂z ∂t

x,y,z

horizontální souřadnice,

t

čas,

p

tlak vzduchu.

(25)

Rovnici hydrostatické rovnováhy známe: dp=− g dz ,

což znamená, že výraz (25) pro totální diferenciál můžeme přepsat na ∂p ∂p ∂p ∂p dx dy dz dt=− g dz . ∂x ∂y ∂z ∂t

(26)

Vše se nám zjednoduší, jestliže budeme předpokládat, že pozorování provádíme v daném místě (tedy

x , y=konst. ), z čehož vyplývá, že dx=dy=0 .

První dva členy na levé straně (26) jsou tedy při splnění zmíněné podmínky nulové. Pokud navíc splníme druhou podmínku, tj. že pozorování provedeme ve stejném 33


okamžiku (například dvěma synchronizovanými barometry umístěnými v různých výškách), platí, že

dt=0 a tedy i čtvrtý člen levé strany (26) vypadne. Můžeme potom

psát ∂p dz=− g dz . ∂z

(27)

Nyní provedeme ve fyzice relativně často používanou úpravu a vydělíme obě strany (27) totálním diferenciálem dz . Pak dosadíme do definice vertikálního barického gradientu, z čehož dostáváme G v = g a nahradíme-li hustotu ze stavové rovnice, potom

G v=

pg . Rd T v

(28)

Vertikální barický gradient je pak udáván v hPa.m-1. Pomocí vertikálního barického gradientu si zavedeme pojem tzv. barického stupně: Barický stupeň h je převrácená hodnota vertikálního barického gradientu, tj. vertikální vzdálenost, která odpovídá poklesu tlaku vzduchu o jednotkovou hodnotu. Vyjádřeno matematicky tedy

h=

1 . Gv

Hodnoty barického stupně h i vertikálního barického gradientu Gv jsou prezentovány v tab. 3-1 (údaje jsou uvedeny pro teplotu vzduchu 0°C).

34


p [hPa] 1000

800

600

400

Gv [hPa/100m]

12,5

10

7,5

5

h [m/hPa]

8

10

13,3

20

Tab. 3-1: Závislost Gv a h na tlaku vzduchu Ze vztahu (28) je zřejmé, že velikost vertikálního barického gradientu Gv je přímo závislá na tlaku vzduchu (tedy se stoupajícím tlakem se zvyšuje i hodnota jeho vertikálního gradientu) a současně nepřímo závislá na teplotě. Z toho logicky vyplývá, že ve studeném vzduchu klesá s výškou tlak rychleji (vertikální gradient tlaku vzduchu je větší), zatímco v teplém klesá pomaleji (hodnota vertikálního gradientu tlaku vzduchu je menší). Na obr. 3-2 je tato závislost schematicky znázorněna, je však třeba mít na paměti, že je to opravdu jen schéma – nespojitost v průběhu tlaku vzduchu i jeho teploty tak, jak je zde nakreslena je fyzikálním nesmyslem.

Obr. 3-2: Ilustrace závislosti vertikálního gradientu tlaku vzduchu ve vzduchových hmotách s různou teplotou (p je referenční izobarická hladina, T teplá a S studená vzduchová hmota)

35


3.4

Změna hustoty vzduchu s výškou

Vrátíme se zpět k již uvedeným modelovým atmosférám. V homogenní atmosféře se hustota vzduchu s výškou nemění. Proto pro přiblížení se reálné atmosféře použijeme druhý model – izotermickou atmosféru. Vyjdeme opět ze stavové rovnice

=

p Rd T v

(29)

a tu budeme parciálně (hustota není závislá pouze na vertikální souřadnici) derivovat podle vertikální souřadnice, tj. podle z: ∂T v ∂p Rd T v− p R ∂ ∂ z ∂z d , = ∂z R 2d T 2v

kam dosadíme za

∂p ∂z

z rovnice hydrostatické rovnováhy (9 + poznámka pod čarou)

∂p =− g ∂z a krácením upravíme na g ∂ p ∂T v 1 =− − . ∂z Rd T v Rd T v ∂ z T v Sem opět dosadíme za hustotu ze stavové rovnice (29) a proto ∂  g ∂T = − − v  . ∂ z T v Rd ∂ z

36

(30)


Diskutujme možné varianty, které nám z (30) vyplývají. Nejprve zjistěme, za jakých podmínek by byla homogenita atmosféry reálná, tj. kdy k tomu, že uvažujeme o atmosféře, je jasné, že hustota

≠0 ,

∂ =0 . Vzhledem ∂z proto musí být nulový

obsah závorky v (30). S jistým (přijatelným) zanedbáním můžeme tvrdit, že člen

g Rd

je

konstantou, a nahradit gravitační zrychlení g hodnotou normálního gravitačního zrychlení g0: g 0 9,81 = =0,034 [K.m-1] R d 278 a použijeme-li přepočet na 100 m (vzhledem k tomu, že druhý člen v závorce uvádíme v kelvinech na 100 m)

g =3,4 K/100m. Rd

V homogenní atmosféře platí pro vertikální gradient virtuální (a opět s jistým přiblížením můžeme psát, že i reálně měřené) teploty, že ∂T v g =− =−3,4 ∂z Rd

[K/100m].

Zde je na místě připomenout, že běžné hodnoty vertikálního teplotního gradientu se pohybují v intervalu 0,6 až 0,8 °C/100m. Z toho je zřejmé, že za normálních okolností platí, že

−

g ∂T v − 0 Rd ∂ z

a hustota vzduchu tak podle (30) s výškou klesá. Tento fakt je plně v souladu s empirickými zkušenostmi. 37


Co se ale děje, klesá-li vertikální teplota větším tempem než o 3,4 °C na každých 100 metrů? Zjevně bude docházet k tzv. inverzi hustoty vzduchu. Znamená to, že v takové situaci leží řidší vzduch pod hustším, neboť hustota vzduchu bude s výškou stoupat. Protože tento stav je ale velmi nestabilní, vyvolává okamžitě samovolné výstupné pohyby řidšího vzduchu. Proto hovoříme o hodnotě

−

∂T v =−3,4 ∂z

K/100m

jako o kritickém, nebo také autokonvekčním vertikálním gradientu teploty. Inverze hustoty je stav nestabilní, nikoliv ale nereálný. V letních měsících se při jasné obloze vhodné druhy povrchů, např. s nízkým albedem (a tedy se schopností absorbovat téměř všechno dopadající záření), intenzivně přehřívají a od nich se ohřívá i přilehlá vrstva vzduchu. Zatímco přímo nad asfaltovým povrchem silnice tak můžeme naměřit teploty vzduchu kolem 60 °C, v podmínkách meteorologické budky (tj. 2 m nad povrchem) pak jen kolem 35 °C. Spočítáme-li pak vertikální gradient teploty, dostaneme hodnotu kolem 25 °C na 2 m, tedy pro srovnání asi 1250 °C na 100 m. Je zřejmé, že autokonvekční gradient je bohatě překročen a přes intenzivní vertikální výměnu vzduchu, která tak nastává, se inverze hustoty udržuje díky ohřevu od povrchu po dobu, kdy povrch přijímá dostatek energie z přímého slunečního záření. Jakmile příkon sluneční energie poklesne pod limitní mez, inverze hustoty rychle končí a teplotní zvrstvení se během krátké doby přiblíží normálnímu.

3.5

Tlakové útvary

Tlakovým polem nazýváme plošné rozdělení tlaku vzduchu. Znázorňujeme ho na synoptických mapách pomocí izobar, tedy čar spojujících místa se stejnou hodnotou tlaku vzduchu přepočítaného na smluvenou referenční výškovou hladinu, standardně na hladinu moře. V konkrétním tlakovém poli pak můžeme rozeznat následující charakteristické objekty, tzv. tlakové útvary:

38


a) Tlaková výše (anticyklóna) je oblast se zvýšeným tlakem vzduchu v atmosféře, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je vyšší než v okolí. Pro tlakovou výši je charakteristická cirkulace ve směru hodinových ručiček na severní polokouli a proti směru hodinových ručiček na jižní polokouli. b) Hřeben (též výběžek) vyššího tlaku vzduchu je oblast vyššího tlaku vzduchu bez uzavřených izobar či izohyps. Na synoptické mapě bývá vyjádřena izobarami či izohypsami s anticyklonálním zakřivením. Hřeben (výběžek) může být též součástí tlakové výše. c) Tlaková níže (cyklóna) je oblast se sníženým tlakem vzduchu, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je nižší než v okolí. Pro tlakovou níži je charakteristická cirkulace proti směru hodinových ručiček na severní polokouli a ve směru hodinových ručiček na jižní polokouli.

Obr. 3-3: Tlakové útvary s charakteristickou cirkulací na severní polokouli d) Brázda nízkého tlaku vzduchu je oblast nižšího tlaku vzduchu bez uzavřených izobar či izohyps. Na synoptické mapě bývá vyjádřena izobarami nebo izohypsami s cyklonálním zakřivením.

39


3.6

Geografické rozdělení tlaku vzduchu

Tlakové pole je prvek v čase silně proměnlivý. Chceme-li tedy pro představu získat nějaký normál pole tlaku vzduchu, je třeba průměrovat hodnoty tlaku vzduchu za dlouhá období. Vhodným způsobem průměrování údajů vztažených ke konkrétním termínům můžeme vyloučit vliv aperiodických změn. Vyneseme-li pak toto průměrované tlakové pole do mapy severní polokoule, nalezneme na ní místa s výraznou preferencí nižšího či vyššího tlaku vzduchu. Abychom byli schopni popsat i sezónní změny, mějme mapu rozložení tlaku vzduchu na hladině moře v lednu a červenci, tedy dvou teplotně extrémních měsících. Zde je pak stručný popis obou map: LEDEN V lednu se v okolí rovníku vyskytuje pás nižšího tlaku vzduchu související s intertropickou zónou konvergence (ITCZ), která se nachází na linii styku pasátů obou polokoulí a je charakteristická uspořádanými výstupnými pohyby na čáře konvergence, která je v lednu jižně od rovníku. Severněji – v subtropech – zaznamenáme nad oceány tlakové výše, které se podle místa jejich výskytu nazývají azorská a havajská anticyklóna. V mírných zeměpisných šířkách se nad vlivem deficitu tepelné bilance výrazně prochlazenými pevninami tvoří výrazná kanadská a zvlášť mohutná sibiřská tlaková výše. V subtropech (nad oceány) a v mírných šířkách (nad pevninami) tak vzniká prakticky souvislý pás vyššího tlaku vzduchu. Severněji leží dvě hluboké tlakové níže, islandská a aleutská. Od těchto cyklón směrem k severu tlak vzduchu opět vzrůstá. ČERVENEC Pás nízkého tlaku vzduchu v ekvatoriální oblasti se projevuje i v letních měsících, jeho osa se ale přesouvá na sever od rovníku, směrem k obratníku raka. Také azorská a havajská anticyklóna zůstávají, jsou dokonce mohutnější než v zimních měsících (tj. tlak v jejich středech je vyšší). V mírném pásmu se ale na rozdíl od ledna nad pevninami, tentokrát teplejšími než povrch oceánů, tvoří termicky podmíněné tlakové níže – severoamerická deprese a výraznější íránská cyklóna. V oblasti Islandu a Aleut zůstávají i přes léto tlakové níže, jsou však méně výrazné než v zimě.

40


Obr. 3-4 a: Geografické rozdělení tlaku vzduchu na severní polokouli – leden

Obr. 3-4 b: Geografické rozdělení tlaku vzduchu na severní polokouli - červenec

41


Podle výše uvedeného popisu obou map (obr. 3-4 a, b) můžeme tedy rozdělit tlakové útvary na severní polokouli na dva základní druhy: a) tlakové útvary permanentní (tj. s celoročním výskytem): •

ekvatoriální pás nízkého tlaku vzduchu;

•

azorská a havajská anticyklóna;

•

islandská a aleutská tlaková níže;

b) tlakové útvary sezónní (tj. s výskytem pouze v jednom období): •

kanadská a sibiřská tlaková výše;

•

íránská tlaková níže a severoamerická deprese.

Kromě periodického kolísání tlaku vzduchu souvisejícího s energetickými toky globálního měřítka a jejich sezónními cykly dochází též k aperiodickým změnám tlaku vzduchu. Změny velkého (synoptického) měřítka jsou buď termické (tedy změny teploty vzduchových hmot), a nebo dynamické (výměna vzduchových hmot s různými fyzikálními vlastnostmi, přenos vzduchových hmot ve volné atmosféře). Tlak vzduchu se mění také v menším plošném měřítku (mezoměřítku i mikroměřítku), např. nerovnoměrným zahříváním vzduchu nad zemským povrchem, vlivem orografie, hromaděním nebo odčerpáváním vzduchu v jednotlivých oblastech. Aperiodické změny tlaku vzduchu mohou být poměrně výrazné. Světové minimum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře bylo naměřeno v centru tajfunu v Tichém oceánu16 12.10.1979 (870 hPa), maximum bylo zaznamenáno na sibiřské stanici Agata17 31.12.1968 (1083,8 hPa)18.[2]

3.7

Časové změny tlaku vzduchu

Jak jsme se již zmínili, není pole atmosférického tlaku závislé pouze na prostorových souřadnicích, ale také na času. Jeho časové změny můžeme pro zjednodušení rozdělit na periodické a aperiodické.

16 Na 16° s.z.š. a 138° v.d. 17 Stanice s mezinárodním indikativem 23383 a souřadnicemi 66°53´ s.š. a 93°28´ v.d. 18 Oba údaje jsou přepočítány na hladinu moře. 42


3.7.1

Periodické změny tlaku vzduchu

V meteorologii a klimatologii sledujeme u meteorologických prvků dvě základní charakteristiky, a těmi jsou roční a denní chod daného prvku. Pod pojmem roční chod rozumíme časový průběh hodnot meteorologického prvku v průběhu roku, vyjádřený pomocí dlouhodobých měsíčních průměrů. Analogicky je denní chod prvku sledován pomocí hodinových průměrných hodnot sledovaného prvku. 3.7.2

Roční chod tlaku vzduchu

Již z předchozího bodu (věnovaného geografickému rozdělení tlaku) je zřejmé, že nad pevninami a oceány bude mít roční chod tlaku vzduchu rozdílný průběh. Nad kontinenty zaznamenáváme tzv. jednoduchou vlnu ročního chodu, tj. křivku s jedním maximem a jedním minimem. Maximum připadá na zimní měsíce, nejčastěji na leden, minimum pak na letní měsíce, nejčastěji červenec. Ve vysokých horských polohách, tj. zhruba nad 2000 m n.m., však vykazuje roční chod zcela opačný průběh s maximem v létě a minimem v zimě. Tento jev je způsoben pomalejším poklesem tlaku v teplejším vzduchu než ve studeném (viz obr. 3-2).

Obr. 3-5: Roční chod tlaku vzduchu v různých geografických podmínkách Nad oceánem je roční chod charakteristický dvojitou vlnou s maximálními hodnotami v zimě a v létě a minimálními na jaře a na podzim. Opačný chod pak byl zaznamenán v polárních oblastech, kde jsou maxima v jarních a podzimních měsících, 43


minima pak v zimě a v létě. Kolem pólu je však roční chod poměrně často přerušován přechody výrazných tlakových níží, takže uvedený průběh je pouze orientační. Srovnání ročních chodů je zobrazeno na obr. 3-5. Je však třeba upozornit, že se jedná o symbolické znázornění, tedy nelze brát v úvahu hodnoty na ose y (proto byly vynechány). V tomto případě je důležitý tvar jednotlivých vln, nikoliv jejich amplituda. 3.7.3

Denní chod tlaku vzduchu

Denní změny tlaku vzduchu lze získat ze záznamů barografu (mikrobarografu), tedy z barogramu (mikrobarogramu). Překládáme-li pak přes sebe dostatečně velký počet barogramů (tedy máme-li dostatečně dlouhou řadu měření), předpokládáme, že se výrazně potlačí vliv aperiodických změn tlaku vzduchu a získáme tak denní chod tlaku vzduchu. Druhá metoda používá pro překrývání pouze barogramy ze dnů, kdy nebyl průběh tlaku vzduchu narušen žádnými výraznými aperiodickými změnami. Tento postup je vhodnější pro mírné a vyšší zeměpisné šířky, ve kterých jsou periodické denní změny tlaku vzduchu poměrně malé a mohou být výraznějšími aperiodickými změnami zcela potlačeny. Nevýhodou je však potřeba delších časových řad a určitá subjektivita vnesená do posouzení míry vlivu nepravidelných změn. Denní chod tlaku vzduchu je tedy nejvýraznější v tropických oblastech, se vzrůstající zeměpisnou šířkou pak jeho amplituda klesá, zatímco v tropech dosahuje jeho amplituda hodnot kolem 3 až 4 hPa, v mírných šířkách pak již jen 0,3 až 0,6 hPa. Křivka denního chodu tvoří dvojitou vlnu, přičemž maxima nastávají dopoledne a pozdě večer, přibližně kolem 10. a 22. hodiny místního středního slunečního času (MSSČ), minimální hodnoty zaznamenáváme kolem 4. až 16. hodiny (obr. 3-6). Jaké jsou příčiny těchto periodických změn? Jednou z nich jsou slapové síly, které jsou důsledkem gravitace jednak Slunce, ale zejména Měsíce. Tyto síly vyvolávají v atmosféře (ale nejen v ní) přílivové jevy, které způsobují změny tlaku, jejichž velikost je řádově 10-2 hPa. Samotné slapové síly tedy rozhodně nemohou denní chod tlaku vzduchu vysvětlit v celém rozsahu (což plyne ze srovnání velikosti amplitudy denních změn a vlivu slapových sil).

44


Proto je třeba hledat ještě další periodický proces, který denní chod tlaku formuje. Tímto druhým faktorem, který výrazněji ovlivňuje tlak vzduchu, je polodenní teplotní vlna a vlastní denní chod je pak výslednicí obou těchto hlavních příčin.

Obr. 3-6: Denní chod tlaku vzduchu (porovnání tropického pásma a mírných zeměpisných šířek) 3.7.4

Aperiodické změny tlaku vzduchu

Pod pojmem aperiodické změny tlaku vzduchu rozumíme veškeré změny tlaku vzduchu, které nelze nijak sladit s časovým cyklem. Mezi nejvýraznější jevy synoptického měřítka patří změny související s pohyby tlakových útvarů a atmosférických front, dynamické změny tlakových útvarů (prohlubování či vyplňování tlakových níží, zesilování či slábnutí anticyklón). Z hlediska dějů mikroměřítka pak jsou velmi výrazné změny spojené s přechodem oblaku druhu cumulonimbus (Cb), na jehož čele (v oblasti intenzívních výstupných pohybů) tlak vzduchu výrazně klesá, na zadní straně (v oblasti sestupného proudu studeného vzduchu) pak prudce stoupne.

45


Neperiodické změny tlaku dosahují běžně hodnot v řádu jednotek hPa za 3 hod., mohou však i v našich podmínkách ojediněle přesáhnout 10 hPa za 3 hodiny (zejména v případě vzestupů). Je tedy zřejmé, že mohou výrazně převýšit denní chod tlaku vzduchu a zcela potlačit jeho charakteristický průběh.

46


4

Proudění vzduchu

V této kapitole se budeme věnovat proudění vzduchu a jeho popisu. Podle [1] je proudění vzduchu (též vítr) definováno takto: Proudění vzduchu (vítr) je jeden ze základních meteorologických prvků. Je to vektor popisující pohyb zvolené částice vzduchu v určitém místě atmosféry v daném časovém okamžiku.19 Uvážíme-li, že sílu působící na částici vzduchu můžeme vyjádřit jako součet jejích složek, a současně jako součin hmotnosti této částice a jejího zrychlení, můžeme za předpokladu jednotkové hmotnosti psát dv =G C K T , dt kde

dv dt

(1)

je vektor zrychlení částice, G je vektor síly tlakového gradientu, C vektor

Coriolisovy síly, K vektor odstředivé síly a T vektor síly, kterou působí na částici tření.

4.1

Síla barického gradientu

Nejprve se zaměříme na sílu tlakového (barického) gradientu. Představme si dvě izobarické plochy (plochy se stejným tlakem vzduchu) vzdálené od sebe ve směru normály o δn, jejichž tlak se liší o δp (obr. 4-1). Nyní si vyjádříme sílu, kterou působí vzduchový sloupec na stejně velkou plochu S obou izobarických ploch jako součin tlaku vzduchu a plochy S (což vyplývá z definice tlaku jakožto síly působící na jednotku plochy).

19

Přestože vektor proudění vzduchu je tvořen horizontální i vertikální složkou, v meteorologii často označujeme pouze jeho horizontální složku. 47

pojmem vítr


Obr. 4-1: K síle tlakového (barického) gradientu Na izobarickou plochu 1 podle obr. 4-1 působí síla F1 = p S a na izobarickou plochu 2 F 2 = p p S . Síla, kterou působí na vzduchovou částici s jednotkovou hmotností rozdíl tlaku vzduchu δp mezi oběma izobarickými plochami vzdálenými o δn je G=F 1 −F 2 =− p . S .

Po vyjádření plochy S pomocí objemu V=

m 

S=

V a následném dosazení za objem n

pak můžeme předchozí výraz pro m = 1 upravit na

G=−

1 p .  n

48


Obecně pak pro vektor síly tlakového gradientu platí

G=−

1 ∇ p, 

(2)

kde ∇ p je gradient tlaku. Pro složky G ve směru horizontálních os (x, y) a vertikální složku (z) pak můžeme z (2) psát

G x =−

1 ∂p 1 ∂p , G y =− ,  ∂x  ∂y G z =−

1 ∂p .  ∂z

Ještě se nám bude hodit celkové vyjádření horizontální složky ve vektorovém tvaru

G H =−

1 ∇ p,  H

(3)

kde ∇ H p je horizontální gradient tlaku vzduchu.

4.2

Geostrofický vítr

Nyní se vraťme k výrazu (1), který je zjednodušenou

pohybovou rovnicí.

Nejjednodušší aproximací skutečného proudění nám budiž tzv. geostrofický vítr, který je v [1] definován takto: Geostrofický vítr (geostrofické proudění) je ideální horizontální proudění bez tření v atmosféře a s tangenciálním, i normálovým zrychlením rovným nule.

49


Z definice geostrofického větru tedy vyplývá, že v (1) pokládáme zrychlení, odstředivou sílu i sílu tření za rovnu nule a předpokládáme tedy rovnováhu mezi silou tlakového gradientu G a Coriolisovou silou C. Dosadíme-li tyto předpoklady do (1) dostáváme G =−C ,

(4)

což znamená, že vektory obou sil mají stejnou velikost, ale opačný směr. Protože vektor síly tlakového gradientu G směřuje vždy – viz (2) – od vyššího tlaku k nižšímu, je zřejmé, že vektor Coriolisovy síly C je orientován od nižšího tlaku vzduchu k vyššímu (obr. 4-2).

Obr. 4-2: Geostrofická aproximace proudění (G = -C) Nyní dosadíme do (4) za obě síly a spočítáme rychlost geostrofického proudění vg. Sílu tlakového gradientu již známe (viz odstavec 4.1), dosadíme také za Coriolisovu sílu a dostáváme z (4) −

1 ∂p =−2  v g sin  ,  ∂n

kde ω je úhlová rychlost rotace Země kolem své osy a φ zeměpisná šířka.

50


Upravme tento tvar pro rychlost geostrofického větru

v g=

1 ∂p . 2 sin   ∂ n

(5)

Podívejme se nyní trochu podrobněji na vliv Coriolisovy síly na rychlost a směr geostrofického proudění. Vzhledem k tomu, že je ve jmenovateli obsažen sinφ, deklarujeme, že geostrofický vítr na rovníku (sin 0 = 0) neexistuje. Dále si z vlastností funkce sinus snadno dovodíme, že rychlost geostrofického větru se snižuje se vzrůstající zeměpisnou šířkou. Protože pokládáme znaménko zeměpisné šířky na severní polokouli za kladné a na jižní za záporné, vyplývá z toho další důsledek Coriolisovy síly: na severní polokouli má geostrofický vítr směr takový, že nechává nižší tlak vzduchu nalevo (viz obr. 4-2), na jižní polokouli je směr opačný (nižší tlak vzduchu napravo). Z členu reprezentujícího sílu tlakového gradientu dále vyplývá, že rychlost geostrofického větru roste se zvyšující se hodnotou tohoto gradientu, tedy čím hustší jsou izobary, tím vyšší je rychlost geostrofického větru. Je potřeba zdůraznit, že výchozími předpoklady geostrofické aproximace jsou mj. nezakřivené izobary (nulová odstředivá síla) a absence tření. Proto můžeme s přijatelnou nepřesností pokládat geostrofický vítr za skutečný pouze nad mezní vrstvou atmosféry, tedy od izobarické hladiny 850 hPa, a v případě malého zakřivení izohyps. Za těchto podmínek jsou totiž síla tlakového gradientu a Coriolisova síla řádově větší než ostatní síly v (1).

4.3

Gradientový vítr

Právě omezené možnosti použití geostrofického větru v meteorologické praxi vedou k hledání přesnějšího přiblížení. Zavádíme pak podle [1]: Gradientový vítr (gradientové proudění) je ideální horizontální proudění bez tření v atmosféře, s nulovým tangenciálním, ale obecně nenulovým normálovým zrychlením.

51


Výše uvedená definice tedy znamená, že

dv =0 , síla tření T = 0 a vztah (1) dt

můžeme psát obecně ve tvaru C =−G − K .

Budeme-li však počítat rychlost gradientového větru vgr, musíme rozlišovat proudění podél cyklonálně, resp. anticyklonálně zakřivených izobar (obr. 4-3). Věnujme se nejprve proudění podél cyklonálně zakřivených izobar (obr. 4-3 a). Jak vyplývá již z výše řečeného, vektor síly tlakového gradientu G směřuje k oblasti nižšího tlaku vzduchu, vektor Coriolisovy síly C k vyššímu tlaku vzduchu a z obrázku vyplývá, že vektor odstředivé síly K je orientován od středu rotačního pohybu. Pro velikosti vektorů tedy můžeme psát C =G−K

a po dosazení za Coriolisovu sílu a odstředivou sílu v 2gr f v gr =G− , r kde

f =2 sin  , tedy tzv. Coriolisův parametr, a r je poloměr zakřivení izobar.

Řešením této kvadratické rovnice pro rychlost gradientového větru dostáváme

v gr =−



fr fr 2 ±   G r . 2 2

Fyzikální smysl má pouze kladná rychlost gradientového proudění, tedy z obou možných řešení jen to s kladným znaménkem před odmocninou.

52


Vztah



2

fr fr    G r v gr =− 2 2

(6)

je pak platným řešením pro libovolné hodnoty síly tlakového gradientu G a poloměru zakřivení r.

Obr. 4-3: Gradientový vítr (G = - C – K) pro cyklónu (a) a anticyklónu (b) Nyní se podívejme na případ s anticyklonálním zakřivením izobar. Z obr. 4-3 b) pro výpočet rychlosti gradientového větru vyplývá C =G K , a tedy po dosazení v 2gr f v gr =G . r

53


Řešením této kvadratické rovnice je



fr fr 2 v gr = ±   −G r . 2 2

(7)

Opět platí, že fyzikální smysl má jen kladná hodnota rychlosti. Ze vztahu (7) je zřejmé, že rychlost gradientového větru může být tentokrát kladná pro obě znaménka před odmocninou, ale síla tlakového gradientu G a poloměr zakřivení r musí splňovat podmínku fr 2   −G r≥0 , 2 a odtud pro sílu tlakového gradientu

G≤

f2r . 4

Při anticyklonálním zakřivení izobar tedy nemůže síla tlakového gradientu (na rozdíl od zakřivení cyklonálního) nabývat libovolných hodnot, směrem ke středu tlakové výše musí klesat hodnoty G a tedy i samotná rychlost gradientového větru vgr. I v případě gradientového proudění samozřejmě na severní polokouli platí, že nižší tlak zůstává nalevo od směru pohybu. Cyklonální cirkulace tedy znamená pohyb proti směru pohybu hodinových ručiček, anticyklonální cirkulace pak po směru. Pro danou hodnotu síly tlakového gradientu zaznamenáme v cyklóně ve srovnání s tlakovou výší menší rychlost gradientového proudění. Protože však v případě tlakových níží (na rozdíl od anticyklóny) může dosahovat G prakticky libovolných hodnot, může rychlost gradientového větru uvnitř cyklóny dosáhnout vysokých rychlostí.

54


Gradientový vítr je ve srovnání s geostrofickým prouděním bližší realitě a je možné tuto aproximaci použít s minimální chybou i v případě většího zakřivení izobar. Stále ale toto přiblížení neobsahuje sílu tření (lépe řečeno ji pokládá rovnou nule) a tak je použití gradientového větru možné také až ve volné atmosféře, tj, od izobarické hladiny 850 hPa.

4.4

Vliv tření na proudění vzduchu

Předchozí aproximace byly vzhledem k zanedbání tření o zemský povrch určeny pro volnou atmosféru. Jak ale tření ovlivňuje proudění vzduchu v mezní vrstvě atmosféry?

Obr. 4-4: Vliv tření na směr pohybu Síla tření T působí vždy proti směru pohybu a způsobuje tak odklon proudění od izobar o úhel α směrem k nižšímu tlaku vzduchu (obr. 4-4). Velikost síly tření T (a tím i úhlu α) výrazně závisí na drsnosti povrchu. Ta je podstatně menší nad vodními plochami než nad pevným povrchem, kde je navíc ovlivňována konfigurací terénu, porostem, charakterem povrchu apod. Velikost úhlu α se nad mořem pohybuje kolem 12° až 15°, nad pevninou pak většinou mezi 20° až 35°. Protože rychlost vyrovnávání tlaku je tím větší, čím větší je úhel α, je zřejmé, že podmínky pro vznik cyklón jsou nad hladkým povrchem vhodnější než nad drsným. 55


4.5

Proudění v tlakových útvarech

Vzhledem k odklonu proudění od izobar směrem k nižšímu tlaku vzduchu dochází v cyklónách ke sbíhání (konfluenci) proudnic. Tato sbíhavost pak podmiňuje uspořádané výstupné pohyby vzduchu v tlakové níži (obr. 4-5 a). V horní části troposféry pak dochází k vytékání vzduchu z tlakové níže, proudnice se rozbíhají (difluence). V tlakových výších jsou poměry opačné, tedy v přízemní vrstvě se proudnice rozbíhají, což je kompenzováno sestupnými vertikálními pohyby (subsidencí) v anticyklóně.

Obr. 4-5: Schéma proudění v tlakových útvarech (a – cyklóna, b – anticyklóna) Velikosti vertikálních rychlostí v tlakových útvarech (tedy vzestupných pohybů v cyklónách i sestupných v anticyklónách) dosahují řádu jen 10-2 m.s-1 (centimetrů za sekundu). Jejich význam v meteorologii je však velký. V dalších kapitolách se budeme věnovat i vlivu výstupných pohybů na vznik a vývoj oblaků a srážek, stejně jako dopadu sestupných pohybů na podmínky pro rozptyl znečištění v atmosféře. 56


5

Záření v atmosféře

Hlavním a takřka výhradním zdrojem energie pro Zemi je Slunce. Sluneční záření přicházející do atmosféry Země je možné rozdělit do dvou základních skupin, a to na krátkovlnné, které je tvořeno ultrafialovým a viditelným zářením a dlouhovlnné, tj. tepelné (infračervené).

Obr. 5-1: Procentuální zastoupení složek slunečního záření Energie slunečního záření dopadajícího na horní hranici atmosféry je funkcí vlnové délky, její maximální hodnota přísluší vlnové délce λmax = 474 nm, což odpovídá žlutozelené části viditelné oblasti spektra. Barevný posun je způsoben rozptylem při průchodu atmosférou, kdy dochází k posunu maxima směrem k delším vlnovým délkám. Při bilancování záření je potřeba kvantifikovat záření přicházející na horní hranici atmosféry. Proto zavádíme tzv. solární konstantu S0, kterou definujeme jako tok záření jednotkou plochy kolmé k dopadajícím paprskům na horní hranici atmosféry při střední vzdálenosti Slunce-Země. S0 = 1373 ± 20 W.m-2 [1] (ve starší literatuře též podle soustavy jednotek CGS S0 = 1,94 cal.cm-2.min-1).

57


Protože je záření při průchodu zeslabováno rozptylem (včetně speciálního případu rozptylu, tj. odrazu) nebo pohlcováním (absorpcí), je skutečný tok záření naměřený u zemského povrchu nutně menší než hodnota solární konstanty. Absorpce i rozptyl záření při průchodu atmosférou jsou závislé na jeho vlnové délce, a také na množství vodních par, znečišťujících příměsí apod. Poměrně výrazným jevem je tzv. selektivní absorpce, tedy pohlcování jen „vybraných“ vlnových délek. Příkladem takové absorpce je např. pohlcování UV-B záření v ozónosféře.

5.1

Intenzita záření a insolace

Množství přímého slunečního záření popisujeme pomocí jeho intenzitu, kterou definujeme jako množství zářivé energie, které dopadne na jednotkovou plochu kolmou k paprskům za jednotku času. Kromě intenzity dopadajícího záření I je nutné znát i množství zářivé energie dopadající za jednotku času na jednotku horizontálně orientované plochy povrchu, na který dopadají paprsky pod úhlem α (úhlem, který svírají paprsky s horizontální rovinou). Tuto veličinu budeme značit I´ a nazývat insolace.

Obr. 5-2: K odvození insolace Pro insolaci z obr. 5-2 vyplývá vztah I ' = I⋅sin .

58


Někdy je pro výpočet insolace používán místo úhlové výšky Slunce nad horizontálním obzorem tzv. zenitový úhel (úhel, který svírá rovina procházející nadhlavníkem s paprsky). V takovém případě je sinus α nahrazen cosinem zenitového úhlu. Vzhledem k rotaci Země a ke sklonu její osy vykazuje insolace svůj výrazný roční chod daný zejména výškou Slunce nad obzorem. Maximální insolaci tedy zaznamenáváme v létě, minimum v zimě. Denní chod insolace je pak symetricky rozložen kolem maxima v místním poledni. Intenzita přímého záření klesá se vzrůstajícím znečištěním ovzduší, s vlhkostí (vodou ve všech skupenstvích). Všechny tyto faktory zvyšují absorpci, a - s výjimkou opticky husté (většinou nízké) oblačnosti - také rozptyl tohoto záření. Množství rozptýleného záření se při výskytu střední a vyšší oblačnosti zvyšuje až na dvojnásobek rozptýleného záření při jasné obloze. Nízká souvislá oblačnost (stratus, stratocumulus, nimbostratus) však snižuje i množství rozptýleného záření.

5.2

Rozptyl

Blíže se podíváme na rozptyl záření. Pokud chceme rozptyl popsat matematicky, musíme oddělit rozptyl na molekulách a rozptyl na větších částicích nebo větších shlucích molekul. a) Rozptyl na molekulách:

Obr. 5-3: Schéma rozptylu záření na molekule Mějme přímé sluneční záření dopadající na nějakou molekulu. Část tohoto záření se na molekule rozptýlí do všech směrů, přímé záření je tedy zeslabeno. Otázkou je, jak velká část záření je rozptylována. 59


Míra rozptylu je určena poměrem sumy intenzit záření rozptýleného do všech směrů (iλ) a intenzity dopadajícího záření Iλ, který lze matematicky vyjádřit i 1 =c 4 , I  kde c je koeficient úměrnosti závislý na počtu rozptylujících molekul, indexu lomu částice. Index λ u intenzit záření naznačuje závislost intenzity záření na jeho vlnové délce. Budeme-li studovat směrovou charakteristiku rozptylu, zjistíme, že maximální intenzitu rozptýleného záření zaznamenáme ve směru dopadajícího záření (úhel rozptylu – úhel, o který se rozptýlené záření odchýlí od původního směru - je 0o) a současně ve směru proti dopadajícímu záření (úhel rozptylu 180o), minimální intenzitu rozptýleného záření naměříme ve směru kolmém k dopadajícímu záření (90 o a 270 o). Při bližším studiu bychom zjistili, že intenzita záření rozptylovaného do kolmých směrů je polovinou intenzity záření rozptýleného ve, resp. proti směru dopadajícího záření – viz obr. 5-4.

Obr. 5-4: Směrová charakteristika rozptylu (rozptylová indikatrice) na molekule b) Rozptyl na větších částicích: Pro větší částice nebo velké shluky molekul dostaneme pro poměr intenzit odcházejícího a dopadajícího záření obecný vztah podobný rozptylu na molekulách: i 1 =c '  , I  kde c´ je opět konstanta úměrnosti, která je závislá na indexu lomu prostředí, vlnové délce, velikosti částice (shluku) a oproti rozptylu na malých částicích i na geometrii rozptylující částice (jejím tvaru).

60


Koeficient ε v exponentu závisí na velikosti částice a platí pro něj, že 0 4. Podle vztahu pro molekulární rozptyl (kde ε = 4) je zřejmé, že s narůstající velikostí částice klesá ε k nule a pro velké částice se ztrácí přímá závislost na vlnové délce, protože pro ε = 0 platí, že i =c ' . I Rozptylová indikatrice rozptylu na velkých částicích se výrazně liší od předchozího případu. Většina rozptýleného záření je soustředěna do poměrně malého prostorového úhlu ve směru dopadajícího přímého záření (obr. 5-5).

Obr. 5-5: Rozptylová indikatrice pro rozptyl na velkých částicích

5.3

Albedo

Celkové (globální) záření dopadající na zemský povrch je tvořeno součtem přímého a rozptýleného záření. Ne všechno záření však je povrchem absorbováno, jeho část je odrážena zpět do atmosféry. Schopnost povrchu pohlcovat, resp. odrážet dopadající záření vyjadřujeme pomocí albeda. Albedo povrchu je dáno poměrem odraženého a dopadajícího záření, tedy A=

R , A∈〈0,1〉 . S

61


Tělesům, jejichž povrch má albedo A=1 pak říkáme absolutně lesklé těleso, tělesům s albedem A=0 absolutně černé těleso. Z reálných povrchů je nejkomplikovanější vodní hladina, jejíž albedo je mj. funkcí úhlu dopadu záření a dosahuje hodnot téměř v celé možné šíři (tj. její vlastnosti se mění od téměř absolutně lesklého až po absolutně černé těleso). Kromě úhlu dopadu paprsků záleží i na stavu hladiny (jejím zvlnění). Představme si nyní klidnou vodní hladinu. Jestliže bude Slunce vysoko na obloze (při malém zenitovém úhlu), je téměř všechno záření pohlcováno. Vodní hladina se tedy v tomto případě chová téměř jako černé těleso. Naopak při Slunci nízko nad obzorem se téměř všechno záření od hladiny odráží (albedo je vysoké) a vodní hladina je téměř lesklým tělesem.

5.4

Dlouhovlnné záření Země a atmosféry

Budeme-li zkoumat bilanci dlouhovlnného záření v izolované soustavě Zeměatmosféra, musíme nejprve určit celkové množství energie vyzářené jednotkou plochy zemského povrchu za jednotku času E. Pro absolutně černá tělesa platí vztah E= T 4 , kde σ je Stefan-Boltzmannova konstanta (1.8.10-8 W.m-2.K-4) a T je teplota povrchu tělesa. Z rovnice je zřejmé, že energii vyzařuje každé těleso s teplotou vyšší než 0 K (tj. vyšší než absolutní nula). Protože však Země nemá vlastnosti absolutně černého tělesa, musíme vztah upravit na E =  T 4 , kde ε je tzv. emisivita (schopnost vyzařování) tělesa. Její velikost se pohybuje v mezích od 0 do 1, je bez fyzikálního rozměru a je funkcí albeda vyzařujícího povrchu. Celkovou vyzařovanou energii pak musíme vypočítat integrováním tohoto vztahu podle vlnové délky.

62


Známe-li již vyzařování Země, zavedeme si efektivní vyzařování E* E *=E z −G , kde Ez je vyzařování Země a G zpětné vyzařování atmosféry proti zemskému povrchu. Předpokládejme pro jednoduchost, že zemský povrch i atmosféra jsou absolutně černá tělesa (reálná hodnota emisivity většiny druhů povrchu i oblohy se souvislou oblačností se blíží 1). Pak platí E *= T 4z −T 4m  , kde Tz je teplota Země a Tm je teplota spodní hranice oblačnosti. Ve většině případů je teplota zemského povrchu vyšší než teplota oblačnosti, běžně je tedy E* > 0, což znamená, že bilance dlouhovlnného záření soustavy Země - atmosféra je ztrátová (zemský povrch vyzáří více energie než z atmosféry přijme). V případě izotermní atmosféry je tato bilance vyrovnaná (E* = 0), v případě teplotních inverzí s nízkou vrstevnatou oblačností ale dostáváme výjimečný případ kladné bilance dlouhovlnného záření (E* < 0). Problém nastává při jasné obloze, kterou nelze pokládat za absolutně černé těleso ani v nějakém rozumném přiblížení. Pro vyzařování atmosféry (které je prakticky totožné s vyzařováním vodní páry v ní obsažené) pak byly vztahy experimentálně stanoveny, jedním z nejznámějších je Angströmův vzorec E *= T 4 ab e−c  , či Bruntův vzorec E = T a ' −b '   , *

4

kde ξ je parciální tlak vodních par, a, b, c jsou empirické konstanty (které jsou ovšem platné jen lokálně) a e je Eulerovo číslo (e = 2,7182818284590). Závorka ve výše uvedených vztazích vyjadřuje emisivitu jasné oblohy.

63


5.5

Radiační a tepelná bilance zemského povrchu

Zatím jsme sledovali, co se děje se zářením při průchodu atmosférou a po jeho dopadu. Nyní se zaměříme na zemský povrch (přesněji řečeno na tenkou vrstvu s nenulovou tepelnou kapacitou) a budeme se snažit vyjádřit jeho radiační a tepelnou bilanci, která je určující nejen pro teplotu povrchu, ale také pro teplotu přilehlé vrstvy vzduchu a pro míru vertikální výměny tepla. Vzhledem k významu dopadajícího slunečního záření je zřejmé, že se od sebe budou diametrálně lišit denní a noční bilance. Dále však uvidíme, že noční absence příkonu slunečního záření není jedinou výraznější změnou. Důležité je si uvědomit, že níže uvedené energetické toky jsou znázorněny a do rovnic zasazeny symbolicky, je třeba si všímat zejména jejich znaménka, tj. zda jsou to toky pro zemský povrch ziskové (kladné) nebo ztrátové (záporné). Nejprve se podívejme, jak vypadá bilance přes den (v době, kdy na povrch dopadá sluneční záření):

Obr. 5-6: Schéma radiační a tepelné bilance povrchu ve dne Pomocí symbolické rovnice pak můžeme bilanci v denní době vyjádřit takto: B D=S −S AE *V  LP  , kde

S…

dopadající globální záření,

SA … odražené záření, 64


E* … efektivní vyzařování (normální stav), V…

turbulentní výměna tepla povrch → atmosféra (přes den je povrch teplejší),

L…

latentní teplo (při výparu ztrátové), a

P…

tok tepla do půdy (povrch je přes den prohříván a tak je teplo odváděno

z povrchu do hloubky). Celkovou denní bilanci můžeme rozdělit na její radiační (BR) a tepelnou (BT) část (tj. seskupíme členy zastupující radiaci a tepelné toky). Pak dostaneme: B D=B RB T =[ S −S AE * ][−V  LP ]. V noci odpadají složky představující dopadající a odrážené sluneční záření, navíc se však mění směr tepelných toků: zemský povrch se prochlazuje (díky efektivnímu vyzařování) a získává část tepla z hlubších vrstev půdy (P), část z atmosféry (V), dalším ziskovým tokem je latentní teplo, které se uvolňuje při kondenzaci vodní páry, ke které na chladném povrchu často dochází.

Obr. 5-7: Schéma radiační a tepelné bilance povrchu v noci Symbolická rovnice noční bilance pak má tento tvar: B N =V  LP −E * .

65


5.6

Denní a roční chod teploty povrchu

Denní chod celkové energetické bilance zemského povrchu (tedy radiační i tepelné) můžeme vyjádřit pomocí denního chodu teploty povrchu. Ten má tvar jednoduché vlny s maximem kolem 13. hodiny místního středního slunečního času (MSSČ), minimum nastává kolem východu Slunce. Různou měrou se na tomto průběhu podílejí obě složky celkové bilance. Vezmeme-li odděleně radiační bilanci, je záporná ještě asi dvě hodiny po východu Slunce, krátce po tomto okamžiku se ale již začne blížit k nule a tepelné toky směřující k povrchu ztráty radiační bilance převáží. Proto teplota povrchu začíná stoupat ještě v době, kdy efektivní vyzařování převažuje nad příjmem slunečního záření. Podobně je tomu v době kolem maxima teploty povrchu. Sama radiační bilance je (v závislosti na roční době) ještě několik hodin po 13. hodině kladná, ale ztrátová tepelná bilance již převáží radiační příjem a teplota povrchu začne klesat. Neschopnost povrchu odvádět všechno teplo získané pohlcováním záření je pak příčinou toho, že teplota povrchu je přes den vyšší než teplota bezprostředně přiléhající vrstvy vzduchu. V době bez dopadajícího přímého záření se pak vyzařováním dlouhovlnného záření povrch ochlazuje a teplota povrchu je nižší než teplota přilehlé vzduchové vrstvy. Z toho vyplývá, že denní amplituda teploty povrchu je větší než stejná charakteristika teploty vzduchu. Denní amplituda teploty povrchu závisí zejména na následujících faktorech: •

množství a hustotě oblačnosti (opticky hustší oblačnost brání ve dne ohřevu povrchu přímým slunečním zářením a v noci zmírňuje svým zpětným vyzařováním jeho ochlazování),

•

sklonu povrchu (úhel dopadu přímého záření značně ovlivňuje radiační bilanci – viz insolaci),

•

expozici místa (orientace vůči světovým stranám má též vliv na radiační bilanci),

•

fyzikálních vlastnostech povrchu (albedu, vlhkosti půdy ovlivňující tepelnou vodivost, porostu...), a

•

výměně tepla mezi povrchem a atmosférou (závislé zejména na proudění, směru vertikálních pohybů a vlhkosti vzduchu).

66


Roční chod teploty povrchu je úzce svázán s ročním chodem insolace. Má tedy také tvar jednoduché vlny, na severní polokouli s minimem v lednu a maximem v červenci (na rovníku má tvar dvojité vlny s maximy kolem rovnodennosti). Odlišný průběh má teplota povrchu velkých vodních ploch (oceány, moře). Zde díky podstatně větší tepelné kapacitě vody dochází k časovému posunu v denním chodu, takže minimální teploty zaznamenáváme 2 až 3 hodiny po východu Slunce a maxima přibližně mezi 15. a 16. hodinou MSSČ (místního středního slunečního času). Časový rozdíl se projevuje též v ročním chodu, minimum připadá na únor až březen, maximum většinou na srpen. Roční amplituda teploty hladiny je závislá i na zeměpisné šířce, nejpatrnější je tato závislost u oceánů (rovník 2 °C, 40° z.š. 7,5 °C, směrem k pólu opět klesá). U uzavřených moří je roční amplituda podstatně vyšší (vzhledem k výraznějšímu vlivu okolní pevniny), v případě Černého moře dosahuje až 22, v Baltickém moři mezi 14 až 17 °C.

Obr. 5-8: Denní chod teploty povrchu na pevnině a na hladině oceánu

67


Obr. 5-9: Roční chod teploty povrchu na pevnině a na hladině oceánu

5.7

Šíření tepla do půdy

V obou symbolických rovnicích tepelné bilance zemského povrchu vystupuje kromě výměny tepla mezi povrchem a atmosférou i člen reprezentující tok tepla mezi povrchem a hlubšími vrstvami půdy. Z výše uvedeného je zřejmé, že v denní době je odváděno teplo, které povrch přijímá od přímého i rozptýleného záření, do půdy, v noci se povrch radiačně ochlazuje (je-li efektivní vyzařování normální, tj. přijímá-li povrch méně energie ze zpětného vyzařování atmosféry než vydává vlastním vyzařováním) a teplot se naopak šíří z teplejší půdy k chladnějšímu povrchu. Podívejme se ale na šíření tepla mezi povrchem a půdou podrobněji. Uveďme si bez složitého odvozování přímo rovnici vedení tepla ∂T ∂2 T =k m⋅ 2 , ∂t ∂z kde T je teplota, t čas, z hloubka a km koeficient molekulární tepelné vodivosti přímo úměrný koeficientu tepelné vodivosti a nepřímo úměrný objemovému měrnému teplu půdy a její hustotě.

68


Řešením rovnice vedení tepla získáme zákony šíření tepla vedením. Budeme-li studovat jen případ vedení tepla do hloubky, dostaneme čtyři jeho základní zákony. (1)

Perioda pravidelného kolísání teploty se v půdě s hloubkou nemění. Tento zákon se vztahuje jen na základní charakter periodického kolísání teploty

v půdě, tedy na její denní a roční chod. Ostatní uvedené zákony pak budou upřesňovat amplitudy periodických změn či časový posun dosažení extrémních hodnot. (2)

Amplituda periodických změn teploty půdy se s hloubkou zmenšuje. Závislost amplitudy změn teploty půdy na hloubce je vyjádřena vztahem

Az = A0 exp−z



 , km

kde Az je amplituda změny teploty v hloubce z, A0 amplituda změny teploty na povrchu, km je opět koeficient molekulární tepelné vodivosti, θ perioda pravidelných změn teploty (v našem případě tedy den, resp. rok) a π Ludolfovo číslo. Přestože je koeficient molekulární tepelné vodivosti závislý na konkrétním typu půdy, lze obecně konstatovat, že se s hloubkou amplituda teplotních změn zmenšuje až na prakticky neměřitelné hodnoty. Hloubku, ve který je již periodická změna teploty půdy neměřitelná, nazýváme hloubkou zániku denního, resp. ročního chodu teploty půdy. Praktickými měřeními bylo zjištěno, že denní chod teploty půdy lze v běžných podmínkách sledovat do hloubky kolem 1 m, roční chod pak v závislosti na profilu typů půdy a klimatických podmínkách prakticky zaniká v hloubkách mezi 15 až 30 m. (3)

Poměr hloubek hladin stálé denní a roční teploty půdy je roven poměru druhých odmocnin period těchto pravidelných změn. Představme si půdu, která má v dostatečně velkém vertikálním profilu (do

dostatečné hloubky) konstantní koeficient molekulární tepelné vodivosti. Pak lze vzájemně porovnat hloubky stálých denních (zd), resp. ročních (zr) změn teploty půdy (Az = 0 pro denní periodu θd = 1 a pro roční periodu θr = 365).

69


Po úpravách vztahů pro amplitudu změn teploty dostáváme matematický tvar tohoto zákona



zd  = d. zr r

Dosadíme-li pak číselné hodnoty period zd 1 ≈ 1 . = z r  365 19

Tato teoretická hodnota zřejmě vyhovuje prakticky naměřeným údajům (viz výše). (4)

Čas výskytu extrémů teploty půdy se s hloubkou zpožďuje. Zpoždění výskytu minimálních a maximálních hodnot teploty půdy Δt lze vyjádřit

vztahem

 t=

z 2



 . km

Pozorováním je zjištěno, že nástup denních maxim a minim je zpožděn o 2,5 až 3,5 hodiny na každých 10 cm hloubky. U ročního chodu činí zpoždění nástupu extrémů již podstatně víc (což vyplývá i z uvedeného matematického vyjádření), 20 až 30 dní na každý metr hloubky. Tato měření odpovídají teoreticky spočítaným hodnotám.

70


6

Teplota vzduchu

Pro spodní vrstvy vzduchu je zemský povrch hlavním zdrojem tepla. Teplota povrchu je (jak jsme si již řekli dříve) závislá zejména na příkonu slunečního záření a je dána radiační a tepelnou bilancí. Výměna tepla mezi povrchem a atmosférou probíhá prostřednictvím: •

molekulární vodivosti,

•

konvekce (termicky podmíněných vertikálních pohybů),

•

mechanické turbulence (vertikálních pohybů způsobených třením o povrch nebo umělé překážky),

•

radiačního proudu (předávání tepla dlouhovlnným vyzařováním mezi povrchem a atmosférou i mezi jednotlivými vrstvami atmosféry), a

•

proudu latentního tepla.

Stejně jako teplota povrchu, i teplota vzduchu se v nižších hladinách mění jednak nepravidelně (aperiodicky), ale také pravidelně (periodicky). I zde můžeme najít poměrně výrazný denní a roční chod..

6.1

Denní chod teploty vzduchu

Je zřejmé, že denní chod teploty vzduchu musí korespondovat s chodem teploty povrchu s tím, že s výškou (tj. vzdáleností od povrchu) se bude zmenšovat amplituda a extrémy budou nastupovat s časovým posunem. Tepelné vlastnosti pevniny a hladiny oceánu se podstatně liší, proto budou mít odlišný charakter i denní chody teploty vzduchu nad těmito povrchy. Nad oceánem je amplituda teploty vzduchu sice nižší než nad pevninou, převyšuje ale samotnou amplitudu teploty hladiny oceánu. Maximální teplotu naměříme zhruba kolem 12:30 až 13:00 hodin místního středního slunečního času (MSSČ), což je znatelně dříve než v případě pevniny. Důvodem je fakt, že nad souvislými vodními plochami nelze zanedbat ohřev vzduchu přímým slunečním zářením.

71


Nad pevninou převyšuje amplituda teploty povrchu rozdíl mezi maximální a minimální teplotou vzduchu20. Minimální teplotu naměříme krátce po východu Slunce, maximum zaznamenáme mezi 14. a 15. hodinou MSSČ21. Denní chod teploty vzduchu pak prakticky zaniká ve výškách kolem 2 km nad povrchem. Denní amplitudu teploty vzduchu ovlivňuje řada faktorů, z nichž nejdůležitějšími jsou: •

zeměpisná šířka,

•

vzdálenost od moře,

•

výška nad povrchem,

•

tvar reliéfu krajiny,

•

porost,

•

roční období,

•

oblačnost.

Na zeměpisné šířce je silně závislá již insolace, a je tedy jasné, že s rostoucí zeměpisnou šířkou se zmenšuje i denní amplituda teploty (zatímco v mírném pásu je její hodnota kolem 10 °C, zhruba na 80° s.z.š. již jen kolem 2 °C). Vzrůstající vzdálenost od moře je doprovázena zvyšující se denní amplitudou teploty vzduchu, což je způsobeno rozdílem v amplitudě teploty pevného povrchu a vody. Zatímco přímo nad oceánem naměříme denní rozpětí teplot vzduchu kolem 1,5 °C, například v centru Sibiře dosahuje 15 až 20 °C. V souvislosti s tím pak hovoříme o kontinentalitě podnebí. S rostoucí nadmořskou výškou se amplituda teploty vzduchu zmenšuje. Například na vrcholu Eiffelovy věže (cca 300 m) je denní amplituda již jen poloviční ve srovnání s hodnotu naměřenou ve 2 m. Tvar terénu je do značné míry určujícím pro teplotní poměry. Zatímco na vrcholech probíhá nepřetržitá výměna vzduchu, která omezuje míru ovlivnění povrchem a snižuje tak denní chod teploty, v údolích jsou termické vlastnosti povrchu pro teplotu 20 Neřekneme-li jinak, myslíme teplotou vzduchu hodnotu naměřenou v meteorologické budce, tedy 2m nad povrchem, bez přístupu přímého slunečního záření. 21 Pro pořádek: v letním období to znamená maximální teplotu až mezi 15. a 16. hodinou letního času. 72


vzduchu určující. Kromě toho v nočních hodinách do údolí stéká chladnější (= těžší) vzduch z okolních svahů. Tyto faktory zvyšují denní amplitudu, neboť na jednu stranu ve spolupráci s radiačními vlastnostmi povrchu snižují minimální teploty vzduchu, na druhou stranu umožňují prohřívání vzduchu přes den. Důležitou roli hrají také orientace a sklon svahů. Na svahy orientované jižními směry dopadá více přímého záření, což vede k vyšším maximálním teplotám. Na svah s povrchem kolmým k dopadajícím paprskům přichází záření s vyšší intenzitou (viz vyjádření insolace). Závislost teploty vzduchu nad porostem je odvozena od chodu teploty povrchu. Je-li povrch holý, je denní amplituda jeho teploty vyšší, a tím je vyšší i amplituda teploty vzduchu, na porostlých plochách se obě amplitudy snižují. Letní období je charakteristické maximálním prohříváním povrchu a intenzivním dlouhovlnným vyzařováním povrchu, proto je denní amplituda teploty vzduchu v toto období největší. V zimě sice zaznamenáme dny s výrazným poklesem nočních teplot (dlouhé jasné klidné noci), ale přes den není insolace dostatečná pro výrazné oteplení. Navíc v zimě u nás zaznamenáváme relativně velký počet dnů s amplitudou blízkou 0 °C. Shodně s teplotou povrchu i teplota vzduchu má vyšší denní amplitudu při jasné obloze, která umožňuje výraznější ohřívání přes den (= vyšší maxima) a radiační prochlazování v nočních hodinách (= nižší minima). Hustá nízká oblačnost pak dokáže v zimním období denní chod teploty vzduchu prakticky potlačit.

6.2

Roční chod teploty vzduch

Tvar a amplitudu ročního chodu ovlivňují podobné faktory jako v případě chodu denního: •

zeměpisná šířka,

•

vzdálenost od moře,

•

výška nad povrchem,

•

konfigurace terénu.

Zeměpisná šířka není určující jen pro velikost amplitudy, ale ovlivňuje i tvar ročního chodu. Sledujeme-li roční chod v oblasti rovníku, dostáváme tvar dvojité vlny s maximy příslušnými jarní a podzimní rovnodennosti (Slunce je na rovníku 73


v nadhlavníku), minima připadají na letní a zimní slunovrat (na rovníku je v tu dobu Slunce nejníže, v nadhlavníku je na obratníku Raka, resp. Kozoroha). Tvar dvojité vlny si zachovává celý pás mezi obratníky, přičemž doba maxim a minim je závislá na přesné poloze místa v tomto pásu a na rozdíl od rovníku je tvar ročního chodu nesymetrický. Podle výše uvedeného je zřejmé, že na obratníku Raka (23°30' s.z.š.) zaznamenáme minimum v době zimního a maximum letního slunovratu, vlna je tedy již jednoduchá. Ve vyšších zeměpisných šířkách je již tvar jednoduché vlny zachován, ale dochází k časovému posunu (v našich podmínkách pozorujeme lednové minimum a červencové maximum teploty vzduchu). Amplituda ročního chodu se zvětšuje s rostoucí zeměpisnou šířkou, ve vysokých šířkách je však již výrazně ovlivněna i jinými činiteli. Budeme-li postupovat po jediné rovnoběžce směrem od pobřeží do nitra kontinentu,

zaznamenáme

výrazný

nárůst

amplitudy

ročního

chodu

(zatímco

v podmínkách Irska je teplotní rozsah kolem 8 °C, na stejné zeměpisné šířce na Sibiři dosahuje až kolem 50 °C – zde je na místě připomenout, že roční chod je počítán z řady průměrných měsíčních teplot a nejedná se tedy o rozpětí naměřených extrémů, zde by byla čísla ještě mnohem vyšší a u Sibiře se dostáváme až ke 100 °C)22. Nadmořská výška má na roční chod stejný vliv jako na denní – se vzrůstající výškou se zmenšuje jeho amplituda, v našich podmínkách přibližně tempem 0,2 °C na každých 100 m výšky. Roční kolísání teploty je patrné i ve volné atmosféře, a to prakticky v rozsahu celé troposféry. Konfigurace terénu se opět projevuje stejně jako u denního chodu, ať už se jedná o orientaci svahů, údolní či vrcholový charakter lokality a pod.

6.3

Aperiodické změny teploty vzduchu

V praxi je denní chod často překryt výraznějšími změnami teploty vzduchu, které souvisí s advekcí (přesunem) vzduchu s odlišnými teplotními (většinou ale nejenom teplotními) parametry. Aperiodické změny nejen ovlivňují tvar vlny denního chodu, mohou i zcela obrátit její smysl a maximální teplotu můžeme naměřit v ranních hodinách 22 Pro představu: nejnižší oficiálně naměřená teplota vzduchu na světě je -88,3 °C, nejvyšší +58,8 °C. Nejvyšší průměrná měsíční teplota +38 °C, nejnižší-51 °C. Pro středoevropany jsou nepředstavitelné podmínky na ostrově Massawa u Etiopie: průměrná roční teplota zde dosahuje +30 °C. 74


(zimní situace s teplým sektorem tlakové níže ukončená v ranních hodinách přechodem výrazné studené fronty s vpádem studeného vzduchu). Aperiodické změny mohou narušit nejen denní, ale i roční chod průměrných denních teplot, ve kterém tak můžeme najít úseky s mimořádným krátkodobým ochlazením či oteplením - na našem území tak najdeme pozastavení vzestupu teploty v období květnových „ledových mužů“, Medarda, či naopak oteplení kolem Štědrého dne („vánoční obleva“).

6.4

Vertikální gradient teploty

Vyjádření změny teploty vzduchu s výškou je třeba rozdělit ze dvou různých úhlů pohledu. Začneme lokálním vertikálním teplotním gradientem. Slovo „lokální“ znamená, že teplotu vzduchu změříme ve dvou různých výškách u dvou zcela rozdílných vzduchových částic23. Lokální gradient je tedy to, co můžeme zjistit třeba měřením aerologické sondy a může nabývat různých hodnot. Pokud bychom měli lokální vertikální gradient teploty vzduchu γ vyjádřit matematicky, pak

=−

∂T . ∂z

Poněkud jiná bude situace, kdy budeme sledovat stále stejnou částici při vzestupném pohybu a během výstupu měřit její teplotu. Takto naměřený vertikální gradient teploty vzduchu se pak nazývá individuální. Velikost individuálního gradientu teploty je dána termodynamickými zákony. V případě adiabatického výstupu částice vzduchu (podmínka adiabatičnosti děje, tedy neexistence výměny energie mezi částicí a okolím je splněna definicí vzduchové částice – viz poznámka) je nutno rozlišovat dva případy; výstup částice nasycené vodní parou a výstup nenasycené částice. Rozeznáváme tak dva individuální gradienty: suchoadiabatický a nasyceně adiabatický, jejich definice jsou uvedeny v následující části věnované stabilitě teplotního zvrstvení. Kromě 23 Vzduchovou částicí rozumíme část vzduchu s rozměry tak malými, že při svém pohybu nenarušují okolí a současně dostatečně velkou na to, abychom nemuseli počítat s mezimolekulárními silami. 75


adiabatického děje může mít výstup částice průběh, který nazýváme pseudoadiabatickým dějem. Podrobněji bude popsán díle v této kapitole.

6.5

Stabilita teplotního zvrstvení

Jak již bylo výše uvedeno, probíhá v troposféře nepřetržitě nejen horizontální, ale i vertikální výměna vzduchu – vertikální promíchávání. Intenzita i směr vertikálních pohybů je pak dána vertikálním teplotním zvrstvením. Pro klasifikaci podmínek vertikální výměny zavádíme pojem stabilita teplotního zvrstvení, který vyjadřuje „ochotu“ dané vzduchové částice k samovolným výstupným pohybům a je založen na porovnání momentálního lokálního teplotního gradientu s gradienty individuálními pro nenasycenou a nasycenou vzduchovou částici. Kategorie teplotního zvrstvení pak označujeme jako stabilní nebo instabilní (též labilní), ve speciálním případě také jako podmíněně instabilní (též podmíněně labilní). Zařazení reálného vertikálního teplotního zvrstvení do jedné z těchto skupin je závislé na vertikálním teplotním gradientu a jeho vzájemné relaci se suchoadiabatickým vertikálním gradientem

γd a nasyceně adiabatickým vertikálním gradientem

teploty

γs. Ty

definujeme takto: Suchoadiabatický vertikální gradient teploty γd je záporně vzatá změna teploty částice suchého vzduchu při jejím přemístění o jednotkovou vzdálenost ve vertikálním směru za předpokladu adiabatického děje.

Suchoadiabatický gradient je konstantní a jeho velikost je γd = 0,98 °C/100m ≈ 1 °C/100 m.

Nasyceně adiabatický vertikální gradient teploty γs je záporně vzatá změna teploty částice nasyceného vzduchu při jejím přemístění o jednotkovou vzdálenost ve vertikálním směru za předpokladu adiabatického děje.

76


Velikost tohoto gradientu je funkcí teploty a tlaku vzduchu, závislost jeho velikosti na zmíněných veličinách je přiblížena v tab. 6-1. Pro nižší vrstvy troposféry bývá často pro orientační výpočty použita hodnota γs ≈ 0,6 °C/100 m. Teplota vzduchu [°C] - 10 0 + 10

1 000 0,76 0,65 0,53

Tlak vzduchu [hPa] 700 0,70 0,57 0,46

500 0,64 0,51 0,40

Tab. 6-1: Závislost nasyceně adiabatického gradientu na teplotě a tlaku vzduchu (ve °C/100 m) Můžeme si povšimnout, že nasyceně adiabatický gradient je menší než suchoadiabatický, nasycená částice se tedy při výstupu pomaleji ochlazuje. Tento fakt je způsoben uvolňováním latentního tepla při kondenzaci vodní páry v částici, které tak zpomaluje ochlazování částice. Částice však nevydrží nasycená dlouho, po kondenzaci voda vypadává. Proto je v reálných podmínkách výstup nasycené částice dějem pseudoadiabatickým. Máme-li lokální vertikální gradient teploty γ1 (obr. 6-1): γ1 > γd (a tím i > γs) V případě lokálního vertikálního gradientu γ1 hovoříme o absolutně instabilním teplotním zvrstvení. Z grafu na obr. 6-1 vyplývá, že stoupající nenasycená vzduchová částice ochlazující se podle vertikálního teplotního gradientu γd je v každé výšce teplejší než okolní vzduch, jehož teplota klesá podle γ1. Totéž platí i pro částici nasycenou (relativní vlhkost = 100%), která se při výstupu ochlazuje podle γs . Protože teplejší vzduch má menší hustotu, a tedy při stejném objemu menší hmotnost, musí stoupat.

77


Je-li lokální vertikální gradient teploty γ2 : γ2 < γd a současně γ2 > γs , potom je stabilita reálného zvrstvení závislá na nasycenosti či nenasycenosti vzduchové částice vodní parou. Zatímco nasycené částice se při výstupu budou ochlazovat (v souladu s individuálním nasyceně adiabatickým gradientem) pomaleji než okolní vzduch, a zvrstvení se pro ni jeví jako instabilní (viz výše), nenasycená částice bude při výstupu chladnější (a tedy těžší) než okolní vzduch. Bude mít proto tendenci „spadnout“ opět do nižších hladin. V případě nenasycených částic tak hodnotíme toto zvrstvení jako stabilní. Teplotní zvrstvení, které splňuje výše uvedená kritéria pak nazýváme podmíněně instabilní.

Obr. 6-1: Rozdělení teplotního zvrstvení do tříd stability Nechť pro lokální vertikální teplotní gradient γ3 platí γ3 < γs (a tím i < γd).

78


Potom ať již je částice nasycená či nenasycená, je při výstupu do vyšších hladin vždy chladnější než její okolí a klesat opět do nižších vrstev. Tento případ (γ3) se nazývá absolutně stabilní teplotní zvrstvení.

6.6

Pseudoadiabatický děj

Adiabatický děj je dějem vratným, tedy vystoupí-li vzduchová částice o nějaký výškový rozdíl, ochladí se podle příslušného individuálního gradientu závislého na jejím nasycení či nenasycení vodní parou. Sestoupí-li poté zpět do výchozí hladiny, zvýší se její teplota opět v souladu s příslušným gradientem. Výsledkem je, že částice je ve výchozí hladině s výchozí teplotou.

Obr. 6-2: Adiabatický a pseudoadiabatický děj (a – adiabatické změny teploty při výstupu a sestupu nenasycené částice, b – totéž pro nasycenou částici, c – výstup nasycené částice, po ztrátě kondenzované vody sestupuje jako nenasycená). Může se ale stát, že částice po výstupu a následném sestupu zpět bude mít teplotu rozdílnou. Zjevně by se v tomto případě jednalo o děj nevratný, nemůžeme jej tedy nazývat adiabatickým. Jedním z případů nevratného děje je vertikální pohyb vzduchové částice se změnou stavu nasycení, tedy kombinovaný výstup a sestup, kdy se teplota částice mění jak podle suchoadiabatického (když není nasycená vodní parou), tak nasyceně adiabatického (je-li nasycená) teplotního gradientu. Takovýto průběh pak nazýváme pseudoadiabatický děj.

79


Příkladem reálného pseudoadiabatického děje je jev zvaný fén, což je speciální případ proudění vzduchu přes horskou překážku. Pro názornost: předpokládejme dostatečně hladké proudění vzduchu s dostatečnou vlhkostí (ale stále ještě s relativní vlhkostí < 100%, tedy vzduchu nenasyceného). Nechť pohoří je 2000 m vysoké (od úpatí po vrchol), přicházející vzduch má teplotu na úpatí 15 °C a k nasycení (a kondenzaci) nechť dojde ve výšce 500 m nad úpatím.

Obr. 6-3: Schéma fénu jako pseudoadiabatického děje

Obr. 6-4: Fén na termodynamickém diagramu Od úpatí do výšky 500 m stoupá vzduch nenasycený, dochází tedy k jeho ochlazování podle suchoadiabatického gradientu γd = 1 °C/100m. Poté dochází k nasycení a kondenzaci vodních par, dále tedy vystupuje nasycená vzduchová částice ochlazující se podle nasyceně adiabatického teplotního gradientu, pro jednoduchost použijeme přibližnou hodnotu γs ≈ 0,6 °C/100 m (viz výše). Nad kondenzační hladinou se vytváří 80


oblačnost a vypadává kondenzovaná voda v podobě srážek. Tím se se stává vzduch opět nenasyceným a na závětrné straně sestupuje dolů již opět podle suchoadiabatického gradientu. Tím dostáváme na závětrné straně ve stejné hladině vyšší teplotu vzduchu než na straně návětrné. Tento jev byl poprvé popsán v Alpách, k jejichž jižním svahům přichází poměrně vlhký vzduch od Středozemního moře. Díky tomu, že Alpy jsou dostatečně vysoké, projevuje se alpský fén občas i na teplotách naměřených na jihu Čech. Totéž je známé i v Americe v oblasti Skalnatých hor, kde se takové proudění nazývá chinook.24

6.7

Teplotní inverze

Jak vyplývá z části věnované stabilitě v atmosféře, stabilní teplotní zvrstvení omezuje promíchávání vzduchu a tím znesnadňuje rozptyl škodlivin. Extrémním případem stabilního zvrstvení jsou teplotní inverze. Podrobněji se budeme teplotním inverzím věnovat v samostatné kapitole věnované jejich vlivu na životní prostředí, nyní si jen zavedeme některé důležité pojmy. Inverze teploty vzduchu je zvláštní případ vertikálního rozložení teploty vzduchu, při kterém v určité vrstvě atmosféry, v tzv. inverzní vrstvě, teplota vzduchu s nadmořskou výškou vzrůstá. [1] a) přízemní teplotní inverze Přízemní teplotní inverzí nazýváme vrstvu začínající bezprostředně od zemského povrchu, ve které až do určité výšky stoupá teplota vzduchu (na obr. 6-5 vrstva mezi povrchem a výškou h1). Výšku h1 pak nazýváme horní hranicí přízemní teplotní inverze. b) výšková teplotní inverze Jestliže spodní hranice teplotní inverze leží v nenulové výšce nad povrchem (na obr. 6-5) vrstva mezi výškou h2 a h3), hovoříme o výškové teplotní inverzi.

Výšku h2 pak

nazýváme spodní hranicí teplotní inverze, výšku h3 horní hranicí teplotní inverze. 24 Princip fénu ale logicky funguje i u nižších překážek a je možné jej zaznamenat například v severozápadním proudění při překonávání masivu Krušných hor. 81


Obr. 6-5: Vertikální profil teploty vzduchu s jednotlivými typy zvrstvení c) izotermie Izotermií nazýváme případ teplotního zvrstvení, při němž teplota vzduchu zůstává v nějaké vrstvě konstantní (na obr. 6-5 vrstva mezi výškami h4 a h5). Výšky h4 a h5 pak nazýváme spodní a horní hranicí izotermie. d) normální zvrstvení Normálním teplotním zvrstvením nazýváme v troposféře případ, kdy teplota vzduchu s narůstající výškou klesá (na obr. 6-5 vrstvy mezi výškami h1 a h2, také mezi h3 a h4).

82


7 7.1

Vlhkost vzduchu

Výpar

Výpar je součástí oběhu vody v přírodě. Vodní pára se tak dostává do atmosféry a tam, při izobarickém či adiabatickém ochlazení vzduchu, kondenzuje na kondenzačních jádrech (fázový přechod pára – voda). V některých případech probíhá přímo sublimace (pára – led). Vytváří se tak oblaky, za určitých podmínek pak i srážky a touto cestou se voda vrací zpět na povrch. Fyzikální podstata výparu je následující: všechny molekuly se při teplotách vyšších než 0 K pohybují, přičemž jejich pohybová energie je úměrná jejich teplotě. Máme-li vodní hladinu, určitému množství molekul vody se - při vhodné kombinaci rychlosti a směru pohybu – podaří překonat sílu povrchového napětí a unikají do atmosféry. Převažuje-li množství unikajících molekul nad vracejícími se, hovoříme o výparu. Při pokračujícím výparu roste v atmosféře množství vodní páry, a to dokud vrstva vzduchu nad vodní hladinou nedosáhne stavu nasycení. V tomto momentu se výpar zastaví, neboť se vyrovnává počet unikajících a vracejících se molekul. Dojde-li dokonce k přesycení vzduchu vodní parou, začínají molekuly vody vlétávající do vody z atmosféry převažovat nad molekulami unikajícími a vodní pára kondenzuje na vodní hladině. Výpar tedy probíhá pouze v případě, že vrstva vzduchu bezprostředně přilehlá k vodní hladině není již vodní parou nasycená. Důležitým ukazatelem zejména pro agrometeorologii či vodní hospodářství je také výparnost, což je možný výpar. Zjišťujeme jej pomocí výparoměrů, jejichž použití je ale omezeno jen na vegetační období, tj. od dubna do října V zimním období dochází totiž k zamrzání hladiny a přímé měření výparu z vodní hladiny se stává nemožným. Proto výpar za delší období počítáme pomocí empiricky určených vzorců. Aniž bychom se zabývali blíže jejich konstrukcí, řekněme si, že bývají stanovovány většinou pro oblasti typu povodí řek a vesměs vychází z ideální rovnice vodní bilance, kterou lze vyjádřit jako

∑ R=∑ O∑ V 83

,


kde

∑R ∑O ∑V

je roční suma srážek spadlých v dané oblasti, je roční suma odtoku z dané oblasti (povrchového i do hloubky), je roční suma výparu, což je právě hodnota, kterou zjišťujeme.

7.2

Vlhkostní charakteristiky

Vlhkost je veličina poměrně špatně měřitelná a ne pohodlně vyjádřitelná. Proto existuje celá řada používaných vlhkostních charakteristik, pomocí nichž popisujeme aktuální stav. Nyní si uvedeme alespoň nejzákladnější z nich: •

Absolutní vlhkost vzduchu a: vyjadřuje hmotnost vodní páry obsažené v jednotkovém objemu vzduchu, tedy vlastně hustota vodní páry [kg.m-3];

•

tlak (též napětí) vodních par e: parciální tlak vodních par, tedy síla, jakou působí vodní pára obsažená v celém sloupci atmosféry na jednotku plochy. [hPa];

•

relativní (též poměrná) vlhkost r: definována jako poměr aktuální a maximální (viz dále) absolutní vlhkosti (hustoty vodní páry) nebo parciálního tlaku vodních par a taku nasycených vodních par a e r= = (.100). [%]; A E

•

sytostní doplněk (též deficit vlhkosti) D: je definován jako rozdíl maximálního tlaku vodních par E a okamžitého tlaku vodních par e, tedy D = E – e. [hPa];

•

měrná vlhkost vzduchu w: je poměrem absolutního množství vodních par v jednotce objemu a (tedy vlastně hustoty vodních par) a hustoty vlhkého vzduchu ρ, tedy w=

•

a , veličina je bezrozměrná; 

teplota rosného bodu Td: budeme-li vzduch ochlazovat při stálém tlaku vzduchu (tzv. izobaricky), dojde při určité teplotě k nasycení (r = 100%, e = E, a = A), což je dáno tím, že chladnější vzduch pojme méně vodních par (viz maximální absolutní vlhkost nebo maximální tlak vodních par). 84


Právě tuto teplotu nazýváme teplotou rosného bodu. Je zřejmé, že čím menší rozdíl je mezi teplotou vzduchu a teplotou rosného bodu, tím je vzduch vlhčí, a naopak. [°C]; •

směšovací poměr vodní páry q: směšovací poměr je definován jako poměr hustoty vodní páry a hustoty suchého vzduchu, tedy

q=

a . Veličina je d

bezrozměrná; •

maximální absolutní vlhkost A: Již v části věnované výparu bylo řečeno, že množství vodní páry v atmosféře nemůže neomezeně narůstat, stoupá pouze do okamžiku nasycení vzduchu vodní parou. Maximální absolutní vlhkost je pak hmotnost maximálního množství vodní páry, které se za dané teploty vejde do jednotkového objemu vzduchu. Se stoupající teplotou roste také množství vodní páry nutné k dosažení stavu nasycení, tedy právě maximální absolutní vlhkost. Jednotka: [kg.m-3];

•

maximální tlak vodních par E: parciální tlak maximálního množství vodní páry za dané teploty (samozřejmě opět roste se stoupající teplotou). [hPa];

•

maximální směšovací poměr vodní páry Q: poměr maximální hustoty vodní páry a hustoty suchého vzduchu, tedy Q=

A . d

A nyní se podíváme podrobněji na vlastnosti maximálního tlaku vodních par E. Na něm si ukážeme některé základní závislosti. Velikost maximálního tlaku vodních par (tedy vlastně tlaku nasycení) závisí zejména na: •

teplotě; tato závislost je výrazná, z uvedených pravděpodobně nejsilnější. Platí, že se stoupající teplotou roste i tlak nasycení;

•

skupenství povrchu; tlak nasycení nad vodní hladinou (Ew) a nad povrchem ledu (Ei) se poměrně výrazně liší. To je způsobeno vyšší soudržností molekul ledu v porovnání s tekutým prostředím za stejných podmínek. Při stálé teplotě tedy bude platit, že Ei < Ew,25 ;

25 Budeme-li hledat velikost napětí nasycení v tabulkách, musíme brát v úvahu, že uváděné hodnoty jsou 85

Úvod do meteorologie a klimatologie •

zakřivení povrchu; předpokládejme, že máme dvě kapky vody nestejného průměru. Nad kapkou s větším poloměrem křivosti je tlak nasycení menší než nad kapkou s poloměrem menším. Lze tedy vyvodit závěr, že maximální tlak vodních par je roste s klesajícím poloměrem křivosti,

•

koncentraci rozpuštěných látek; se zvyšující se koncentrací rozpuštěných látek, např. solí, v roztoku se snižuje tlak nasycení, a konečně

•

elektrickém náboji; Platí, že s přítomností elektrického náboje v kapce se snižuje tlak nasycení.

7.3

Periodické změny vlhkosti vzduchu

Vlhkost vzduchu je dána množstvím vodní páry v atmosféře. Její nejvýraznější změny jsou spojeny s vypařováním, kondenzací, přenosem vodních par prostřednictvím vertikálních pohybů vzduchu nebo advekcí (přesunem) vlhkosti. Často vlhkost popisujeme pomocí absolutní či relativní vlhkosti, podívejme se nyní, jak vypadají její periodické změny, tedy denní a roční chod. Nejprve tedy absolutní vlhkost vzduchu (shodný průběh má i chod tlaku vodní páry). Pravidelné denní změny množství vodních par ve vzduchu jsou dány za prvé výparem, který plní funkci dodavatele vodních par a za druhé transportem do vyšších vrstev atmosféry. Tuto funkci odběratele plní vertikální promíchávání vzduchu. Z výše jmenovaných vlivů tedy chybí kondenzace a advekce, oba faktory mají aperiodický charakter a zasahují tak do okamžitého stavu (narušují průměrný denní chod). O tvaru vlny denního chodu rozhoduje převaha přísunu (výparu) či odběru (vertikálního transportu) v daný čas. Můžeme se pak setkat s dvěma případy. Celoročně nad oceánem a v zimě i nad pevninou má denní chod charakter jednoduché vlny s minimem v ranních hodinách, maximum nastává po místním poledni (obr. 7-1). Je zjevné, že zde hraje hlavní roli výpar, který je v době minimálních teplot nejmenší, v době po poledni naopak nejvyšší.

platné nad čistou vodou a nezakřivenou plochou. 86


V létě se však nad pevninou (obr. 7-2) poměry změní, mnohem výrazněji začnou do množství vodní páry ve vzduchu promlouvat vertikální pohyby, jmenovitě termicky podmíněná konvekce. Minimum v ranních hodinách zůstává, ale pouze sekundární. Dopoledne se obsah vodních par ve vzduchu zvyšuje, hlavní maximum nastává mezi 10. a 11. hodinou místního času. Pak začne již převažovat vertikální transport vlhkosti a absolutní vlhkost vzduchu klesá, čemuž pomáhá i poměrný nedostatek vláhy v létě (lidově řečeno chybí voda, která by se dále vypařovala). Mezi 14. a 15. hodinou MSSČ pak zaznamenáváme v chodu absolutní vlhkosti hlavní minimum. Poté již slábnou vertikální pohyby a výpar opět začíná převažovat. Po dosažení vedlejšího maxima ve večerních hodinách pak absolutní vlhkost opět klesá. Poněkud jiný průběh má denní chod absolutní vlhkosti nad vlhkým povrchem, např. po dešti. V tomto případě sice také dochází k poklesu absolutní vlhkosti po 11. hodině, ale odpolední minimum není vzhledem k vyššímu výparu tak výrazné, primární minimum pak je již zmíněné ranní.

Obr. 7-1: Denní chod absolutní vlhkosti vzduchu (tlaku vodních par) – oceány a pevnina v zimě Roční chod absolutní vlhkosti je v souladu s ročním chodem teploty vzduchu, tedy má tvar jednoduché vlny s minimem v zimě a maximem v letním období. 87


Jinak je to ovšem v případě relativní vlhkosti. Vzhledem k její definici (poměr absolutní vlhkosti k maximální absolutní vlhkosti, resp. tlaku vodních par k tlaku nasycení) a k tomu, že se vzrůstající teplotou sice vzrůstá absolutní vlhkost, ale maximální absolutní vlhkost roste rychleji, je denní chod relativní vlhkosti vlastně obráceným chodem teploty. Maximum tedy zaznamenáváme v ranních hodinách, minimální hodnoty nastávají po poledni. Stejný vztah platí logicky i pro roční chod, tedy maximální relativní vlhkost připadá na zimní období, zatímco v létě je minimální.

Obr. 7-2: Denní chod absolutní vlhkosti vzduchu (tlaku vodních par) – pevniny v létě

7.4

Kondenzace (sublimace)

Jestliže po dosažení nasycení vzduchu vodní parou dodáme ještě další vodní páru, dojde ke kondenzaci vodní páry. Stavu nasycení dosáhneme v atmosféře adiabatickým ochlazováním při výstupných pohybech, v tom případě nazýváme teplotu, při níž k stavu nasycení dojde teplotou výstupné kondenzační hladiny. Druhou možností je ochlazování izobarické, tj. při konstantním tlaku vzduchu. Je většinou způsobeno tepelným vyzařováním zemského povrchu nebo vrstev s vysokým obsahem vodní páry. Teplota, při níž dosáhne vzduch stavu nasycení při izobarickém ochlazování se pak nazývá teplotou rosného bodu. 88


Klesne-li teplota pod teplotu výstupné kondenzační hladiny, resp. rosného bodu, a jsou-li přítomna kondenzační jádra, nastává kondenzace. V některých případech dochází dokonce k přímému fázovému přechodu vodní pára – led a potom hovoříme o sublimaci. Produkty kondenzace (sublimace) v meteorologii nazýváme souhrnně hydrometeory. Kondenzační jádra mohou být pevná (mezi ně patří zejména prach, produkty spalování apod.) nebo rozpustná (krystalky solí, sloučeniny síry a fosforu atd.). Jejich rozměry se zpravidla pohybují v rozmezí 5.10-7 až 10-5 cm, pohybujeme se tedy v rozměrech řádu nanometrů až desetin mikrometru. Nejvhodnějšími sublimačními jádry pak jsou miniaturní krystalky ledu. Přesto však nejsme schopni dosud exaktně určit, kdy dojde ke kondenzaci a kdy již zaručeně k přímé sublimaci. Důležité je si uvědomit, že v atmosféře vodní kapičky nemrznou při 0 °C, jak by se dalo čekat, ale zůstávají ještě poměrně dlouho ve formě přechlazené vody. Existují kapky přechlazené vody s teplotou i -40 °C. Proto zavádíme tzv. teplotu zamrzání vodních kapek, což je experimentálně určená hodnota teploty, při které již zamrzá množství vodních kapek dostatečné pro srážkotvorné procesy. Ačkoliv se prameny mírně liší, většinou se udává hodnota kolem -12 °C. Kondenzace (sublimace) probíhá buď přímo na zemském povrchu (izobarickým ochlazováním, většinou v nočních a ranních hodinách), přičemž jejím výsledkem je vznik rosy, jinovatky a pod., nebo v atmosféře, kde k ní dochází jak izobarickým, tak adiabatickým ochlazováním.

7.5

Mlhy

Nejprve se tedy věnujme produktu kondenzace izobarickým ochlazením vzduchu, tedy mlhám. Mlha je nahromaděním produktů kondenzace, které snižují dohlednost pod 1 km. Je tvořena produkty kondenzace (jemnými kapičkami nebo ledovými krystalky) o průměru 5.10-3 až 5.10-2 mm. Aby vznikla, musí být vzduch nasycen (r = 100%), samozřejmě musí být přítomna kondenzační jádra, a většinou jen slabé proudění. Zatímco oblaky vznikají většinou adiabatickým ochlazováním vzduchu při výstupných pohybech, mlhy ochlazováním izobarickým (kromě výjimečných případů, kdy může při prudkém poklesu tlaku, např. před teplou frontou, dojít k rychlému 89


adiabatickému rozpínání vzduchu). „Lidová“ definice mlhy jakožto přízemního oblaku je tedy mírně zavádějící. Mlhy dělíme podle způsobu vzniku pomocí Willetovy klasifikace mlh (obr. 7-3). Monzunová mlha vzniká přesunem teplého mořského vzduchu nad studený kontinent. Mlha samotná se utváří často již nad mořem, nad pevninou ještě zesiluje. Mořská mlha se tvoří po celý rok, nejintenzivnější jsou však na jaře a počátkem léta. Vytváří se při pohybu vzduchu z teplejšího oceánu nad chladnější kontinent nebo také na rozhraní teplých a studených mořských proudů.

Obr. 7-3: Willetova klasifikace mlh Mlha tropického vzduchu vzniká při rychlém postupu tropického vzduchu do vyšších zeměpisných šířek nad stále chladnější zemský povrch. Je častější v zimě, kdy je závislost teploty na zeměpisné šířce výraznější. Mlha z vypařování arktických moří se tvoří v zimě ve velmi studeném vzduchu mezi ledem (ledovými krami) nad volným mořem. Jsou to mlhy krátkodobé, maloplošné, s malým vertikálním rozsahem; intenzivnější jsou jen v případě výraznějších teplotních inverzí, které tlumí konvekční pohyby vznikající nad teplejší vodní hladinou. 90


Mlha z podzimních a ranních výparů řek a rybníků vzniká při proudění studeného vzduchu z okolí nad teplejší hladinu. O podzimním výparu mluvíme proto, že na podzim mají vodní plochy ještě dostatečnou teplotu a rozdíl mezi teplotou radiačně ochlazeného vzduchu z okolí a teplotou vody je velký. Mlha přízemní se tvoří většinou na podzim, za jasných nocí. Kondenzace vodní páry začíná tam, kde je nejdříve dosaženo teploty rosného bodu, tedy u povrchu. Vertikální mohutnost přízemních mlh se pohybuje od metrů po desítky metrů. Po východu Slunce se rychle rozpouští. Vznik těchto mlh usnadňuje vlhká nebo mokrá půda po předchozích srážkách. Mlha vysoká vzniká na podzim nebo v zimě, za trvale jasného počasí při záporné energetické bilanci může trvat i několik dní. Vertikální mohutnost těchto mlh se pohybuje od 100 do 2000 m. Vyskytuje se též při výškové teplotní inverzi, přičemž spodní hranice inverzní vrstvy je současně horní hranicí vysoké mlhy. Mlha maritimní (též přímořská) se vytváří v chladné části roku při průniku maritimní vzduchové hmoty nad studený povrch. Tyto teplé vzduchové hmoty s dostatečnou vlhkostí se nad pevninou rychle stabilizují. Maritimní mlhy se vytváří i při větších rychlostech větru, které podporují vertikální promíchávání vzduchu a zvětšují vertikální mohutnost mlh. Značné mohou být i horizontální rozměry. Poměrně častý výskyt těchto mlh zaznamenáváme v arktickém oceánském vzduchu v západní Evropě. Mlha frontální je nejčastěji spojena s teplou frontou, bližší pozornost jí budeme věnovat v kapitole o atmosférických frontách.

91


92


8 8.1

Oblaky a atmosférické srážky

Oblaky

Oblak je aglomerace kondenzačních (sublimačních) produktů v atmosféře. Klíčem k rozlišení oblaků je Mezinárodní atlas oblaků vydaný Světovou meteorologickou organizací (WMO), který je závaznou normou. Podle něj rozeznáváme celkem 10 základních druhů, které pak dělíme do pater podle výšky jejich výskytu (tab. 8-1). Závislost výšky troposféry na zeměpisné šířce se projevuje i jinými mezemi jednotlivých pater. patro

polární oblasti

mírné šířky

tropické oblasti

VYSOKÉ

3 – 8 km

5 – 13 km

6 – 18 km

STŘEDNÍ

2 – 4 km

2 – 7 km

2 – 8 km

NÍZKÉ

< 2 km

< 2 km

< 2 km

Tab. 8-1: Rozdělení pater oblaků podle výšky (podle WMO) V tab. 8-2 uvádíme rozdělení jednotlivých základních druhů oblaků do pater podle WMO. Často se ale oblaky druhu cumulus (Cu) a cumulonimbus (Cb) uvádí zvlášť jako oblaky s vertikálním vývojem, protože jejich vertikální rozměr převažuje nad rozměrem horizontálním. Základny mají všechny tyto druhy v nízkém patře, ale horní hranice je ve středním, v případě Cb pak vysokém patře. Oblaky Cb dokonce v některých případech prorazí tropopauzu a mají horní hranici až ve spodních hladinách stratosféry. Oblaky druhu nimbostratus (Ns) jsou zařazeny do středního patra, protože v tomto patře je soustředěna největší část jejich objemu. Popišme si nyní stručně jednotlivé druhy oblaků [14]: •

Cirrus (Ci): Vzájemně oddělené obláčky v podobě bílých jemných vláken nebo bálých, popřípadě převážně bílých plošek nebo úzkých pruhů. Tyto oblaky mají vláknitý vzhled a hedvábný lesk, popřípadě obojí.

•

Cirrocumulus (Cc): Tenké, menší nebo větší skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního stínu, složené z velmi malých oblačných částí 93


v podobě zrnek nebo vlnek apod. Tyto jednotlivé části mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou spolu souviset a jsou více méně pravidelně uspořádány. Zdánlivá velikost jednotlivých částí většinou nepředstavuje 1° prostorového úhlu (odpovídá přibližně úhlu, pod jakým vidíme šířku malíku při natažené paži). •

Cirrostratus (Cs): Průsvitný bělavý závoj oblaků, vzhledu vláknitého nebo hladkého, který úplně nebo částečně zakrývá oblohu a dává vznik halovým jevům.

•

Altocumulus (Ac): Menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, barvy bílé nebo šedé, mající vlastní stíny; skládají se z malých oblačných částí podoby vln, oblázků nebo valounů apod., které mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou spolu souviset. Mnohdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Zdánlivá velikost jednotlivých pravidelně uspořádaných částí oblaku bývá 1° - 5° prostorového úhlu (odpovídá přibližně úhlu, pod jakým vidíme šířku malíku až tří prstů při natažené paži). Druh oblaku

Zkratka

Patro

cirrus

Ci

vysoké

cirrocumulus

Cc

vysoké

cirrostratus

Cs

vysoké

altocumulus

Ac

střední

altostratus

As

střední

nimbostratus

Ns

střední

stratocumulus

Sc

nízké

stratus

St

nízké

cumulus

Cu

nízké

cumulonimbus

Cb

nízké

Tab. 8-2: Dělení oblaků do pater (podle WMO)

94


Altostratus (As): Šedavá nebo modravá oblačná plocha nebo vrstva se strukturou vláknitou nebo žebrovitou nebo bez patrné struktury, pokrývající úplně nebo částečně oblohu; je tak tenká, že místy jsou patrné alespoň obrysy Slunce jako za matným sklem. U altostratu se nevyskytují halové jevy.

•

Nimbostratus (Ns): Šedá, často tmavá oblačná vrstva, která vlivem vypadávání více méně trvalých dešťových nebo sněhových srážek má matný vzhled; srážky většinou dosahují země. Vrstva je všude tak hustá, že poloha Slunce není patrná. Pod touto vrstvou se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou – ale nemusí – s vrstvou souviset.

•

Stratocumulus (Sc): Šedé nebo bělavé, popřípadě šedé a bělavé, menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, které téměř vždy mají tmavá místa; oblak se skládá z částí podobných dlaždicím, oblázkům, valounům apod., má vzhled nevláknitý (s výjimkou zvláštního případu „virga“). Jednotlivé části oblaku buď spolu souvisí, nebo mohou být oddělené; jejich zdánlivá velikost je větší než 5°prostorového úhlu (tj. úhlu, pod kterým vidíme šířku 3 prstů při natažené paži).

•

Stratus (St): Oblačná vrstva, obvykle šedá, s celkem jednotvárnou základnou, z níž vypadává mrholení, ledové jehličky nebo sněhová zrna. Prosvítá-li vrstvou stratu Slunce, jsou jeho obrysy zřetelně patrné. Stratus nedává vznik halovým jevům, leda v případech velmi nízkých teplot. Někdy se vyskytuje stratus v podobě roztrhaných chuchvalců.

•

Cumulus (Cu): Osamocené oblaky, obvykle husté a s ostře ohraničenými obrysy, vyvíjející se směrem vzhůru ve tvaru kup, kupolí nebo věží; jejich horní kypící část má často podobu květáku. Části oblaku ozářené Sluncem bývají nejčastěji zářivě bílé; základna oblaku bývá poměrně tmavá a téměř vodorovná.

•

Cumulonimbus (Cb): Mohutný a hustý oblak velmi značného vertikálního rozsahu v podobě hor nebo obrovských věží. Alespoň část jeho vrcholu je obvykle hladká nebo vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá; tato

95


část se často rozšiřuje do podoby kovadliny nebo širokého chocholu. Pod základnou oblaku, obvykle velmi tmavou, se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, ale nemusí s oblakem souviset, a srážky (někdy jako „virga“ = srážkové pruhy).

8.2

Složení oblaků

Oblaky se mohou obecně skládat z kapalných i ledových částeček. Kapičky v oblaku mají různou velikost, převážně v rozmezí 5.10-2 až 5.10-3 mm. Poté se mohou v oblaku spojovat a tvořit tak kapky od mrholení až po déšť či přeháňky. Pokud vodní pára při výrazněji záporných teplotách přímo sublimuje, vznikají čistě ledové oblaky. Z hlediska složení tedy můžeme oblaky rozdělit do tří skupin: Vodní oblaky: Tyto oblaky jsou tvořeny výlučně vodními kapkami, i když třeba výrazně přechlazenými. Obvykle sem patří Ac, Sc, St, Cu. Ledové oblaky: Složeny jsou pouze z pevných prvků (ledových krystalků či sněhových hvězdic). Jsou to obvykle oblaky vysokého patra Ci, Cs, Cc. Smíšené oblaky: Tyto oblaky jsou tvořeny jak kapalnými, tak pevnými elementy a pro vznik srážek jsou nejdůležitější. Mají výraznější vertikální mohutnost a jsou jedinými, ze kterých mohou v mírných zeměpisných šířkách vypadávat výraznější srážky. Pro strukturu oblaků jsou důležité izotermy 0 °C a -12 °C, tedy bod mrazu a teplota zamrzání kapek (obr. 8-1). Mezi smíšené oblaky patří As, Ns a Cb.

Obr. 8-1: Struktura smíšeného oblaku 96


8.3

Vznik oblaků

Tvar oblaků je přímým důsledkem dějů probíhajících v atmosféře, tedy napovídá nám o podmínkách kondenzace při ochlazování vzduchových částic. Již jsme se zmínili, že oblaky vznikají adiabatickým ochlazením vzduchu (většinou), mohou se ale tvořit i izobarickým ochlazením (vrstevnatá oblačnost). Celkem existuje pět způsobů jejich vzniku (obr. 8-2). Izobarickým ochlazením

vznikají oblaky

nazývané

někdy

též „oblaky

z vyzařování“. Částice vzduchu blízká stavu nasycení vyzařuje dlouhovlnné záření, čímž může dojít k jejímu izobarickému ochlazení až pod teplotu rosného bodu. Takto často vzniká pod spodní hranicí teplotní inverze oblak druhu St. Děje se tak za ustálené situace, nejčastěji v nočních a ranních hodinách, přes den se díky oteplování často opět rozpouští.

Obr. 8-2: Možné způsoby vzniku oblaků Ke vzniku oblaků také dochází díky konvekci, tedy termicky podmíněným vertikálním výstupným pohybům. Při dostatečné labilitě teplotního zvrstvení může být výstup částice dostatečně dlouhý na to, aby se adiabaticky snížila její teplota pod teplotu výstupné kondenzační hladiny. Tímto způsobem vznikají oblaky Cu a Cb. Může nastat i případ bezoblačné konvekce, a to v případě, že vrstva s instabilním teplotním zvrstvením končí dřív než se částice dostatečně ochladí.

97


O vzniku oblačnosti při výstupných pohybech podél frontální plochy si více řekneme v kapitole 10 věnované atmosférickým frontám. Nyní si řekněme, že při výstupu teplého vzduchu podél frontální plochy vznikají vrstevnaté oblaky druhu Ns, As nebo Cs, a to díky velmi malému úhlu, který svírá frontální plocha se zemským povrchem (kolem 1°). Kromě toho mohou na čele studených front vznikat i oblaky druhu Cb. Na inverzní ploše mezi níže ležícím studeným a výše ležícím teplým vzduchem vznikají při rozdílném proudění v obou VH vlnové pohyby. Leží-li toto rozhraní blízko kondenzační hladiny (je-li vzduch na rozhraní blízký stavu nasycení), vytvářejí se na vrcholcích vln oblaky. Tímto mechanismem vznikají např. oblaky druhu St nebo Sc uspořádané do řad. Podobně vznikají i čočkovité oblaky druhu Ac lenticularis, ty se ale tvoří na vlnách vzniklých nikoliv na výše zmíněném rozhraní VH, ale při překonávání horské překážky.

Obr. 8-3: Grafický přehled druhů oblaků a jejich rozdělení podle výšky

98


Oblaky mohou vznikat také turbulencí. Stává se tak při stabilním teplotním zvrstvení a dostatečně vlhkém vzduchu (blízkém stavu nasycení). Při probíhajících turbulentních pohybech pak stačí i malý výstupný proud ke kondenzaci vodní páry. Vzhledem k nahodilosti turbulentního proudění pak vzniklé oblaky nemají stejný tvar ani hustotu, často působí chaotickým dojmem. Typickými představiteli této třídy oblaků jsou oblaky St fractus (roztrhaný stratus).

8.4

Vývoj a struktura bouřkových oblaků (Cb)

Trochu podrobněji se podíváme na bouřkové oblaky, na které mohou být vázané některé rizikové jevy. Oblak druhu Cb z hlediska principu vzniku vlastně vrcholným stadiem kumulů, a to v případě, že během svého vertikálního pohybu „nenarazí“ nějakou zádržnou vrstvu (např. teplotní inverzi nebo dostatečně silnou vrstvu s velmi malou vlhkostí vzduchu). Popisujeme-li vývoj oblaků druhu Cb, můžeme říci, že první vývojovou fází je stadium kumulu. To je charakteristické jedním výstupným konvekčním proudem (obr. 8-4 a). V okolí oblaku probíhají pomalejší sestupné pohyby (kompenzační), které vymezují rozměr konvekční buňky.

Obr. 8-4: Stadia vývoje bouřkového oblaku (Cb)

99


Ve vrcholné fázi vývoje (obr. 8-4 b), tzv. stadiu zralosti, je stále aktivní výstupný proud teplého vzduchu, je ale omezen jen na přední stranu oblaku Cb, v jeho zadní části probíhá naopak sestupný pohyb vzduchu studeného, který je způsoben zejména tíhou vody (ledu) nahromaděné ve vyšších hladinách. V zadní části Cb v tomto stadiu tak vypadávají poměrně intenzivní srážky (přeháňky), případně i kroupy. Ve vrcholné fázi vývoje též dochází k elektrickým výbojům a to buď uvnitř jednoho oblaku Cb, mezi sousedními oblaky Cb nebo mezi oblakem Cb a zemským povrchem, což je dáno změnou rozložení elektrického náboje v bouřkovém oblaku – povšimněme si zejména hodnot intenzity elektrického pole E v podmínkách klidné atmosféry, což jsou i případy s oblačností, např. s oblaky Ns, a pod oblaky Cb, kde je E o jeden až dva řády vyšší (viz obr. 8-5).

Obr. 8-5: Rozdělení elektrického náboje Stadium rozpadu (obr. 8-4 c) je typické sestupnými pohyby v celém oblaku, které vedou k jeho rychlému zhroucení. Srážky vypadávají též již v celém oblaku, nejen v jeho týlové části. Ačkoliv životnost jedné bouřkové buňky (jednobuněčného oblaku Cb) je – počítána od vzniku Cu až po rozpad oblaku – jen několik málo desítek minut, bouřky mohou trvat i několik hodin, což je způsobeno současným výskytem více Cb v různých fázích vývoje. Pokud tyto současně se vyskytující buňky (cely) tvoří zdánlivě jeden systém, nazýváme jej multicela. Sestupné pohyby v jednom, již zanikajícím, bouřkovém 100


oblaku pak mohou podpořit vývoj vedlejší buňky vznikající většinou na pravém okraji systému (z hlediska postupu). Výjimečně se vyskytují tzv. supercely, což je systém tvořený jedinou velmi výraznou konvekční buňkou, jejíž životnost je podporována jediným mohutným vzestupným konvekčním proudem, zpravidla rotujícím, s rychlostmi vertikálních pohybů až několik desítek m.s-1. V rámci tohoto systému se pak mohou vytvářet vysove nebezpečné jevy, např. tornáda. V průběhu vývoje bouře může supercela vzniknout transformací multicely a naopak.

8.5

Oblačnost

Oblačností v meteorologii nazýváme množství oblaků, které je v daném místě a danou dobu pozorovatelné na obloze. V synoptické meteorologii se oblačnost vyjadřuje v osminách pokrytí oblohy oblaky, v klimatologii v desetinách pokrytí oblohy oblaky. Oblačnost se posuzuje jak celkově (bez rozdílu výšky, tvarů apod.), tak odděleně pro jednotlivá patra, tedy množství oblačnosti nízkého, středního nebo vysokého patra. Stejně

jako

u

jiných

meteorologických

charakteristik

lze

vysledovat

v dlouhodobých řadách pozorování periodické změny v množství oblačnosti. Denní chod je v našich podmínkách rozdílný v zimě a v létě. Protože v letním období převažuje oblačnost vzniklá konvektivními pohyby, maximum množství oblačnosti nastává po poledni, zatímco v noci je minimální. V zimě nastává maximum v ranních hodinách, což souvisí s častým výskytem inverzní vrstevnaté oblačnosti (St, případně Sc). Na hřebenech hor je v zimě denní chod oblačnosti shodný s letním, protože většinou leží nad horní hranicí zmíněné vrstevnaté oblačnosti. Roční chod je v mírných zeměpisných šířkách jiný v nižších polohách a jiný na horách. Zatímco na většině území připadá maximální množství oblačnosti na zimu a minimum zaznamenáme v létě, ve vyšších horských polohách je roční chod opačný; příčina je v méně častém výskytu vrstevnaté oblačnosti v zimě (horní hranice inverzní oblačnosti s malým vertikálním rozsahem je často pod úrovní vysoko položené stanice).

101


8.6

Atmosférické srážky

Atmosférické srážky jsou podle [1] definovány takto: Srážky atmosférické jsou částice vzniklé následkem kondenzace vodní páry v ovzduší vyskytující se v atmosféře, na povrchu Země nebo předmětech v atmosféře v kapalné nebo pevné fázi. Srážky je možné rozdělit do dvou základních skupin, na srážky usazené (ve starší literatuře nevhodně nazývané horizontální) a srážky padající (též nevhodně vertikální). 8.6.1

Usazené srážky

Nejprve se podívejme na skupinu usazených srážek. Jsou to produkty kondenzace způsobené téměř výhradně izobarickým ochlazením vzduchu (s výjimkou ledovky). Mezi usazené srážky patří •

rosa: usazenina vodních kapek na předmětech na zemi nebo blízko jejího povrchu, vznikající kondenzací vodní páry z okolního vzduchu. Tvoří se zpravidla ve večerních a nočních hodinách za slabého větru nebo bezvětří při radiačním ochlazování povrchu předmětů pod teplotu rosného bodu;

•

jíní: druh usazených tuhých srážek, který vzniká analogicky jako rosa, avšak při záporných teplotách aktivního povrchu bezprostředním vylučováním vodní páry v pevné formě, tj. sublimací. Má proto dobře patrnou jemnou krystalickou strukturu, kterou zmrzlá rosa nemá. Jíní se tvoří na stéblech trávy, vodorovných plochách a střechách, nikoliv však na drátech nebo stromech. Lidově se nazývá též mráz šedý, šedivák, šedivec;

•

námraza: zrnitá, obvykle bílá, ozdobená krystalky ve tvaru větviček složených z ledových zrnek, oddělených vzduchovými mezerami. Vzniká při teplotách mezi -2 a -10 °C rychlým zmrznutím zpravidla přechlazených vodních kapek mlhy nebo oblaku při styku s předměty na zemském povrchu nebo na plochách letadla. Narůstá rychleji na hranách obrácených proti větru;

102


jinovatka (krystalická námraza): je tvořena křehkou ledovou usazeninou ve tvaru jemných jehel nebo šupin. Vzniká zpravidla při teplotách pod -8 ° C při mlze nebo bez ní;

•

ledovka: souvislá, zpravidla homogenní průhledná ledová usazenina s hladkým povrchem, která se tvoří zmrznutím přechlazených kapiček mrholení nebo dešťových kapek na předmětech, jejichž teplota je mírně pod 0 °C. Ledovka jako průvodní jev mrznoucího mrholení nebo mrznoucího deště vzniká obvykle při teplotách vzduchu od 0 do +3 °C. 8.6.2

Padající srážky

Oblaky jsou výsledkem kondenzace nebo sublimace vodní páry, většinou při adiabatickém ochlazení vzduchu při jeho výstupu, v některých případech však také ochlazením izobarickým (např. vrstevnatá oblačnost při teplotních inverzích). Jak ale vznikají vodní kapky nebo ledové částice dostatečně velké na to, aby jejich pádová rychlost překonala síly proti ní působící (zejména výstupné pohyby)? Jedním z možných principů zvětšování kapek je koalescence, tedy narůstání vodních kapiček v oblacích, popřípadě i během vypadávání kapalných srážek, následkem splývání při vzájemných srážkách [1]. Koalescence může mít různé příčiny: •

gravitační - koalescence probíhá při srážkách nestejně velkých kapek s různými pádovými rychlostmi;

•

turbulentní – ke vzájemným srážkám kapek dochází vlivem turbulentních fluktuací rychlosti proudění vzduchu;

•

elektrostatickou – vzájemné srážky jsou zapříčiněny elektrostatickým přitahováním opačně nabitých kapiček nebo mezi nabitými a elektricky neutrálními kapkami;

•

spontánní – příčinou vzájemných srážek jsou nepravidelné trhavé pohyby nejmenších kapiček (Brownův pohyb);

•

aerodynamickou – vzájemné srážky jsou podmíněny přitažlivými aerodynamickými silami působícími na pohybující se kapičky.

103


Vzhledem k povrchovému napětí nebo nábojům souhlasného znaménka (tedy elektrickému odpuzování) však srážky kapek nejsou příliš efektivní a jako vysvětlení vzniku padajících srážek rozhodně nestačí. Další možností je postupná kondenzace, kdy již existující kapka slouží jako kondenzační jádro. Takto sice může docházet ke zvětšování kapiček, nikoliv ale do potřebné velikosti. Mnohem efektivnějším je difuzní přenos vodní páry, který díky rozdílu tlaku nasycení nad různě zakřiveným povrchem různě velkých kapek vede k přechodu vodní páry z malé kapky na větší. Tento způsob spolu s bouřlivým průběhem koalescence už může vést k tvorbě srážek v oblacích v oblasti kolem rovníku, a to díky většímu obsahu vodní páry a kapalné vody v oblacích nízkých zeměpisných šířek. Výše uvedené způsoby zvětšování kapek (srážky, difuzní přenos vodní páry, postupná kondenzace) jsou součástí tzv. koalescenční teorie vzniku srážek. Jenže – jak už bylo řečeno – není tato teorie dostatečná pro vysvětlení vzniku srážek v mírných a vyšších zeměpisných šířkách. V mírných šířkách je nezbytnou podmínkou vzniku významnějších srážek (nepočítáme nyní mrholení) existence smíšených oblaků, tedy současný výskyt vodních kapek i ledových krystalků v oblaku. Podíváme-li se znovu na obr. 8-1, v oblasti mezi nulovou izotermou a hladinou s teplotou zamrzání vodních kapek (kolem -12 °C) se vyskytují jak přechlazené kapky, tak ledové krystalky. Tlak nasycení nad ledem je však nižší než nad vodou a tak dochází k výparu přechlazených kapek a přenosu vodních kapek na ledovou částici, která tak zvětšuje svůj objem. Ke zvětšování ledových částic dochází též při srážkách krystalků s přechlazenými kapkami, které při tomto mechanickém podnětu okamžitě namrzají na ledovou částici (jsou v tzv. metastabilní fázi, kdy jakýkoliv vnější podnět může způsobit jejich okamžité zmrznutí); tento jev nazýváme koagulací. Ledové částice tak narůstají a dosáhnou-li velikosti, kdy je jejich pádová rychlost už tak velká, že se v oblaku neudrží, padají k zemi. Klesnou-li pod hladinu s teplotou 0 °C, dochází k tání ledu a přeměně ledové částice v kapku deště. I srážky padající lze samozřejmě rozdělit podle velikosti elementů, intenzity srážek a jejího časového průběhu, skupenství apod.

104


Podle skupenství, velikosti částic apod. pak rozeznáváme: •

déšť – kapalné srážky s velikostí kapek větší nebo rovnou 0,5 mm;

•

mrznoucí déšť – déšť, který po dopadu na promrzlý povrch mrzne, vytváří se tak pro dopravu velmi nebezpečná ledovka;

•

mrholení – kapalné srážky s velikostí kapek do 0,5 mm;

•

mrznoucí mrholení – viz mrznoucí déšť;

•

sníh – ledové krystalky či jejich shluky, většinou ve tvaru hvězdic či jejich částí;

•

sněhové krupky – bílé neprůhledné ledové částice o velikosti 2 až 5 mm, často se vyskytují při přeháňkách při teplotách kolem 0 °C;

•

sněhová zrna – zploštělé či podlouhlé neprůhledné ledové částice s velikostí do 1 mm, většinou jako varianta mrholení z mlhy nebo St, případně Sc;

•

zmrzlý déšť – průhledné ledové části s velikostí do 5 mm, často při inverzích, kdy padající déšť ve spodní prochlazené části opět mrzne, na rozdíl od mrznoucího deště však ještě nad povrchem;

•

ledové jehličky – ledové částečky ve tvaru malých jehlic vznášející se či jen velmi zvolna padající, při velmi nízkých teplotách mohou vypadávat i při jasné obloze (přímá sublimace vodní páry obsažené ve vzduchu);

•

kroupy – kusy ledu či jejich slepence s velikostí větší než 5 mm, vypadávají výhradně z Cb s výrazným vertikálním vývojem.

Dalším hlediskem je intenzita srážek a její časová proměnlivost. Rozeznáváme pak: •

trvalé srážky – srážky s časově jen relativně malou proměnlivostí intenzity, i přes název „trvalé“ mohou trvat krátce nebo se vyskytovat v podobě např. občasného deště. Vypadávají buď jako mrholení (z oblaků St) nebo různé formy deště nebo sněžení (z Ns, případně i As), srážková oblast je velmi rozsáhlá;

105


přeháňky – srážky s většinou kratší dobou trvání (minuty až desítky minut), během které se výrazně mění intenzita srážek. Vypadávají typicky z oblaků druhu Cb (někdy i z vertikálně vyvinutých oblaků Cu congestus), mají plošně omezený charakter.

106


9

Klasifikace vzduchových hmot

Vzduchové hmoty klasifikujeme buď z hlediska oblasti jejich formování (geografické dělení) nebo jejich termických vlastností. Zde klademe důraz zejména na stabilitu vertikálního teplotního zvrstvení (viz kapitolu 6) a na průměrnou teplotu VH. V této části textu se budeme věnovat bližšímu popisu jednotlivých druhů VH, případně i typickým podmínkám počasí v nich. Všimněme si, že zatímco u geografického dělení počítáme se VH převážně v podobě, v jaké vzniká, u termického dělení je věnována výrazně vyšší pozornost transformaci VH během postupu. Právě stabilitní podmínky bývají jednou z prvních vlastností, které se při pohybu VH přizpůsobují novým podmínkám.

9.1

Geografické dělení

Na severní polokouli rozlišujeme čtyři základní VH: arktickou, která vzniká v arktickém bazénu za polární frontou, VH mírných šířek, která má původ v mírných zeměpisných šířkách (přesto je ve starší literatuře nazývána polární VH), tropickou, která v rozporu s terminologií vzniká v pásu subtropických tlakových výší a ekvatoriální, jež přísluší oblasti mezi obratníky raka a kozoroha. Kromě toho ještě uvnitř uvedených typů VH rozlišujeme VH kontinentální (též pevninské) a maritimní (též oceánské), kromě VH ekvatoriální.

Obr. 9-1: Geografické rozdělení vzduchových hmot

107


9.1.1

Arktická VH

Arktické VH vznikají v oblasti arktického bazénu, v létě typicky v Arktidě v oblastech s věčným ledem a sněhem, přes zimu je ale pásmo vzniku rozšířeno až k 60. stupni s.z.š., s výjimkou Norského moře, jehož teplota je zvýšena teplým Golfským proudem. V podmínkách střední Evropy se můžeme setkat s oběma typy arktické VH. Zatímco kontinentální se k nám dostává ze severu až severovýchodu přes severní Rusko a Pobaltí, maritimní postupuje přes severní Atlantik a poté přes západní pobřeží Skandinávie dále k jihovýchodu až jihu. Příliv maritimní arktické VH do střední Evropy je výrazně četnější. V místě vzniku má VH vertikální rozsah většinou mezi 4 až 6 km, jen zřídka až k 9 km, s postupem k jihu se snižuje na 1 až 3 km v mírných šířkách. Kontinentální arktická VH je v přízemní vrstvě chladnější než maritimní, pokles teploty ve vertikálním směru je ale pomalejší, je tedy stabilnější. Charakteristickým znakem kontinentálního arktického vzduchu je jeho průzračnost daná malým obsahem vlhkosti i znečišťujících příměsí – je to nejprůzračnější typ VH. V zimních měsících dochází u nás k rychlé stabilizaci maritimní arktické VH, případně i vzniku výraznějších teplotních inverzí. V teplém půlroce patří arktické VH mezi instabilní, přičemž typický je výskyt kupovité oblačnosti, u labilnějšího oceánského vzduchu i s oblaky druhu cumulonimbus – Cb (bouřkovými oblaky). 9.1.2

VH mírných šířek

VH mírných šířek mají původ v oblasti mezi 40° až 50° s.z.š. v chladném půlroce, v létě je pásmo jejich fromování posunuto na sever, mezi 50° až 70° s.z.š. Stejně jako arktické VH, i VH mírných šířek se ve střední Evropě vyskytují v obou typech, pevninském i oceánském. Maritimní VH mírných šířek postupují do střední Evropy od jihozápadu až severozápadu, kontinentální pak od severovýchodu až jihovýchodu.

108


Vzhledem k tomu, že v mírných šířkách, kde tyto VH vznikají, nejsou v rámci všeobecné cirkulace centra bez proudění nebo jen se slabým prouděním (tlakové útvary), je pro ně charakteristické, že se začínají přemísťovat ještě dříve, než je jejich vývoj dokončen. Přesto mají velký vertikální rozsah, většinou totožný s výškou celé troposféry. Ve srovnání kontinentální a maritimní VH mírných šířek platí (stejně jako v případě arktické VH), že v létě je kontinentální VH výrazně teplejší, v zimě výrazně chladnější. Příliv pevninského vzduchu je spojen v zimě se sibiřskou tlakovou výší, místy s mrazy výraznějšími než při vpádech arktické VH. V létě je pro kontinentální vzduch mírných šířek typické počasí s vysokými maximálními teplotami, ale současně také nižšími minimy, tedy s velkou denní amplitudou teploty. Na rozdíl od arktického není pevninský vzduch mírných šířek tak průzračný. Tento fakt je způsoben nikoliv vyšší vlhkostí, ale vyšším obsahem znečišťujících příměsí, které jsou do atmosféry vneseny při postupu nad suchými oblastmi stepního charakteru. Z pohledu stability se řadí vzduch mírných šířek v zimě mezi stabilní VH, v létě je maritimní VH mírných šířek instabilní, míra stability kontinentální je závislá na typu povětrnostní situace - při cyklonálních situacích je instabilní, na zadních stranách anticyklón pak stabilní. 9.1.3

Tropická VH

Tropické vzduchové hmoty nevznikají v tropických, ale subtropických oblastech. Maritimní VH mají původ v tzv. akčních centrech atmosféry, tedy kvazistacionárních anticyklónách (např. Azorské), v létě i v pásu vyššího tlaku vzduchu nad Středomořím, kontinentální VH přicházející do střední Evropy se vytvářejí nad Balkánským poloostrovem nebo až v oblasti Blízkého východu. Zatímco tedy oceánské tropické VH pronikají do střední Evropy od jihozápadu až jihu (většinou v teplých sektorech hlubokých cyklón), pevninské postupují po zadních stranách tlakových výší od jihu až jihovýchodu. Tropické VH jsou (pokud bereme v úvahu celý jejich vertikální rozsah, který je totožný s výškou troposféry) nejteplejší VH vůbec. I když jsou ekvatoriální VH v přízemní vrstvě teplejší, jsou instabilnější a teplota v nich s výškou rychleji klesá.

109


Dopad přílivu maritimní tropické vzduchové hmoty v zimním období může být poměrně dramatický. Tyto situace totiž způsobují výrazné oblevy, protože advekce teplého vzduchu je v teplých sektorech tlakových níží doprovázena většinou i výrazně zesíleným prouděním a dešťovými srážkami. Kontinentální tropická VH (jako typická teplá stabilní VH) v zimě naopak přináší většinou déletrvající výškové teplotní inverze doprovázené nízkou oblačností (stratus - St, stratocumulus - Sc), mlhami, mrholením. V průběhu léta jsou oba typy tropické VH instabilní. 9.1.4

Ekvatoriální VH

Ekvatoriální VH vznikají v pásu, kde se stýkají pasáty severní a jižní polokoule, který se v závislosti na roční době pohybuje v mezích obratníků Raka a Kozoroha. Linii styku pasátového proudění obou polokoulí nazýváme též „intertropická zóna konvergence“ s anglickou zkratkou ITCZ. Ve střední Evropě se s touto VH nesetkáme, nepřekoná bariéru subtropického pásu vysokého tlaku vzduchu a zůstává tak izolována v oblasti mezi oběma obratníky.

9.2

Termické dělení VH

Nejprve si zavedeme potřebné pojmy: Místními nazýváme ty VH, které zůstávají bez pohybu nad oblastí svého vzniku a jejichž proces tvorby je již ukončen. Vzduchovou hmotu nazýváme studenou VH, jestliže se při svém postupu neustále otepluje (tj. je chladnější, než jsou poměry charakteristické pro oblast, kam se přemisťuje). Vzduchovou hmotu nazýváme teplou, jestliže se při svém postupu neustále ochlazuje (tj. je teplejší, než jsou poměry charakteristické pro oblast, kam se přemisťuje). Vzduchovou hmotu nazýváme stabilní, je-li vertikální gradient teploty vzduchu menší než nasyceně adiabatický gradient, tedy γstab < 0,6 °C/100m.

110


Vzduchovou hmotu nazýváme instabilní, je-li vertikální gradient teploty vzduchu větší než nasyceně adiabatický gradient, tedy γinstab > 0,6 °C/100m.

Obr. 9-2: Rozdělení vzduchových hmot z termického hlediska Pro představu: nejstabilnějšími VH jsou takové, v nichž se vyskytuje výraznější přízemní teplotní inverze. Naopak instabilní VH jsou příznivé pro vznik nefrontálních srážek konvekčního charakteru (většinou v případě přílivu vlhkého chladného vzduchu, nejčastěji od severozápadu). 9.2.1

Teplé stabilní VH

V chladné polovině roku považujeme nad pevninou za teplé VH ty, které postupují přes teplejší oceán, tedy maritimní tropickou VH a vzduch mírných šířek, přičemž čím jižnější je trasa VH, tím je teplejší a vlhčí. Bezprostředně nad oceánem nebo nad pevninou v pobřežním pásmu mohou být tyto VH ještě klasifikovány jako instabilní, ochlazováním

od

studenějšího

povrchu

se

ale

poměrně

rychle

stabilizují.

Charakteristickou povětrnostní situací pro vpád těchto VH nad naše území je například v zimím období četná situace s dominantní islandskou tlakovou níží, azorskou tlakovou 111


výší s výběžkem nebo samostatnými slabšími centry vyššího tlaku nad Středomořím. Kolem výraznější islandské cyklóny prochází „putující“ tlakové níže s frontálními systémy, které mohou přecházet přes střední Evropu, ale mohou mít také severnější trasu. Teplý vzduch jižně od frontálního rozhraní přichází z Atlantiku, ochlazuje se od povrchu kontinentu a postupně se vytváří inverzní vrstva, která zabraňuje vertikálnímu promíchávání vzduchu. To vede k hromadění vodní páry v přízemní vrstvě, což vytváří vhodné podmínky pro další ochlazování horní hranice teplotní inverze. Situace je typická vytvářením nízké inverzní oblačnosti (St, Sc), tvorbou mlh a zhoršováním meteorologických podmínek pro rozptyl znečišťujících látek. Ještě na začátku 90. let minulého století docházelo při výšce horní hranice inverze mezi 600 až 1000 m nad mořem ke kumulaci škodlivin v průmyslovém Podkrušnohoří. Například v lednu 1989 dosahovaly koncentrace SO2 na Flájích při této situaci hodnot 1500 až 1800 μg.m-3, tedy až desetinásobku limitu pro 24-hodinovou průměrnou koncentraci. Při pouze mírné turbulenci je výměna tepla omezená jen na poměrně tenkou vrstvu a teplotní inverze pak existuje fakticky už od zemského povrchu. Velmi často se v teplých stabilních VH tvoří též čistě advekční mlhy. Vypadávání srážek nemusí vždy souviset se styčnými plochami dvou různých VH (tedy atmosférickými frontami), mohou se vyskytovat i uvnitř jediné VH. V rámci teplých a vlhkých VH se mohou srážky vyskytovat zejména ve formě mrholení vypadávajícího z vrstevnaté inverzní oblačnosti. K tomu však musí být splněny nutné podmínky, a to alespoň jedna z následujících: •

ochlazování oblačné vrstvy (kdy dochází ke kondenzaci na kapičkách vody a následně koagulaci – tj. spojování – kapiček),

•

teplotní podmínky pro vznik ledových krystalků (napomáhají kondenzaci vodních par),

•

vypadávání pevných srážek do vrstevnaté oblačnosti z výše položených oblaků altostratus (As) - tím se do St nebo Sc dostávají opět ledové krystalky usnadňující kondenzaci.

112


Přes výše zmíněné časté vytváření vrstevnaté oblačnosti či advekčních mlh, může docházet i v chladném období roku v teplých stabilních VH k protrhávání oblačnosti. Stává se to tehdy, když VH ztratí při svém postupu přes západní Evropu podstatnou část své vlhkosti. Druhou možností je velký horizontální gradient tlaku vzduchu a tedy i silné proudění, při kterém dochází k výrazné výměně vlhkosti prostřednictvím turbulence. Oblačnost se protrhává také v případě výrazného výběžku vyššího tlaku vzduchu s typickými sesedavými pohyby vzduchu, které způsobují rozpouštění oblačné vrstvy. Dojde-li k protrhání oblačnosti, může se k advekčnímu principu vzniku mlh přidat ještě radiační (záporná radiační bilance povrchu vede k prochlazování přilehlé vrstvy vzduchu, tedy ke zvyšování jeho relativní vlhkosti, při dosažení teploty rosného bodu následuje kondenzace vodní páry). V teplé polovině roku je teplá stabilní VH typická pro oceány, které jsou v tuto dobu chladnější než prohřátý pevný povrch. Přichází-li tedy teplý vzduch nad oceán, dochází - podobně jako nad pevninou v zimě – k jeho rychlé stabilizaci. Nad oceány je proto v létě poměrně typické počasí s advekčními mlhami nebo vrstevnatou oblačností. Typickou synoptickou situací je teplá anticyklóna nad střední Evropou, po jejíž jižní a zadní straně proudí teplý vzduch nad Atlantik. Nad pevninou se může teplá stabilní VH v létě vyskytovat v dlouhotrvajících tlakových výších, ve kterých se díky subsidenci (tj. sesedání chladnějšího vzduchu z vyšších vrstev) vytváří inverzní vrstvy (tzv. subsidenční inverze). V takovém případě zaznamenáváme velmi teplé a jasné počasí se zhoršováním rozptylových podmínek a postupně se snižující dohledností (lidově „zakaleným vzduchem“). Teploty jsou v těchto dnech vysoké nejen v nižších polohách, ale i na horách, vertikální gradient teploty je výrazně snížený. V teplých stabilních VH je (nezávisle na roční době) snížená denní amplituda teploty, v zimě dokonce může být prakticky nulová. Ve výjimečných situacích se dokonce může v noci i oteplovat (nastává inverzní denní chod teploty).

113


9.2.2

Studené stabilní VH

Výskyt studených stabilních kontinentálních VH pozorujeme nad pevninami v zimě, v letních měsících se s nimi setkáme prakticky jen v Arktidě či Antarktidě, tedy místech s věčnou sněhovou pokrývkou nebo ledem. V mírných zeměpisných šířkách zaznamenáváme tyto VH většinou ve dnech se souvislou sněhovou pokrývkou. Tehdy jsou splněny ty nejlepší podmínky pro ochlazování spodních vrstev vzduchu (zejména vyzařováním sněhové pokrývky). Prakticky 80% (v případě čerstvé čisté sněhové pokrývky i více) dopadajícího záření sněhová pokrývka odráží, navíc poměrně intenzivně vyzařuje dlouhovlnné (tedy tepelné) záření. Tím, že se přízemní vrstva vzduchu postupně stále více prochlazuje, vzniká přízemní teplotní inverze, jejíž horní hranice se zvyšuje, někdy až do výšek kolem 2000 m nad povrchem. Při „vhodné“ konfiguraci terénu, tedy uzavřených údolích (v širším měřítku je „vhodný“ např. český bazén obklopený hraničními pohořími), tak vznikají „jezera těžkého studeného vzduchu“. Alespoň zpočátku je v našich podmínkách typické pro studené stabilní VH pevninského počasí s malou oblačností a velmi mrazivé. Postupně se ale mohou vytvářet radiační mlhy, v některých případech měnící se v nízkou vrstevnatou oblačnost (St). Po delší době se vertikální rozsah těchto vzduchových hmot snižuje na 1 až 2 km a může tak ve vyšších vrstvách docházet k advekci jiných VH a vytváření výrazné advekční teplotní inverze, opět doprovázené vrstevnatou oblačností. Studené stabilní VH oceánského původu jsou v době svého vzniku ještě instabilní, vyskytují se v nich typické konvekční oblaky (cumulus - Cu, cumulonimbus - Cb), po příchodu nad pevninu se stabilizují, oblačnost se mění na vrstevnatou (Ns, St, Sc), zpočátku přeháňkový charakter srážek je nahrazen trvalými srážkami, postupem dále nad kontinent ustávajícími. Nad západní Evropou je pro studené stabilní maritimní VH charakteristické oblačné počasí, někdy provázené slabým sněžením nebo deštěm. Denní chod teploty vzduchu je sice zejména v kontinentální studené stabilní VH výraznější než v teplé, ale přesto je denní amplituda teploty nižší než v případě instabilních VH.

114


9.2.3

Studené instabilní VH

V teplém půlroce k nám tato VH proniká v podobě maritimní arktické VH nebo vzduchu mírných šířek. Studená instabilní VH s původem nad oceánem je typická vysokým obsahem vodní páry, přičemž ohřevem povrchu během dne dochází k termicky podmíněným konvekčním výstupným pohybům a vytváření velkého množství kupovitých oblaků (Cu, Cb). Charakteristickým počasím je tedy výrazná oblačnost s přeháňkami, případně i bouřkami. Tyto VH k nám pronikají od severozápadu, a to převážně v týlu tlakových níží se středem nad Baltem či Skandinávií. V některých případech se však kromě přeháněk nebo bouřek vyskytují i trvalé srážky. Ty jsou důsledkem tzv. vertikálním střihu větru, kdy při zemi k nám proniká chladný vzduch od severozápadu, ve vyšších hladinách ale ještě trvá vliv brázdy nízkého tlaku vzduchu s osou nad západní Evropou, na jejíž přední straně zaznamenáváme ve střední Evropě ještě proudění jihozápadní až jižní. Právě tento výrazný rozdíl ve směrech proudění v nižších a vyšších hladinách vede k výstupným pohybům a vytváření výrazné oblačnosti s trvalými srážkami (Ns). Nejvýraznější ochlazení pozorujeme ve střední Evropě při vpádu kontinentální studené instabilní VH od severovýchodu (kde měla před přemístěním charakter stabilní VH). V těchto VH je velmi malý obsah vodní páry a je tedy potlačena tvorba oblačnosti (přestože výstupné pohyby v instabilním teplotním zvrstvení jsou zachovány). Ve studeném vzduchu můžeme počítat s anticyklogenezí a tedy i sesedáním chladného vzduchu a stabilizací VH. Tento proces vede postupně ke snižování vertikálního rozsahu konvekčních oblaků, postupně pozorujeme skoro jasné až polojasné počasí pouze s plochými oblaky Cu (tzv. kumuly krásného počasí). Ve vyšších hladinách zesiluje subsidenční teplotní inverze. Ve studených instabilních VH s dostatečnou vlhkostí (tedy maritimních) mohou být splněny podmínky pro vytváření bouřek „z tepla“. Pro vznik bouřkových oblaků (Cb) je třeba: •

Relativně slabé proudění ve spodní vrstvě, které umožňuje přehřátí vzduchu nad povrchem a tím vznik výrazných konvekčních pohybů.

115


Instabilita až do nejvyšších vrstev troposféry, tedy nesmí se vyskytovat žádná teplotní inverze, která vytváří zádržnou vrstvu bránící výstupným pohybům.

•

Relativně velká vlhkost vzduchu, aby měl stoupající ohřátý vzduch dostatečnou zásobu vlhkosti po celou dobu výstupu až k horní hranici troposféry.

•

Horní hranice oblaku Cb musí být minimálně ve výškách s teplotou -24 °C (minimální výška pro elektricky aktivní Cb).

•

Ve standardních hladinách 700 nebo 500 hPa se projevuje cyklonální zakřivení izohyps.

Obr. 9-3: Cyklonální zakřivení izohyps •

Ostrá změna vektoru větru s výškou (vertikální střih větru).

•

Vhodná je i blízkost nějakého frontálního rozhraní.

V podmínkách střední Evropy jsou bouřky uvnitř VH nejčastější v horských oblastech, kde se projevuje vliv orografických podmínek, např. návětrného efektu startujícího výstupný pohyb. V chladné části roku se studené instabilní VH vyskytují běžně nad oceánem při pohybu pevninského prochlazeného vzduchu nad teplejší vodní hladinu. Denní chod teploty bude v takovém případě vykazovat sníženou amplitudu, neboť oblačnost se bude tvořit nejen přes den, ale i v nočních hodinách. V noci je také vlivem oblačnosti minimální rychlost větru, přes den proudění opět zesiluje. V nočních hodinách dochází také ke zvýraznění instability VH – horní hranice oblačnosti se radiačně ochlazuje, spodní vrstva 116


vzduchu si ale zachovává přibližně konstantní teplotu. Důsledkem je, že maximální míra konvekce je - na rozdíl od pevniny – nad oceánem zaznamenávána v noci. Vznikají tak Cb, které ale mají ve srovnání s kontinentálními podmínkami menší vertikální rozsah, jejich horní hranice leží obyčejně ve výškách kolem 6 km. Protože ale v zimě stačí k tvorbě srážek dosažení nižších výšek (izoterma -12 °C leží níž), jsou i tyto nižší Cb doprovázeny přeháňkami, případně i bouřkami. V teplé části roku je rozdílný denní chod meteorologických prvků nad pevninou a nad oceány. Nad kontinentem zaznamenáme výrazný denní chod nejen u teploty, ale i oblačnosti a větru, který v noci ustává až na klid a přes den zesiluje. Za předpokladu dostatečné vlhkosti je i u studených instabilních VH možný výskyt radiačních mlh v ranních hodinách. Moře je v letních měsících chladnější než pevnina. Nedochází nad ním k přehřívání povrchu a tedy ani k zesilování konvekce, z čehož vyplývá i menší počet i intenzita přeháněk. Denní amplituda teploty vzduchu je ve srovnání s pevninou podstatně snížena. Dochází většinou k postupné stabilizaci VH doprovázené vytvářením oblaků stratocumulus (Sc) a mlh. 9.2.4

Teplé instabilní VH

V chladné části roku se vyskytuje teplá instabilní VH téměř výhradně nad oceánem nebo pobřežními oblastmi. Při postupu nad pevninu totiž dochází k její velmi rychlé stabilizaci ochlazováním spodních vrstev od chladnějšího povrchu, do vnitrozemí tedy přichází již jako teplá stabilní VH. Naproti tomu v letních měsících se tato VH vyskytuje prakticky jen nad kontinentem, ve střední Evropě častěji oceánského původu. V maritimních teplých instabilních VH můžeme relativně často pozorovat noční bouřky, což je (vzhledem k maximu konvekce v odpoledních hodinách) poměrně netypické. Radiační ochlazování horní hranice stávající oblačnosti vede ke zvětšování vertikálního gradientu teploty, tedy zvyšování míry instability. V teplých instabilních VH zaznamenáváme méně výrazný denní chod teploty vzduchu (ovlivněním radiační bilance oblačností), což vynikne zejména při srovnání s výraznou denní amplitudou teploty ve studených instabilních VH.

117


9.3

Transformace VH

Pro transformaci VH během jejího postupu je rozhodující, zda se přesunuje přes oceán nebo pevninu. Oceán funguje jako obrovská zásobárna tepelné energie (zároveň vlhkosti). Charakteristická je jen malá proměnlivost teploty hladiny oceánů daná velkou tepelnou kapacitou vody. Teplejší VH se proto nad oceány rychle stabilizují, rozdíl mezi teplotou vody na hladině oceánu a teplotou vzduchu těsně nad ním je jen několik desetin stupně Celsia. Při postupu studenější VH přes moře dochází k její instabilizaci, přičemž rozdíl teplot mezi hladinou a vzduchem je vyšší – teplota vzduchu je přibližně o 1 až 2 °C nižší. Tento jev je způsoben konvekční výměnou tepla, která ve vzduchu probíhá (částice vzduchu se ohřeje od teplejší hladiny a hned stoupá výš, její místo zaujme opět jiná – chladnější – částice vzduchu a ohřev probíhá znovu). Pevný povrch má podstatně menší tepelnou kapacitu než oceán, teplota VH tedy podstatně více ovlivňuje teplotu povrchu. Platí přitom, že stabilní VH ovlivňuje teplotu povrchu více než instabilní (podobně jako nad oceánem u instabilních VH probíhá neustálá konvekce odvádějící teplo do vyšších hladin vzduchu). Podstatnou roli v procesu transformace VH hraje také rychlost jejího postupu.

9.4

Shrnutí

Je nutné mít na paměti, že podmínky počasí jsou mnohem komplikovanější než výše popisované děje v modelových případech jednotlivých VH. Reálně nezávisí jen na tom, zda je VH stabilní či instabilní, ale přímo na konkrétní okamžité míře stability (instability), na dynamice vývoje synoptické situace (např. stadiu vývoje řídícího tlakového útvaru), na orografii dané oblasti, která může značně modifikovat podmínky počasí, na míře prosazení se místního cirkulačního systému, který může být v situacích se slabým prouděním dominantním apod. Výše popsané převládající vlastnosti jednotlivých VH nemohou být tedy dostatečným podkladem pro kvalifikovanou předpověď počasí, uvědomění si základních principů v nich fungujících je však potřebné pro správnou synoptickou interpretaci.

118


10

Atmosférické fronty

Jak jsme se již v krátkosti zmínili ve druhé kapitole, rozeznáváme v atmosféře rozsáhlé oblasti s homogenními podmínkami, tzv. vzduchové hmoty. Na hranicích mezi VH pak existují jakési oblasti, ve kterých se vyrovnávají rozdíly mezi oběma sousedními VH, jejichž šířka se pohybuje v řádu desítek kilometrů. Tato přechodová vrstva je pro další práci s tímto pojmem poměrně komplikovaná, a proto se v meteorologii zavádí pojem atmosférické fronty, která je modelovou představou rozhraní dvou VH.

10.1

Model atmosférické fronty

Atmosférická fronta je podle [1] definována takto: Atmosférická (též povětrnostní) fronta je 1. pásmo styku různých vzduchových hmot v atmosféře. Pro zjednodušení představy a někdy i pro teoretické úvahy nahrazujeme toto pásmo plochou diskontinuity (rozhraním). 2. čára, ve které se plocha diskontinuity protíná se zemským povrchem nebo určitou tlakovou hladinou. Již v definici je obsažen vlastně trojí možný způsob chápání pojmu atmosférická fronta. První z nich je zobrazen na obr. 10-1.

Obr. 10-1: Atmosférická fronta jako pásmo styku dvou VH

119


Horizontální šířka pásma bývá několik desítek kilometrů, vertikální šířka frontální zóny několik stovek metrů, maximálně jednotky kilometrů. Toto pásmo je typické zvýšenými hodnotami gradientu teploty a tlaku vzduchu. Druhý možný výklad pojmu atmosférická fronta je zjednodušení předchozí frontální zóny na plochu diskontinuity, kde se vlastnosti obou VH nemění spojitě, ale skokem (obr. 10-2).

Obr. 10-2: Atmosférická fronta jako plocha diskontinuity Zatímco na obr. 10-2 je pro přehlednost sklon frontální plochy velký, ve skutečnosti se velikost úhlu pohybuje jen kolem 0,5° a je závislý na rozdílu teplot na obou stranách fronty (čím větší je rozdíl teplot, tím menší je sklon frontální plochy) a na vektorovém rozdílu větru ve studené a teplé VH (čím větší rozdíl, tím větší sklon). V přízemní vrstvě je sklon frontální plochy ovlivněn výrazně drsností povrchu a rychlostí postupu fronty. S představou rozhraní VH v podobě plochy diskontinuity se dobře pracuje v myšlenkových modelech, vzhledem k zavedení předpokladu nespojitého charakteru spojitých fyzikálních veličin (teplota, tlak) však nelze s tímto zjednodušením počítat v matematických modelech atmosféry.

120


Posledním možným výkladem pojmu atmosférická fronta, který z definice vyplývá, je zúžení jeho významu jen na čáru fronty, tedy na průsečnici frontální plochy se zemským povrchem, výjimečně i izobarickou plochou.

10.2

Klasifikace atmosférických front

V některých případech jsou přechody mezi vzduchovými hmotami natolik pozvolné, že o atmosférických frontách (dále jen frontách) na jejich rozhraní nemluvíme. Fronty rozeznáváme tam, kde detekujeme výškové frontální zóny se zvětšeným horizontálním gradientem teploty vzduchu, tedy kde zaznamenáváme významnější zhuštění izoterem. V závislosti na délce (rozměrech), době trvání a vztahu k cirkulačním dějům v atmosféře se fronty dělí na •

hlavní (též základní) fronty,

•

podružné fronty, a

•

čáry instability.

Hlavní fronty jsou obvykle velice protáhlé a čáry hlavních front dosahují délky až tisíce kilometrů. Na hlavních frontách se mohou tvořit cyklóny nebo dokonce tzv. rodiny cyklón (tj. více tlakových níží na jediné hlavní frontě). Hlavní fronty rozdělují VH různého geografického typu (viz kapitola 9). Je tvořena jednotlivými větvemi (teplé, studené či okluzní fronty), přičemž jednotlivé větve můžeme na synoptických mapách analyzovat po dobu několika dnů. Podružné fronty jsou v porovnání s hlavními frontami kratší, dosahují délky jen v řádu stovek kilometrů. Vyskytují se obvykle jen v rámci jedné cyklóny (nejčastěji v jejím týlu, za hlavní studenou frontou) a oddělují jen části jediné VH lišící se pouze některou charakteristikou, např. mírou stability. Na vertikálních řezech troposférou se jeví méně výrazné než hlavní fronty, kratší je i doba jejich trvání. Podružné fronty bývají většinou frontami studenými. Čáry instability (též squall lines nebo čáry húlav) jsou ještě méně výrazné než podružné fronty, jejich délka dosahuje maximálně jen několik málo stovek kilometrů. Jejich zařazení mezi fronty je poněkud diskutabilní, neboť jsou pozorovány uvnitř jedné 121


VH, ve vzdálenosti několik stovek kilometrů přes studenou frontou, a nesouvisí s různými vlastnostmi vzduchové hmoty, ale pravděpodobně s cirkulací ovlivněnou blížící se studenou frontou. Probíhají na ní uspořádané výstupné pohyby, jejichž intenzita je do značné míry závislá na termice, takže vykazuje výrazný denní chod. Doba jejich trvání je kratší než u podružných front, často jsou na mapách analyzovatelné jen v době dostatečně silné konvekce v denních hodinách, jakmile konvekce slábne, „ztrácí se“ i čára instability. Podle vlastností přesunujících se vzduchových hmot pak fronty dělíme na •

teplé fronty,

•

studené fronty, a

•

stacionární (též kvazistacionární) fronty.

Teplou frontou nazýváme rozhraní mezi vzduchovými hmotami v případě, pohybuje-li se teplejší VH na stranu VH studené (tedy do oblastí, kde leží studená VH). Studená fronta je rozhraní VH, je-li aktivní studená VH (přesunuje se do oblastí s teplou VH). Stacionární frontou nazýváme rozhraní VH bez výrazného vlastního pohybu. Vyskytuje se většinou ve výrazně protáhlých brázdách nízkého tlaku vzduchu s minimální velikostí složky síly barického gradientu kolmé k čáře fronty. Hlavní fronta se dělí na jednotlivé větve, přičemž současně může mít větve různého charakteru, tj. některá je teplou,

jiná studenou, případně i stacionární

(kvazistacionární) frontou (obr. 10-3). Dalším kritériem pro klasifikaci atmosférických front je jejich vertikální rozsah, tedy výška, ve které ještě můžeme na mapách zaznamenat zvětšený horizontální gradient teploty či tlaku vzduchu (zhuštěné izotermy či na izobarických mapách izohypsy). Z tohoto hlediska rozeznáváme •

troposférické fronty, a

•

přízemní fronty.

Troposférickou frontou nazýváme takovou frontu, kterou lze analyzovat v celém vertikálním rozsahu troposféry. Někdy rozsah těchto front překonává i tropopauzu a jejich horní hranice je až ve spodních hladinách stratosféry.

122


Přízemní fronta má jen malý vertikální rozsah pohybující se jen v řádu několika málo kilometrů, často jen do 3 km. Patří mezi ně většina podružných front.

Obr. 10-3: Druhy front na synoptické mapě Podél frontální plochy probíhají vertikální pohyby teplejší vzduchové hmoty. Podle jejich směru pak rozlišujeme •

anafronty, a

•

katafronty.

Anafrontou nazýváme fronty, podél jejichž plochy diskontinuity probíhají výkluzné (tedy vzestupné) pohyby teplého vzduchu. Anafrontami jsou teplé fronty a studené fronty 1. druhu. Katafronty jsou fronty, na jejichž frontální ploše dochází ke kompenzačním sestupným pohybům teplejšího vzduchu. Jsou to studené fronty 2. druhu (viz níže). Katafronty mají menší sklon frontální plochy než anafronty.

123


V praxi mohou být fronty téhož druhu různě výrazné (tj. mít různě velké změny teploty, proudění apod.), stejně tak mohou být různě aktivní (tj. mohou s nimi být spojeny různě výrazné projevy počasí). Stává se, že aktivita podružné fronty je vyšší než fronty hlavní, i když není stejně výrazná. Fronty se mohou měnit i ze studené na teplou (či naopak), a to v případě změny směru pohybu vzduchových hmot, mezi nimiž se nachází (tzv. vlnění front – viz níže). Další možná změna druhu fronty souvisí s vlastnostmi pohybu front, kdy studená fronta se v rámci jedné cyklóny pohybuje rychleji než fronta teplá. V okamžiku, kdy ji dostihne, vzniká jejich spojením tzv. fronta okluzní (opět viz dále). Vzhledem k naznačeným rozdílům mezi konkrétními frontami je pro jednoznačný popis fronty potřeba uvést •

druh fronty (teplá, studená 1. nebo 2. druhu, okluzní...),

•

výraznost (velikost změn meteorologických prvků ve frontální zóně),

•

aktivitu (oblačnost, meteorologické jevy, výskyt nebezpečných jevů...), a

•

vývoj (probíhající frontogeneze či frontolýza, tedy zvýrazňování nebo slábnutí fronty).

10.3

Teplá fronta

V případě teplé fronty zatlačuje postupující teplejší VH studenou, přičemž se vzhledem ke své menší hustotě nad ni částečně nasouvá (obr. 10-4). Teplé fronty se vyskytují na předních stranách tlakových níží, a to v jejích počátečních stádiích (jak si vysvětlíme dále, později dochází k okludování frontálního systému). Přechod teplé fronty je provázen poklesem tlaku vzduchu před ní, za frontou tlak zůstává téměř beze změn (tvar tlakové tendence je dán dynamickými procesy – prohlubováním či vyplňováním dané cyklóny), což odpovídá tlakovému poli v okolí teplé fronty (obr. 10-5).

124


Obr. 10-4: Vertikální řez teplou frontou

Obr. 10-5: Typické barické pole v okolí teplé fronty Jaké počasí můžeme pozorovat v souvislosti s přechodem teplé fronty? Již 800 až 1000 km před čarou fronty se začínají na obloze objevovat oblaky druhu Ci zakončené většinou drobnými háčky (cirrus uncinus), s přibližující se frontou se oblačnost mění, nejprve na Cs, později As a zhruba 300 až 400 km před čarou fronty na Ns, z něhož již vypadávají trvalé srážky. Po přechodu čáry fronty většinou srážky ustávají, zaznamenáváme však často přetrvávající nízkou oblačnost (druhu St, Sc), která se může

125


vyskytovat již před frontou jako doprovodné oblaky nesouvisející s procesy na frontální ploše. Teplota vzduchu s blížící se čarou fronty většinou slabě roste, výraznější oteplení nastává až po přechodu fronty. Nebezpečné situace spojené s teplou frontou mohou nastávat zejména v zimě, je-li teplota vzduchu pod bodem mrazu. Ve vyšších hladinách (nad frontální plochou) je již teplejší VH, a proto srážky vypadávající z oblaků druhu Ns mohou být kapalné, i když u zemského povrchu je teplota ještě záporná. Na prochlazeném povrchu pak dochází k umrzání dopadajících srážek a vytváření ledovky, která je pro dopravu (zejména silniční) nejnebezpečnější, protože v případě dostatečně intenzivních srážek není účinný preventivní posyp solí ani inertními materiály. V průběhu roku se konkrétní podoba teplých front v našich podmínkách výrazně mění. Vzhledem k severnější dráze cyklón v letním období zaznamenáváme ve střední Evropě přechody většinou jen jižních okrajů teplých front s minimální aktivitou (s nevýraznými nebo žádnými srážkami, často je oblačný systém redukován jen na výskyt oblaků druhu Ci, Cs, As). V létě ale můžeme na teplé frontě pozorovat noční bouřky, kdy radiační ochlazování horní hranice oblaku Ns vede ke zvýšení instability a může vyvolat výstupné pohyby dostatečné k vývoji oblaku druhu Cb. V chladném období je výskyt „kompletních“ teplých front v ČR častější, a to díky posunu výškové frontální zóny s rychle postupujícími mladými cyklónami více k jihu.

10.4

Studené fronty

Studená fronta je rozhraní teplé a studené VH postupující na stranu teplejšího vzduchu. Vznikají většinou v týlu tlakové níže a uzavírají její teplý sektor. Již jsme se zmínili, že má dvě možné varianty – studenou frontu 1. druhu (patřící k anafrontám) a studenou frontu 2. druhu (katafrontu), přičemž oba druhy můžeme analyzovat na stejné větvi hlavní fronty (blíž středu tlakové níže může mít studená fronta charakter fronty 1. druhu, ve vzdálenější části pak 2. druhu). Pro oba druhy studených front je společný typický tvar tlakového pole (obr. 10-6), kterému odpovídá průběh tlaku vzduchu při jejich přechodu - nevýrazná tlaková tendence před frontou (daná zejména dynamickými změnami v tlakové níži) se za čarou fronty mění ve výrazný vzestup tlaku vzduchu. 126


Obr. 10-6: Typické barické pole v okolí studené fronty 10.4.1

Studená fronta 1. druhu

Vertikální řez studenou frontou 1. druhu je na obr. 10-7. Na čele této fronty dochází k výstupným pohybům, které mohou být dostatečné ke vzniku vertikálně vyvinutých kupovitých oblaků Cu, případně i oblaků druhu Cb. Podél frontální plochy pak zaznamenáváme výkluzný pohyb teplejšího vzduchu se vznikem charakteristické oblačnosti, jak ji známe již z řezu teplou frontou. Průběh počasí při přechodu studené fronty 1. druhu je zcela odlišný od teplé fronty. Teprve ve vzdálenosti jen několika desítek kilometrů před čarou fronty pozorujeme frontální oblačnost, konkrétně vertikálně mohutné oblaky Cu, případně i Cb, ze kterých mohou vypadávat přeháňky a možný je i výskyt bouřek (je závislý i na výchozí míře instability teplejší VH). Po přechodu fronty se dostáváme do oblasti trvalých srážek z oblaků druhu Ns, která je však výrazně užší než před teplou frontou (jen kolem 100 km za čarou fronty). Poté již pozorujeme zvyšování spodní hranice oblačnosti a změnu na oblaky druhu As, postupně Cs. Výraznější ubývání oblačnosti pozorujeme zhruba ve vzdálenosti kolem 300 až 400 km za čarou fronty. Přechod této fronty je typický nejprve nevýraznou tlakovou tendencí danou zejména dynamickými změnami tlakového pole, za čarou fronty pak tlak vzduchu výrazně roste. Teplota vzduchu se snižuje již před frontou, v pásmu přeháněk, k jejímu výraznějšímu poklesu pak dochází v okamžiku, kdy se k zemi dostane postupující studená vzduchová hmota, tedy za čarou fronty.

127


Obr. 10-7: Vertikální řez studenou frontou 1. druhu Stejně jako v případě teplých front pozorujeme jejich přechod přes naše území častěji v chladném období, což souvisí opět s jižnější polohou výškové frontální zóny. 10.4.2

Studená fronta 2. druhu

Rychlost postupu těchto front je větší než studených front 1. druhu, i podnět k výstupným pohybům vyvolaný pohybem čela této fronty je výraznější. Vznikají tak uspořádané pohyby dostatečné intenzity k vývoji vertikálně mohutných oblaků druhu Cb a následně vzniku přeháněk a bouřek.

128


Obr. 10-8: Vertikální řez studenou frontou 2. druhu Jak vidíme na obr. 10-8, intenzita výstupných pohybů na čele studené fronty 2. druhu je natolik výrazná, že dochází k „nasávání“ vzduchu do tohoto výstupného proudu a podél frontální plochy pak probíhají kompenzační sestupné pohyby teplejšího vzduchu. Z předchozích kapitol již víme, že pro vznik oblačnosti musíme vzduch izobaricky (což není při vertikálních pohybech reálné) nebo adiabaticky ochlazovat. Protože ale při sestupných pohybech vzduchovou částici naopak adiabaticky ohříváme, nemůže na frontální ploše docházet k vytváření oblačnosti, v nižších partiích pak sestupný proud může rozpouštět i oblačnost již vzniklou. Proto oblačný systém studené fronty 2. druhu prakticky neobsahuje typickou vrstevnatou oblačnost vznikající při výkluzných pohybech tak, jak to známe z anafront.

129


Podmínky počasí při přechodu studené fronty 2. druhu jsou zpočátku podobné studeným frontám druhu prvního. Frontální oblačnost (oblaky druhu Cb) s přeháňkami a bouřkami registrujeme až desítky kilometrů před čarou fronty. Po přechodu fronty se ale oblačnost velmi rychle protrhává a pozorujeme většinou jen kupovitou oblačnost charakteristickou pro studenou instabilní vzduchovou hmotu. Pokud se vyskytují nebezpečné jevy spojené s bouřkovou činností frontálního charakteru, bývá to zpravidla právě na studených frontách 2. druhu. Mohou to být přívalové srážky, kroupy, húlavy, jevy spojené s vířivým prouděním (tornáda s vertikální osou rotace nebo gustnada s horizontální osou rotace) apod. Aktivita bouřkové činnosti bývá však někdy výrazná i u podružných studených front, které se častěji vyskytují za studenými frontami 2. druhu a na čarách instability.

10.5

Okluzní fronty

Představme si mladou cyklónu (viz kap. 11) a její frontální systém (obr. 10-9).

Obr. 10-9: Vertikální řez jižně od středu mladé cyklóny Lze odvodit, že studená fronta bude v této tlakové níži postupovat rychleji než teplá. Dostihne-li klín studené fronty teplou frontu, vzniká nová vertikální struktura s vyzdvižením teplé vzduchové hmoty (teplého sektoru cyklóny) do vyšších hladin. Proces okludování frontálního systému začíná u středu tlakové níže a postupem času pokračuje dál od něj. Bod, ve kterém se obě fronty (teplá a studená) stýkají, se nazývá okluzním bodem (obr. 10-10).

130


Obr. 10-10: Proces okludování frontálního systému tlakové níže Současně se změní i tlakové (barické) pole v okolí nové – okluzní – fronty. Podle obr. 10-11 je zřejmé, že s blížící se okluzní frontou pozorujeme pokles tlaku vzduchu, po jejím přechodu jeho okamžitý vzestup.

Obr. 10-11: Barické pole v okolí okluzní fronty Stejně jako u studených front rozlišujeme i u okluzních dva základní druhy, a to na základě vzájemného porovnání obou studených vzduchových hmot, tedy S1 před původní teplou frontou a S2 za frontou studenou.

131


10.5.1

Okluzní fronta charakteru teplé fronty (teplá okluze)

V případě, že studená VH za studenou frontou (na obr. 10-12 označená S2) je teplejší než studená VH před původní teplou frontou (S1), dochází k jejímu výkluzu podél frontální plochy teplé fronty. Teplá vzduchová hmota je přitom vytlačena do vyšších hladin.

Obr. 10-12: Vertikální řez okluzní frontou charakteru teplé fronty Podmínky počasí v případě tzv. teplé okluze jsou podobné teplým frontám. Již ve vzdálenosti mnoha stovek kilometrů před čarou fronty pozorujeme vysokou oblačnost (oblaky druhu Ci, Cs), postupně se spodní hranice vrstvy snižuje (oblaky As, Ns) a ve vzdálenosti až kolem 400 km před frontou začínají vypadávat trvalé srážky. Pouze v případě, že v oblasti styku obou původních frontálních ploch dojde k výraznějším výstupným pohybům (v závislosti na míře instability teplé VH), vyskytují se ještě před čarou fronty v poměrně úzkém pásu i přeháňky, případně i bouřky. Tyto konvekční projevy jsou četnější blízko středu cyklóny. 132


Za čarou fronty ještě pokračuje srážková činnost, ustává přibližně 100 km za ní. Podobnost s teplou frontou je v rozložení srážek. Většina srážkové oblasti (ne však nutně většina srážkového úhrnu) je před samotným přechodem čáry fronty. Stejně jako teplé fronty, i okluzní fronty charakteru teplé fronty se u nás vyskytují vlivem jižnější polohy výškové frontální zóny častěji v chladném období roku, při letních přechodech je oblačný (a tím i srážkový) systém teplé okluze často oslaben. 10.5.2

Okluzní fronta charakteru studené fronty („studená okluze“)

Druhou možností je, že studená VH za původní studenou frontou S2 je chladnější než VH na čele cyklóny (S1). V tomto případě se chladnější vzduch podsouvá ve tvaru klínu pod teplejší a okluzní fronta má strukturu jako na obr. 10-13. Vznikají tak prakticky dvě „čela studené fronty“. První u zemského povrchu, druhé pak v místě styku obou frontálních ploch. Průběh počasí je většinou velmi podobný studené frontě 1. druhu. Několik desítek kilometrů před čarou fronty pozorujeme přibývání vertikálně vyvinuté oblačnosti (oblaky Cu, Cb) a následně i vypadávání přeháněk, případně i bouřky. Za frontou následují trvalé srážky z oblaků Ns. Tato srážková oblast mívá šířku asi 200 až 300 km. Uvnitř této oblasti je možné v některých případech zaznamenat úzký pás přeháněk, poměrně výjimečně i bouřek, a to z oblaků Cb, které mohou vznikat na styku obou frontálních ploch. V teplejším období roku bývá oblačný systém studených okluzí také často bez oblaků Ns, případně i As, tedy zákonitě i bez oblasti s trvalými srážkami. Průběh počasí pak připomíná spíše přechod studené fronty 2. druhu, tedy srážky jsou omezené pouze na úzký pás přeháněk s možným výskytem bouřek. Okluzní fronty mívají nejvýraznější oblačný systém i srážkové oblasti stejně jako fronty studené a teplé v blízkosti středu tlakové níže a v blízkosti okluzního bodu.

133


Obr. 10-13: Vertikální řez okluzní frontou charakteru studené fronty

10.6

Shrnutí

Popsané modely jednotlivých druhů atmosférických front jsou ideálními modely. Ve skutečnosti se často setkáváme nejen s pozměněnými oblačnými systémy, ale také deformacemi frontálních ploch a jinými dílčími změnami, které pak mají dopad i na průběh počasí při přechodu konkrétní fronty. Musíme si připomenout, že jsme po celou dobu výkladu o atmosférických frontách řešili fronty jako izolovaný systém, i když tlakové pole prochází neustálými dynamickými změnami. Přesto uvedená schémata v rámci možností dobře popisují princip dění v oblastech atmosférických front.

134


11

Tlakové útvary

V této kapitole se budeme věnovat podrobnějšímu rozboru základních tlakových útvarů – tlakových níží (cyklón) a tlakových výší (anticyklón). Nejprve si uvedeme jejich definice podle [1]. Cyklóna (tlaková níže) je oblast se sníženým tlakem vzduchu, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je nižší než v okolí. Pro cyklóny je charakteristická cirkulace vzduchu proti směru pohybu hodinových ručiček na severní polokouli a ve směru pohybu hodinových ručiček na jižní polokouli. A analogicky k cyklóně je definována i anticyklóna. Anticyklóna (tlaková výše) je oblast se zvýšeným tlakem vzduchu v atmosféře, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je vyšší než v okolí. Pro anticyklóny je charakteristická cirkulace vzduchu na severní polokouli ve směru pohybu hodinových ručiček, na jižní polokouli proti směru pohybu hodinových ručiček.

11.1

Klasifikace cyklón

Cyklóny lze rozdělit podle několika základních kritérií. Podle geografické oblasti vzniku tlakové níže rozlišujeme (a)

mimotropické cyklóny, a

(b)

tropické cyklóny.

ad a) Mimotropické cyklóny jsou frontální nebo termické tlakové níže vznikající v mírných a vyšších zeměpisných šířkách, budeme se jim dále věnovat podrobněji. ad b) Tropické cyklóny jsou typické velkým tlakovým gradientem a malým horizontálním rozměrem (stovky kilometrů v průměru), jsou příčinou mnoha nebezpečných jevů – silného větru, intenzivních srážek, bouří. Tropické cyklóny mají podle místa svého výskytu mnoho názvů (hurikán, tajfun, cyklon, willy-willy). Tyto 135


tlakové útvary vznikají nad mořem v nízkých zeměpisných šířkách, postupují k západu a poté co doputují k pevnině, stáčí svůj pohyb k severu. Pak buď zanikají nebo (většinou po spojení s nějakým frontálním systémem) se pod delším postupu k severu stočí k východu a transformují se na mimotropickou tlakovou níži. Podle způsobu vzniku rozlišujeme (a)

frontální cyklóny, a

(b)

místní cyklóny.

ad a) Frontálními cyklónami nazýváme tlakové níže vznikající na frontálních systémech (tento mechanismus popíšeme později) a jejíž vývojový cyklus je s frontálním systémem spojen. ad b) Místní tlakové níže vznikající termicky. Teplý vzduch nad prohřátým povrchem je lehčí, při výstupných pohybech vzniká většinou malá a mělká cyklóna, jejíž vertikální vývoj dosahuje jen malých výšek a často se vyskytuje pouze přes den, v noci v souvislosti s radiačním ochlazováním zaniká. Podle směru postupu rozeznáváme cyklóny (platí pro mimotropické) (a)

klesající,

(b)

západní,

(c)

jižní, a

(d)

retrográdní tlakové níže.

ad a) Klesajícími cyklónami nazýváme tlakové níže postupující v mírných a vyšších zeměpisných šířkách od severu až severozápadu k jihu nebo jihovýchodu. ad b) Západní cyklóny jsou tlakové útvary pohybující se v souladu s všeobecnou cirkulací atmosféry v zonálním proudění od západu k východu. ad c) Jižní cyklóny postupují z jižních směrů k severozápadu až severovýchodu, v našich podmínkách často tlakové níže postupující ze Středozemního moře obsahující velké množství vlhkosti. Při obou katastrofických povodních (roku 1997 na Moravě a v roce 2002 v Čechách) ovlivňovaly počasí u nás právě jižní cyklóny s pomalým postupem).

136


ad d) Retrográdní cyklóny jsou typické pomalým pohybem proti smyslu zonálního proudění, tedy od východu k západu s tím, že jejich teplý sektor leží na sever od středu tlakové níže (obr. 11-1).

Obr. 11-1: Frontální cyklóna „normální“ (vlevo) a retrográdní (vpravo)

11.2

Vývojová stadia cyklóny

Tlakové útvary mají svůj vývoj, který popisujeme pomocí typizovaných stadií, do kterých pak zařazujeme jednotlivé útvary podle jejich základních vlastností k danému okamžiku. Tlakové níže můžeme posuzovat ze dvou možných hledisek. Jako první uvedeme vývojová stadia zdůrazňující vývoj tlaku vzduchu ve středu tlakové níže. Stadium vzniku cyklóny (někdy též počáteční stadium) je období mezi prvními příznaky tvorby cyklóny na synoptické mapě (např. analyzovaný cyklonální vír malých rozměrů s minimálními rozdíly tlaku vzduchu) až po vytvoření první izobary dělitelné beze zbytku pěti. Toto kritérium je čistě technické. Izobary se vykreslují standardně po 5 hPa (v případě potřeby nebo na mapách malých oblastí samozřejmě i hustější). Stadium vývoje tedy končí vykreslením uzavřené izobary na standardní synoptické mapě. Na výškových mapách v izobarických hladinách je tlakové pole vyjádřeno izohypsami. Ty jsou vykreslovány po 4 dkm (dekametrech) a stadium vzniku tedy končí vytvořením první uzavřené izohypsy beze zbytku dělitelné čtyřmi. Stadium mladé cyklóny navazuje na stadium vzniku (první uzavřená izobara nebo izohypsa na standardní synoptické mapě) a končí v okamžiku, kdy začíná okludace frontálního systému dané cyklóny.

137


Stadium nejvyššího vývoje začíná okludací frontálního systému cyklóny, jeho konec je vymezen okamžikem, ve kterém začne tlak ve středu cyklóny stoupat (tlaková níže se začíná vyplňovat). Stadium vyplňování cyklóny je posledním vývojovým stadiem tlakové níže, navazuje na stadium nejvyššího vývoje a končí zánikem cyklóny. Druhou možností je zdůraznění vývoje frontálního systému dané tlakové níže. Soustředění pozornosti na aktuální stav frontálního systému vede ke sloučení stadií nejvyššího vývoje a vyplňování, takže frontální stadia jsou •

stadium frontální vlny,

•

stadium mladé cyklóny, a

•

stadium okludované cyklóny.

Obr. 11-2: Vývojová stadia cyklóny podle vývoje frontálního systému (a – frontální vlna, b- mladá cyklóna, c -okludovaná cyklóna)

11.3

Regenerace tlakových níží

Tlaková níže ale nemusí projít nutně všechna stadia postupně a poté nenávratně zaniknout. Existují mechanismy, které cyklónu mohou vrátit zpět k mladším stadiím vývoje. Hovoříme pak o tzv. regeneraci cyklóny. K opětovnému poklesu tlaku vzduchu v centru cyklóny, která je již ve stadiu vyplňující se cyklóny může dojít spojením s novým tlakovým útvarem nebo vývojem nové tlakové níže uvnitř stárnoucí cyklóny.

138


Původní asymetrické teplotní pole v tlakových nížích se od počátku okludace začíná symetrizovat (teplý sektor je nadzvedáván do vyšších hladin, současně se napřimuje vertikální osa cyklóny. Regenerace tedy spočívá v opětovném zvětšení teplotního gradientu, a tím obnovením teplotní asymetrie. Tento vývoj probíhá při následujících synoptických procesech: •

průniku atmosférické fronty do oblasti vyplňující se cyklóny,

•

spojení s novou cyklónou vzniklou na studené frontě, a

•

spojení s novou cyklónou vzniklou u okluzního bodu.

Nejvýraznějším případem regenerace cyklóny novou atmosférickou frontou (a zejména jejím teplotním gradientem) je průnik rozhraní s velmi studeným vzduchem za frontou, tj. nejčastěji za arktickou studenou frontou (na obr. 11-3 označena číslem 1). Ta se pak stává novým frontálním systémem (2 a 3) regenerované tlakové níže, původní - již okludovaný – frontální systém se vzdaluje od středu tlakové níže a slábne.

Obr. 11-3: Regenerace cyklóny příchodem studené fronty Dalším způsobem regenerace je vznik nové cyklóny na studené frontě a její následné spojení s původní tlakovou níží, k jejímuž frontálnímu systému studená fronta patřila.

139


Obr. 11-4: Regenerace cyklóny spojením s novou cyklónou vzniklou na studené frontě (a – frontální vlna, b – nová cyklóna N2, c – regenerovaná cyklóna) Nejprve vzniká na studené frontě vlna s cyklonálním charakterem proudění (viz stadium frontální vlny), později se na synoptické mapě objevuje uzavřená izobara kolem nové cyklóny s tím, že mají s původní tlakovou níží alespoň jednu společnou uzavřenou izobaru (obr. 11-4). Následuje spojení obou cyklón a „odmrštění“ původního – již okludovaného – frontálního systému. U okluzního bodu jsou podmínky vhodné pro vznik nových cyklón (cyklogeneze). Původní tlaková níže se pak může obnovit spojením právě s touto novou cyklónou. Nová (obnovená) tlaková níže má střed v místě okluzního bodu (obr. 11-5).

Obr. 11-5: Regenerace spojením s novou cyklónou vzniklou u okluzního bodu (a – vznik nové cyklóny, b – regenerovaná tlaková níže) 140


11.4

Typické počasí cyklón

Není možné jednoznačně popsat podmínky počasí charakteristické pro tlakové níže. Zatímco v místních (termických) tlakových nížích pozorujeme převážně bezoblačné počasí s poměrně velkou amplitudou denního chodu teploty vzduchu, u frontálních cyklón musíme být mnohem obezřetnější. Na přední straně a v týlu tlakové níže je počasí do značné míry dáno aktivitou teplé, resp. studené fronty a vlastnostmi obou chladnějších vzduchových hmot. Jiná situace je v teplém sektoru. Budou-li izobary (izohypsy) v teplém sektoru zakřiveny cyklonálně, převládá v něm počasí s velkou oblačností s možností vypadávání srážek, a to mrholení nebo trvalých srážek. Má-li ale zakřivení izobar (izohyps) anticyklonální charakter, probíhají v teplém sektoru sestupné pohyby, které brání vývoji významnější oblačnosti a setkáváme se buď s malou oblačností, nebo (zejména v chladném období roku) nízkou vrstevnatou oblačností. Samotné atmosférické fronty jsou v rámci cyklóny aktivnější v blízkosti středu tlakové níže, kde jsou výkluzné pohyby na frontální ploše podporovány výstupnými pohyby v cyklóně.

11.5

Klasifikace anticyklón

Stejně jako cyklóny i tlakové výše můžeme rozlišovat podle geografického vlastností místa jejich vzniku. Protože toto rozdělení je nedostatečné (nedostatečně vystihuje možné rozdíly), provádíme ještě podrobnější členění z hlediska jejich struktury. Z geografického hlediska rozeznáváme (a)

mimotropické anticyklóny, a

(b)

subtropické anticyklóny.

ad a) Mimotropické anticyklóny vznikají v mírných a vyšších zeměpisných šířkách, za různých podmínek, a proto i s různými vlastnostmi. Dělíme je proto ještě na •

studené anticyklóny, které se poměrně rychle pohybují a oddělují od sebe jednotlivé tlakové níže téže rodiny cyklón. Někdy mají formu pouhého hřebene vyššího tlaku vzduchu;

141


uzavírající anticyklóny se také pohybují poměrně rychle, jsou výraznější než studené a oddělují od sebe celé rodiny cyklón;

•

stacionární anticyklóny (přesněji kvazistacionární), které jsou téměř bez pohybu, v přízemním tlakovém poli bývají výrazné, ale jejich vertikální rozsah je poměrně malý.

ad b) Subtropické anticyklóny jsou součástí permanentního subtropického pásu vyššího tlaku vzduchu a pohybují se jen velmi zvolna. Na rozdíl od mimotropických tlakových výší jsou to tzv. teplé anticyklóny s vertikálním rozsahem až k horní hranici troposféry. Subtropickým anticyklónám se také někdy říká akční centra atmosféry.

11.6

Vývojová stadia anticyklóny

Popis vývojových stadií, kterými prochází anticyklóny je v porovnání s tlakovými nížemi jednodušší, protože v sestupných pohybech tlakových výší se každá atmosférická fronta rychle rozpadá. Stadium vzniku anticyklóny je definováno analogicky k cyklónám, trvá od prvních příznaků anticyklonální cirkulace a končí utvořením první izobary dělitelné beze zbytku pěti, resp. na výškových mapách první uzavřené izohypsy dělitelné čtyřmi. Stadium zesilování

navazuje na předchozí a končí v okamžiku dosažení

maximální hodnoty tlaku vzduchu v centru tlakové výše. Stadium zeslabování (též zániku) trvá od prvního poklesu tlaku vzduchu po dosažení maximální hodnoty až do zániku anticyklóny.

11.7

Regenerace tlakových výší

Stejně jako cyklóny, ani tlakové výše nemusí nutně projít jenom těmito třemi stadii a ukončit svou existenci, ale mohou regenerovat. Známe dva způsoby, jakými může k obnově slábnoucí anticyklóny dojít •

spojením anticyklóny s málo pohyblivou tlakovou výší, a

•

vývojem anticyklóny ve výběžku již existující tlakové výše.

142


Obr. 11-6: Regenerace anticyklóny spojením se se studenou tlakovou výší (a – výchozí stav, b – spojování anticyklón, c – regenerovaná anticyklóna) V prvním případě si představme slábnoucí, málo pohyblivou anticyklónu (na obr. 11-6 označená V1) a ve studeném vzduchu rychle se pohybující studenou tlakovou výši oddělující cyklóny jedné rodiny. Dochází ke spojení obou anticyklón a rozdělení rodiny tlakových níží (přerušení hlavní fronty v poli vysokého tlaku vzduchu). Střed nové tlakové výše se přesouvá do studené vzduchové hmoty.

Obr. 11-7: Regenerace anticyklóny tlakovou výší v hřebeni vyššího tlaku vzduchu Druhou možností je regenerace anticyklóny spojením se s novou tlakovou výší vzniklou ve výběžku vyššího tlaku vzduchu. Průběh regenerace je znázorněn na obr. 11-7, obnovená tlaková výše má střed opět ve studenější vzduchové hmotě. Na počátku (11-7a) je slábnoucí anticyklóna jižně od frontálního rozhraní, za který sahá hřeben vyššího tlaku vzduchu. Ve studeném (těžším) vzduchu se v něm vytváří samostatná tlaková výše 143


(11- 7b), která se spojí se slábnoucí anticyklónou, a vytvářejí ve studené vzduchové hmotě výraznější centrum vyššího tlaku vzduchu. Hlavní fronta bývá v tomto případě přerušena.

11.8

Typické počasí anticyklón

Podmínky počasí v tlakových výších jsou výrazně závislé na ročním období. Na jaře a v létě je v oblastech s vysokým tlakem vzduchu převážně jen malá oblačnost, což je způsobeno sestupnými pohyby v anticyklóně. Výraznější kupovitou oblačnost zaznamenáme jen na západní (zadní) straně tlakové výše, kde již slábne subsidenční teplotní inverze a přestává zadržovat konvekční, termicky podmíněné výstupné pohyby. Komplikovanější počasí pozorujeme v anticyklónách v chladné části roku. Na východní (přední) straně tlakové výše odpovídá množství oblačnosti míře instability a vlhkosti studené vzduchové hmoty, vytvářejí se kupovité oblaky druhu Cu, výjimečně i Cb. U středu anticyklóny již subsidenční teplotní inverze brání vzniku vertikálně mohutnější oblačnosti, v kombinaci s radiační teplotní inverzí však pozorujeme časté mlhy nebo nízkou vrstevnatou oblačnost (oblaky St, Sc). K jejímu vytváření a trvání přispívá malá insolace, a tím i malá radiační bilance povrchu. Na zadní straně tlakových výší k nám proudí z jižních směrů teplejší vzduch, v zimě však často nedokáže vytlačit z přízemních vrstev těžký studený vzduch a vytváří se výšková advekční teplotní inverze. V případě, že je anticyklóna delší dobu téměř bez pohybu, může tato situace trvat i několik týdnů. Teplotní inverze přitom zhoršuje podmínky pro rozptyl škodlivin a vyskytuje-li se současně (a často tomu tak je) nízká oblačnost, výrazná změna v přirozeném chodu přímého záření a zmenšená intenzita rozptýleného záření ovlivňují i lidský organismus.

144


12

Všeobecná cirkulace atmosféry. Místní cirkulační systémy.

V atmosféře probíhají nepřetržitě horizontální i vertikální pohyby vzduchu. Pokud tyto mají alespoň přibližně uzavřený charakter (v reálné atmosféře prakticky neexistují uzavřené proudnice), nazýváme je cirkulační systém.

12.1

Všeobecná cirkulace atmosféry

V planetárním měřítku můžeme rozpoznat určité schéma proudění nejen v přízemní vrstvě, ale i ve vertikálním řezu. Charakter těchto pohybů v horizontálním i vertikálním smyslu můžeme považovat s jistým přiblížením za cyklický. Soustavě těchto pohybů synoptického měřítka říkáme všeobecná cirkulace atmosféry (obr. 12-1). Přesnější definici všeobecné cirkulace najdeme v [1].

Obr. 12-1: Schéma všeobecné cirkulace atmosféry 145


Všeobecná cirkulace atmosféry je systém atmosférického proudění v planetárním nebo kontinentálním rozsahu, které se projevuje meridionální, zonální i vertikální výměnou vzduchu spojenou s přenosem energie, hybnosti a vláhy v zemské atmosféře. V přízemním poli vidíme na obr. 12-1 výrazné sbíhavé pasátové proudění směřující ze subtropických oblastí k rovníku, na severní polokouli jsou to severovýchodní, na jižní jihovýchodní pasáty. Na linii jejich styku vzniká výstupný pohyb, který se stává součástí vertikální struktury proudění v těchto nízkých zeměpisných šířkách – Hadleyovy buňky. V rámci této vertikální cirkulace je odváděna energie z rovníkových oblastí a transportována do oblasti subtropů, ve vyšších hladinách převažuje proudění se západní složkou, tzv. jihozápadní antipasáty. V mírných šířkách obou polokoulí převládá v přízemním poli proudění západních směrů (zonální proudění). Ve vertikálním směru se v těchto oblastech probíhá cirkulace v rámci tzv. Ferrelovy buňky (viz obr. 12-1). V její horní části převládá – na rozdíl od přízemní hladiny - východní proudění. Ve vysokých zeměpisných šířkách je v přízemním poli dominantní proudění s východní složkou. Do polárních oblastí je přitom prostřednictvím vertikální cirkulace v polární buňce transportována energie z oblastí tlakových níží kolem 60. stupně zeměpisné šířky. Můžeme si povšimnout, že v horizontální i vertikální struktuře všeobecné cirkulace atmosféry se projevuje geografické rozložení tlaku vzduchu na zemi. Pasáty i proudění mírných šířek korespondují s anticyklonální cirkulací v oblasti subtropických tlakových výší, následuje cyklonální proudění pásu tlakových níží kolem 60° zeměpisné šířky a v polárních oblastech anticyklonální charakter související s polárními oblastmi vyššího tlaku vzduchu. Stejně jako rozložení permanentních tlakových útvarů i schéma všeobecné cirkulace atmosféry je v daném okamžiku narušován probíhajícími dynamickými procesy (vývojem a přemisťováním tlakových útvarů). Proto pozorujeme po přechodnou dobu v našich podmínkách i proudění výrazně se odchylující od zonálního.

146


Všeobecná cirkulace atmosféry motorem transportů energie i vlhkosti v atmosféře, vzájemně se ovlivňují s oceánskými proudy. Příkladem budiž fenomén El Niño, jehož zřejmým spouštěcím mechanismem je výskyt studeného proudu ve východním Pacifiku, měnící cirkulaci atmosféry ve velkém měřítku. Příčinou změn proudů v oceánu ale může být právě nepravidelnost v atmosférické cirkulaci. Tato vzájemná vazba však, bohužel, ještě není dostatečně prozkoumána.

12.2

Místní cirkulační systémy

Kromě cirkulace v planetárním měřítku rozlišujeme ještě systémy proudění menších měřítek, dané zejména konfigurací terénu v dané oblasti. Ty mohou v místních podmínkách periodicky či aperiodicky převážit nad všeobecnou cirkulací atmosféry a změnit tak charakter proudění. Tyto druhy proudění nazýváme místní cirkulační systém. Výraznost termicky podmíněných místních cirkulačních systémů je přitom dána aktuální meteorologickou situací (radiační a tepelná bilance, směr a rychlost řídícího proudění...). V pasáži věnované všeobecné cirkulaci atmosféry jsme řekli, že cirkulace je alespoň přibližně cyklický systém proudění. Mezi místní cirkulační systémy však řadíme i dva jevy, které tuto podmínku nesplňují. Jedním je fén, který jsme si již podrobně vysvětlili v šesté kapitole (teplota vzduchu – pseudoadiabatický děj). Tím druhým je bóra. 12.2.1

Bóra

Stejně jako fén, i bóra je jev související s prouděním vzduchu přes horskou překážku. Představme si příliv velmi studeného vzduchu kolmý k horskému masivu. Pohoří brání tomuto těžkému vzduchu v dalším postupu a ten se odspodu hromadí na jeho návětrné straně. Tato kumulace však nemůže trvat neomezenou dobu. Po překročení kritického množství vzduchu dojde k „přetečení“ této těžké vzduchové hmoty přes překážku na její závětrnou stranu. Tam pak velmi rychle sestupuje (či spíše stéká) po svazích dolů, kde jeho nástup způsobuje vznik silných námraz, často i silný nárazovitý vítr, případně i s ničivými účinky. Intenzita bóry je výrazně závislá na výšce terénní překážky a na teplotě studené vzduchové hmoty. 147


Bóra je typická například pro severní, zejména slovinskou, část pobřeží Jaderského moře, ale vyskytuje se i na jiných místech, většinou buď jižně od přibližně západovýchodně orientovaných hřebenů, nebo jihozápadně od hřebenů orientovaných od severozápadu k jihovýchodu. V podmínkách ČR lze podobný jev pozorovat například v podhůří Orlických hor. 12.2.2

Bríza

Cyklický charakter proudění splňuje další z místních cirkulačních systémů – bríza. Je to proudění typické pro přímořské oblasti, přičemž jej lze zaznamenat někdy až desítky kilometrů ve vnitrozemí. Princip brízové cirkulace je znázorněn na obr. 12-2.

Obr. 12-2: Bríza – schéma proudění přes den a v noci Příčinou brízy jsou termické rozdíly mezi mořem a pevninou. Přes den se vzhledem k výrazně kladné radiační a tepelné bilanci zemského povrchu prohřívá přízemní vrstva vzduchu, což vede zejména při dostatečném příkonu přímého slunečního záření k termicky podmíněným výstupným pohybům. Na jeho místo pak proudí chladnější vzduch od moře. Denní bríze se pak často říká mořská bríza. V nočních hodinách se pevnina vzhledem k efektivnímu vyzařování rychle radiačně ochlazuje a teplejší je hladina moře. Nad ní se tedy vzduch ohřívá a vystupuje vzhůru. Na jeho místo pak proudí chladnější vzduch z pevniny. Mluvíme pak o pevninské bríze.

148


Fyzikální princip brízy samozřejmě platí nejen pro pobřeží moře, ale i pro břehy větších sladkovodních nádrží. Zde však (snad s výjimkou těch největších vodních ploch) je bríza většinou „překryta“ převládajícím prouděním. 12.2.3

Údolní a horské větry

Údolní a horské větry (někdy souhrnně nazývané „horské cirkulace“, např. v [2]) jsou také příkladem termicky podmíněné cirkulace. Schématicky jsou znázorněny na obr. 12-3).

Obr. 12-3: Horské (vlevo) a údolní (vpravo) větry V údolích či horských dolinách se v denních hodinách svahy prohřívají dopadajícím slunečním zářením a přilehlá vrstva vzduchu se od nich ohřívá. Vznikají výstupné konvekční pohyby teplého vzduchu, vzduch proudí vzhůru podél svahů údolí nebo vzhůru horskou dolinou. Toto proudění se nazývá horský vítr. V nočních hodinách (při absenci slunečního záření) stéká podél svahů či osou horské doliny sestupný proud studeného (těžšího) vzduchu. Mluvíme pak o údolním větru.

149


150


13

Teplotní inverze a jejich vliv na čistotu ovzduší

Již jsme se o teplotních inverzích a jejich možném dopadu na šíření škodlivin v atmosféře zmínili. Nyní se na tuto problematiku podíváme podrobněji.

13.1

Rozdělení teplotních inverzí podle způsobu vzniku

Jak již bylo zmíněno, v celé troposféře z dlouhodobého pohledu teplota s výškou klesá. Přesto se aperiodicky vyskytují situace, kdy v části troposféry dojde k vytvoření izotermie či teplotní inverze. Existuje několik základních mechanismů vzniku těchto inverzí. Jednotlivé způsoby vzniku teplotních inverzí si popíšeme a současně uvedeme i základní charakteristiky. Podle mechanismu vzniku dělíme teplotní inverze na následující základní typy: a)

Radiační teplotní inverze

b)

Subsidenční teplotní inverze

c)

Teplotní inverze z turbulence

d)

Advekční teplotní inverze

e)

Frontální teplotní inverze

ad a) Radiační teplotní inverze: Radiační teplotní inverze úzce souvisí s radiační bilancí zemského povrchu. Západem Slunce zaniká nejpodstatnější příjmový tok, tzn. sluneční záření. Zemský povrch vyzařuje do atmosféry dlouhovlnné (tepelné) záření, čímž dochází k jeho ochlazování. Teplota vzduchu je v přízemní mezní vrstvě atmosféry silně závislá právě na teplotě povrchu, takže se od něj v tomto případě ochlazuje i přilehlá vzduchová vrstva. Je-li obloha dostatečně pokrytá hustší oblačností, vrací se většina tohoto záření zpět k zemskému povrchu a tím jeho ochlazování dokáže značně omezit. Při jasné obloze však většina povrchem vyzářeného tepla uniká, prochlazení povrchu je tak velice rychlé a v kombinaci se slabým prouděním, které neumožňuje výměnu vzduchu nad povrchem, dochází k rychlému ochlazování přilehlé vrstvy vzduchu.

151


Dalším meteorologickým prvkem rozhodujícím do značné míry o vzniku radiační teplotní inverze, je proudění vzduchu. Bude-li hned u povrchu výrazná horizontální složka proudění (tedy jinými slovy dostatečně silný vítr), nemají vzduchové částice čas se od povrchu ochladit. Probíhá totiž právě větrem podmíněná vertikální výměna vzduchu, která vytváření teplotní inverze brání. V případě klidu nebo jen slabého proudění již ale probíhá výměna tepla mezi povrchem a přilehlou částicí vzduchu dostatečnou dobu na to, aby ovlivnila teplotu obou stran – částečně se od částice oteplí povrch, ona za to však „zaplatí“ vlastním ochlazením. Radiační teplotní inverze vzniká převážně ve večerních a nočních hodinách, ve vrcholné fázi zimy s minimálním příkonem slunečního záření však může vznikat i v denních hodinách. Z výše uvedeného vyplývá, že radiační inverze je tím mohutnější, čím menší je zpětné vyzařování atmosféry, tedy čím je atmosféra čistší a sušší (vodní pára v atmosféře obsažená vyzařuje dlouhovlnné záření). Zimní radiační inverze pak vzniká v období kolem zimního slunovratu, kdy je Slunce i v poledních hodinách jen nízko nad obzorem a i přes den tak může efektivní vyzařování převážit nad insolací. V takových případech bývá radiační teplotní inverze velmi mohutná a její horní hranice dosahuje až do výšek 1.500 až 2.000 m nad povrchem. I když jsou radiační teplotní inverze v drtivé většině případů přízemní, může docházet i ke vzniku výškové inverze. Z mechanismu vzniku radiačních inverzí je nasnadě, že pro vznik výškové inverze potřebujeme nějakou vrstvu, která je v nenulové výšce a její radiační vlastnosti jsou srovnatelné s povrchem. Tyto předpoklady splňuje horní hranice souvislé (vrstevnaté) oblačnosti s dostatečnou hustotou a vertikálním rozsahem, tedy nejčastěji oblaky druhu stratus (St), někdy i stratocumulus (Sc), v extrémním případě i nejhustější nízko ležící altostratus (As). Doba trvání radiačních teplotních inverzí se počítá převážně jen na několik hodin, po východu slunce se vlivem insolace povrch opět prohřívá, přízemní teplotní inverze se mění na výškovou, přičemž tloušťka inverzní vrstvy se neustále zmenšuje zvyšováním její spodní hranice. Pouze v případě mohutných zimních teplotních inverzí pak dosahuje doba trvání výjimečně i několik dní. Většinou je však delší trvání radiačních teplotních inverzí

152


spojeno se současným výskytem jiného (viz níže) mechanismu podporujícího vznik inverzí. Dopad na imisní situaci je určen charakterem radiačních inverzí. Vzhledem k převažující formě přízemní inverze dochází ke kumulaci škodlivin výhradně z nízkých zdrojů, ať už stacionárních nebo mobilních. Po masivním nástupu plynofikace, která zejména ve městech probíhá od roku 1990, se značně snížil počet lokálních topenišť, která byla zdrojem emisí SO2. V současné době již díky tomu při radiačních teplotních inverzích takřka nedochází k překračování zvláštních imisních limitů oxidu siřičitého. Oproti tomu stále se zvyšující počet automobilů (v mnoha případech v kombinaci s neexistencí obchvatů městských center) a nedodržování technologických předpisů při provozu plynového vytápění (ne vždy jsou dodržena pravidla vysokoteplotního spalování) znamenalo nárůst počtu nízkých zdrojů, které produkují NOx. Při přízemních teplotních inverzích pak dochází ke kumulaci oxidů dusíku, zejména v době dopravních špiček, kdy koncentrace NOx často převyšují zvláštní imisní limity. Tyto „dusíkové“ epizody mají svůj charakteristický průběh. Při anticyklonálních situacích s jasným počasím a pouze slabým prouděním v přízemní mezní vrstvě atmosféry mají koncentrace NOx dvě výrazná maxima.

Obr. 13-1: Výrazné ranní maximum koncentrací NOx při radiační teplotní inverzi [zdroj dat: ČHMÚ] 153


První, hlavní maximum připadá na brzké dopolední hodiny, druhé, sekundární maximum nastává jednu až čtyři hodiny po západu slunce. Zatímco hlavní maximum odpovídá době, kdy se spodní hranice inverze zvedá od země a vytváří novou – slabší – vrstvu, ve které se škodliviny kumulují, večerní vlna souvisí s vytvářením přízemní inverze a s trváním nutným pro nakumulování škodlivin (proto ten časový odstup po západu slunce). Příklad ranního maxima v praxi je znázorněn na obr. 13-1. Na grafu vidíme časový průběh koncentrací NOx (30-timinutové průměry) naměřených na monitoru AIM (automatický imisní monitoring) v Bílině. Tato stanice byla umístěna v blízkosti frekventované silnice Teplice – Most. ad b) Subsidenční teplotní inverze: Subsidenční teplotní inverze je výšková teplotní inverze způsobená sesedáním (subsidencí)

vzduchu z vyšších vrstev atmosféry do nižších hladin při stabilním

zvrstvení. Vyskytuje se především v rozsáhlých stabilních anticyklónách nebo v blízkosti os hřebenů vyššího tlaku vzduchu. V mírných zeměpisných šířkách je možné tento druh teplotních inverzí identifikovat relativně často. Vzhledem k obvykle velkému územnímu rozsahu kvazistacionárních anticyklon bývá horizontální rozměr subsidenčních teplotních inverzí značný. Doba trvání subsidenčních inverzí je delší než v případě teplotních inverzí radiačních, pohybuje se od několika hodin do několika dnů. Během své existence se snižuje výška subsidenční inverze. Často je poté na zadní straně anticyklony vystřídána advekční teplotní inverzí, takže počítáme-li celkové trvání teplotní inverze jako takové, dostaneme se k několika dnům, v extrémních případech až dvěma, třem týdnům. Dopad na imisní situaci nebývá přímo u subsidenčních teplotních inverzí výrazný. Vzhledem k pomalému klesání inverzní vrstvy a poměrně velkému prostoru pod ní je rozptyl škodlivin většinou pouze omezen, ne však znemožněn. K výraznějšímu zvýšení koncentrací škodlivin v podkrušnohorské pánvi tak dochází prakticky pouze ve vyšších polohách Krušných hor, a to v závislosti na směru a rychlosti proudění. Protože původcem kouřových vleček jsou převážně tepelné elektrárny, zvyšování se týká koncentrací SO2.

154


Podstatný vliv na imisní situace mají však již zmíněné případy déle trvajících situací s navazující advekční teplotní inverzí, které mohou vést i ke vzniku výraznějších smogových situací. ad c) Teplotní inverze z turbulence: Teplotní inverze z turbulence patří mezi výškové teplotní inverze. Vzniká v případě stabilního teplotního zvrstvení (vertikální gradient teploty γ < 0,6 °C/100 m) a současně výrazného turbulentního proudění v přízemní vrstvě (většinou se tento případ vyskytuje v

orograficky

komplikovaném

terénu).

Vzhledem k

turbulentnímu

promíchávání vzduchu vzniká v přízemní vrstvě teplotní zvrstvení blízké adiabatickému gradientu. Nad touto vrstvou (nad hladinou z, která je horní hranicí vrstvy s turbulentním prouděním) však zůstává teplotní zvrstvení stále stejné a tak na jejich rozhraní vzniká výšková teplotní inverze (obr. 13-2).

Obr. 13-2: Ke vzniku teplotní inverze z turbulence Doba trvání teplotních inverzí z turbulence se pohybuje v rámci hodin. Dopad na imisní situaci je vzhledem k výraznějšímu proudění a turbulentnímu promíchávání vzduchu pod inverzní vrstvou pouze minimální a má ve vazbě na konkrétní kouřové vlečky (viz závěr této kapitoly) lokální charakter.

155


ad d) Advekční teplotní inverze: Tato teplotní inverze může být jak přízemní, tak i výšková, mechanismus jejich vzniku je pak poněkud odlišný. Přízemní advekční teplotní inverze vzniká nad prochlazeným zemským povrchem, nad který začne pronikat výrazně teplejší vzduchová hmota. V takovém případě dochází k ochlazování přízemní vrstvy vzduchu od zemského povrchu a tím následně k vytváření teplotní inverze. V chladném půlroce se běžně tento typ inverzí vyskytuje na pobřežích při advekci vzduchu směrem od velkých vodních ploch (moře či velkých jezer). Důvodem je většinou výrazně vyšší teplota vody v těchto nádržích než teplota zemského povrchu. V podmínkách ČR se tento druh inverze vyskytuje méně často než na pobřeží, většinou při přílivu teplejšího vzduchu nad povrch se sněhovou pokrývkou. Druhým mechanismem, který vede k vytváření výškových teplotních inverzí, je vertikálně nerovnoměrný příliv teplého vzduchu. Vznikají tak pravděpodobně nejmohutnější teplotní inverze, při nichž může teplotní rozdíl mezi spodní a horní hranicí dosahovat hodnot až k 20 ° C. Charakteristickou povětrnostní situací, která vede ke vzniku výrazných advekčních teplotních inverzí je pomalá nebo kvazistacionární anticyklona se středem východně až jihovýchodně od našeho území (od Ukrajiny až po Balkán). Po jejich zadní straně k nám pak proudí teplý až velmi teplý vzduch od jihovýchodu až jihu. Tento vzduch však nemá dostatečnou pohybovou energii k tomu, aby dokázal ze dna českého bazénu obklopeného horami vytlačit těžký studený vzduch. Ten tak nadále zůstává v přízemní vrstvě a teplá advekce probíhá pouze ve vyšších hladinách. Aby nedošlo k rozbití rozhraní mezi oběma VH, je nutné splnění podmínky laminárního charakteru proudění teplého vzduchu nad inverzní vrstvou. Doba trvání je značně proměnlivá a závisí na rychlosti postupu anticyklony se středem východně či jihovýchodně od nás. V podmínkách ČR se pohybuje mezi jedním dnem až (v extrémních případech) třemi týdny, většinou však činí několik dní. Přízemní advekčních teplotní inverze trvají podstatně kratší dobu, pouze mezi několika hodinami až několika málo dny. Je to způsobeno postupným vyrovnáváním teplot vzduchové hmoty a zemského povrchu. Ten se, vzhledem k tomu, že výměna tepla je oboustranná, od přicházejícího teplejšího vzduchu také prohřívá.

156


Dopad na imisní situaci bývá v případě přízemní advekční teplotní inverze nevýrazný a projevuje se opět takřka výhradně částečným nárůstem koncentrací škodlivin z nízkých zdrojů, tj. hlavně NOx. Podstatně významnější pro vývoj imisní situace jsou výškové advekční teplotní inverze. Vzhledem k délce jejich trvání, které bývá ukončeno až přechodem nejčastěji studené fronty od západu až severozápadu vytvářejí podmínky k dlouhodobé kumulaci škodlivin v prostoru s vertikálním rozsahem od 300 do 1500 m (v závislosti na konkrétní situaci). Zvlášť výrazné negativní dopady měly advekční teplotní inverze v oblasti podkrušnohorské pánve, která je uzavřena z jihovýchodu Českým středohořím a od severozápadu masivem Krušných hor. To vede k ještě horšímu větrání této oblasti (při těchto situací pod inverzní vrstvou vane většinou jen slabý jihovýchodní vítr), navíc k úplnému rozrušení teplotní inverze je třeba, aby situaci uzavírající studená fronta byla dostatečně intenzivní. Slabší studená fronta totiž stačí na labilizaci zvrstvení v mělkém bazénu Čech, ale její teplotní kontrast a proudění za ní nemusí být dostačující pro ukončení inverzní situace v tomto úzkém a poměrně hlubokém údolí. Advekční teplotní inverze jsou již v podstatě jediným typem inverzí, při kterých by ještě teoreticky mohlo dojít k déletrvající významnější kumulaci SO2, a to celoplošně se značně rozkolísanými hodnotami koncentrací ve výškách v blízkosti spodní hranice teplotní inverze (dle jejího aktuálního pohybu) a s časově poměrně vyrovnaným průběhem v nižších polohách pánevních okresů. Vzhledem k tomu, že se pod advekčními výškovými teplotními inverzemi většinou kumulují prakticky veškeré emise všech škodlivin, dochází postupně i k nárůstu hodnot koncentrací ostatních znečišťujících látek, při dostatečně dlouhém trvání (řádově několik desítek hodin) pak mohou překračovat zvláštní imisní limity nejen pro SO2, ale i pro NOx, případně kombinaci SO2 a polétavého prachu (přesněji jeho frakce PM10). Průběh koncentrací SO2 při déletrvající advekční teplotní inverzi je demonstrován na příkladu hodnot naměřených na stanici AIM v Teplicích mezi 12. a 17. lednem 1998 je na obr. 13-3.

157


Obr. 13-3: Vývoj koncentrací SO2 při advekční teplotní inverzi (Teplice, 12.-17.1.1997) [zdroj dat: ČHMÚ] Po počátečním vzestupu klouzavých 24-hodinových průměrných koncentrací přišel přechodný slabý pokles, který byl způsoben nevýrazným zvýšením spodní hranice teplotní inverze. Tím se zvětšil prostor zadržující emitované škodliviny, tedy došlo ke „zředění“ znečištění. Emise oxidu siřičitého však pokračovaly a tak se i zvětšený objem pod teplotní inverzí začal opět plnit a koncentrace zvyšovat. Advekční výškové teplotní inverze jsou prakticky jediným typem inverzí, při nichž dochází k tak výrazné kumulaci škodlivin v ovzduší, že jsou vyhlašovány signály v rámci Smogového regulačního systému, který je určen k regulaci vybraných (tj. velkých) zdrojů znečištění ovzduší. Tento systém je založen nejen na překračování stanovených zvláštních imisních limitů, ale obsahuje i meteorologické vstupy (předpoklad dalšího vývoje imisní situace v závislosti na meteorologických podmínkách pro rozptyl škodlivin).

158


ad e) Frontální teplotní inverze: Mezi krátkodobé teplotní inverze patří i frontální. K inverznímu zvrstvení teploty vzduchu dochází na frontální ploše, nejčastěji je identifikovatelná na teplých frontách, ale přítomna je v méně výrazné podobě i u front studených. V případě teplé fronty, kdy se teplý vzduch nasouvá nad studený, který je těžší, klesá nejprve teplota ve studené vzduchové hmotě. V přechodové frontální vrstvě se pak teplota obou vzduchových hmot vyrovnává, což znamená, že uvnitř frontální vrstvy stoupá. V teplé vzduchové hmotě pak opět teploty vzduchu s výškou klesá tempem odpovídajícím vertikálnímu teplotnímu gradientu přicházejícího teplého vzduchu. Na studené frontě je princip podobný. Za studenou frontou, kdy už se v přízemní vrstvě prosadila studená vzduchová hmota podsouvající se pod lehčí teplý vzduch, klesá ve vertikálním profilu teplota podle aktuálního vertikálního teplotního gradientu studeného vzduchu. V určité výšce nad terénem pak začíná přechodová frontální vrstva, kde teplota s výškou stoupá (opět se jedná o přechod mezi níže postupujícím studeným a nad ním ležícím teplým vzduchem). Nad frontální vrstvou se již opět teplota vzduchu mění podle teplotního gradientu teplé vzduchové hmoty. Rozdíl mezi frontálními teplotními inverzemi na obou druzích front je ve směru pohybu inverzní vrstvy. Zatímco inverzi na teplé frontě zaznamenáváme před přechodem čáry fronty přes dané místo a výška inverzní vrstvy postupně klesá až k zemi, u studené fronty lze inverzi zaregistrovat až po přechodu čáry fronty. Výška inverzní vrstvy pak s časem (přesněji s postupem fronty) roste. Doba trvání frontálních inverzí se liší podle typu atmosferické fronty, na níž se vyskytuje. Na studených frontách bývá délka trvání teplotních inverzí pouze v řádu několika hodin, u pomaleji postupujících teplých front může dosáhnout až 2 dnů. Dopad na imisní situaci je z dlouhodobého hlediska minimální, může se však bezprostředně před těsným přiblížením inverzní vrstvy k povrchu projevit krátkodobým - i výraznějším - zvýšením koncentrací škodlivin. Toto je však zaznamenatelné mnohdy pouze u hodnot půlhodinových (tzv. okamžitých) průměrných koncentrací, v případě

159


frontálních inverzí na studených frontách pak negativním vliv na imisní situaci vzhledem k labilizaci zvrstvení za studenou frontou a k většinou silnějšímu a turbulentnímu proudění prakticky nezaznamenáme. K uvedenému přehledu teplotních inverzí je pro úplnost nutné dodat, že jednotlivé typy teplotních inverzí nemusí existovat izolovaně, ale mechanismy jejich vzniku se mohou vzájemně doplňovat. Celkem běžné je nejen navázání advekční teplotní inverze na subsidenční, často dochází k návaznosti nebo současnému výskytu více inverzních vrstev s rozdílnými způsoby vzniku, často např. radiačních a subsidenčních nebo radiačních a advekčních.

13.2

Podmínky pro rozptyl škodlivin v atmosféře

Stabilita teplotního zvrstvení je jen jedním, i když pravděpodobně nejdůležitějším, z faktorů ovlivňujících rozptyl škodlivin v atmosféře. Je zjevné, že je-li teplotní zvrstvení stabilní, dochází k omezení vertikálního promíchávání vzduchu. V případě teplotních inverzí dochází dokonce k potlačení jakékoliv vertikální výměny vzduchu mezi prostorem pod a nad inverzní vrstvou. Přesto ale tato situace neznamená, že je znemožněn rozptyl znečišťujících látek, neboť absence vertikálního promíchávání vzduchu nepotlačuje horizontální transport škodlivin. Dalším faktorem, který spoluvytváří meteorologickou veličinu rozptylové podmínky, je tedy rychlost proudění v mezní vrstvě atmosféry. Kromě těchto meteorologických vlivů vstupuje při vyhodnocování rozptylových podmínek ještě geografický prvek, a to konfigurace terénu. Ta do značné míry určuje, nakolik se řídící horizontální proudění prosadí i v příslušné lokalitě, zda převáží nebo bude

modifikováno

místními

podmínkami.

Dlužno

říci,

že

právě

v případě

nejzávažnějších typů teplotních inverzí bývá řídící proudění natolik slabé, že vliv terénu na výsledný vektor proudění v daném místě bývá rozhodující. Rozptylové podmínky jsou podle aktuálních meteorologických poměrů děleny do jednotlivých tříd. Kategorizace se provádí vždy podle zadání (zákonitě se budou lišit kategorie podmínek pro rozptyl škodlivin z konkrétního zdroje s malou výškou, jinak pak např. pro liniový zdroj apod.).

160


13.3

Efektivní výška zdroje

O tom, které škodliviny zůstanou pod inverzní vrstvou a budou tak přispívat k rostoucím koncentracím znečištění v uzavřeném prostoru, rozhoduje nikoliv výška zdroje samotného (tj. např. výška koruny komínu), ale tzv. efektivní výška zdroje. Zplodiny spalování jsou v okamžiku, kdy opouštějí komín (či výfuk) teplejší než okolí, takže vystupují do vyšších hladin. Výška, o kterou vystoupí nad samotný zdroj se nazývá tepelný vznos (nebo pouze vznos) vlečky. Efektivní výškou zdroje pak nazýváme součet výšky zdroje a právě vznosu vlečky (obr. 13-4).

Obr. 13-4: Efektivní výška zdroje I v případech, kdy je efektivní výška zdroje vyšší než výška spodní hranice výškové teplotní inverze, není zaručen volný rozptyl těchto zplodin. O tom, která část znečištění unikne z uzavřeného prostoru, totiž rozhoduje až horní hranice inverze. Je-li efektivní výška zdroje v rozmezí , začne vlečka díky směru Archimedovských sil klesat až těsně pod spodní hranici této výškové inverze. V této hladině se hromadí i znečištění ze zdrojů s efektivní výškou menší než h1 a tak tu naměříme maximální hodnoty koncentrací (obr. 13-5).

161


Obr. 13-5: Šíření škodlivin v případě výškové teplotní inverze Zdánlivě odlišný je případ přízemní teplotní inverze a zdrojů s efektivní výškou menší než je výška horní hranice přízemní teplotní inverze h1 (podle obr. 13-6). Zde dochází ke kumulaci škodlivin v těsné blízkosti zemského povrchu. Nejedná se zde ale o odlišný princip. I zde jsou znečišťující příměsi sestupnými pohyby v inverzní vrstvě tlačeny pod její spodní hranici. Protože tou je zemský povrch, který je (na rozdíl od spodní hranice výškové teplotní inverze) neprostupný, hromadí se znečištění právě u něj.

Obr. 13-6: Šíření škodlivin v případě přízemní teplotní inverze 162


13.4

Charakteristické tvary kouřových vleček

O teplotních poměrech (vertikálním profilu teploty) a podmínkách rozptylu obecně nám dost napoví tvary kouřových vleček z „teplých“ zdrojů. Vlnění (13-7 a): vlečka má tvar kuželu s horizontální osou symetrie eliptického průřezu. Vyskytuje se v podmínkách mírně stabilního teplotního zvrstvení (což znamená sice vertikální teplotní gradient menší než nasyceně adiabatický, ale ještě se nejedná o izotermii či dokonce teplotní inverzi). Proudění je mírné až čerstvé, tedy vítr dosahuje rychlostí mezi 3 až 8 m/s. V tomto případě má tento zdroj minimální vliv na imisní situaci u zemského povrchu, protože by se vlečka dostala k zemi až ve větší vzdálenosti od zdroje. Mezitím je však vlečka již dostatečně rozptýlena. Čeření (13-7 b): horizontální rozměr vlečky výrazně převyšuje vertikální, šíření probíhá v úzkém pásu. Vzniká uvnitř výškových teplotních inverzí s horní hranicí v dostatečné výšce nad vlečkou a při nejvýše mírném a laminárním proudění. Zatímco v přízemní vrstvě se příspěvek tohoto zdroje na imisní situaci nijak neprojeví, vysoké koncentrace je možné naměřit v případě, že měřící stanice bude umístěna v trase vlečky, která postupuje v poměrně kompaktní podobě i ve větších vzdálenostech od zdroje. Unášení (13-7 c): spodní okraj vlečky je horizontální, horní okraj stoupá vzhůru. Tvar spodního okraje vlečky je dán výskytem horní hranice teplotní inverze pod efektivní výškou zdroje. Ke koncentraci škodlivin u zemského povrchu tato vlečka díky „zakázané komunikaci“ mezi přízemní vrstvou a vzduchem nad horní hranicí inverze, v případě mírného laminárního proudění nad inverzí jsou však splněny podmínky pro přenos znečištění na větší vzdálenosti. Zadýmování (13-7 d): je typické klesajícím spodním okrajem vlečky. Spodní hranice výškové teplotní inverze (často vzniklé zvednutím původně přízemní inverze po východu Slunce) je v tomto případě nad efektivní výškou zdroje, proudění je jen slabé. I vyšší zdroje tak přispívají ke znečištění u zemského povrchu, při delším trvání může docházet i k výraznějšímu nárůstu koncentrací. Výše zmíněné podmínky (tj. nejčastěji stoupající „ex-přízemní“ inverze) však jsou samy o sobě většinou nestabilní a nemají delšího trvání. Výjimkou je vrcholící zima, kdy je insolace často nedostatečná k výraznějšímu vzestupu inverze.

163


Obr. 13-7: Charakteristické tvary vleček Odrážení (13-7 e): vlečka má podobný tvar jako při zadýmování, ale okraje jsou rozvlněné. Spodní hranice výškové teplotní inverze je opět nad efektivní výškou zdroje, prostor pro rozptyl je má stabilní velikost, což odpovídá déletrvajícím inverzím, např. advekčním. Vlečka se odráží, na jedné straně od zemského povrchu, na straně druhé od spodní hranice inverzní vrstvy. Koncentrace škodlivin v přízemní vrstvě tak vykazují zvýšené hodnoty v pásech (v oblastech dotyku vlečky s povrchem), střídané nízkými hodnotami v místech s „odraženým“ spodním okrajem vlečky. Přemetání (13-7 f): rozvlněné, chaotické okraje vlečky26. Vzniká při instabilním teplotním zvrstvení s výraznější termikou. Dopad na přízemní imisní situaci je naprosto minimální, zdroj může přispívat pouze v blízkosti zdroje a jen po velmi krátkou dobu (případné zvýšení koncentrací je zahlazeno již v půlhodinových průměrných hodnotách).

26 Tento tvar vlečky je častější u chladnějších nižších zdrojů. V uvedených podmínkách totiž u teplých vysokých zdrojů dochází k velmi rychlému rozptylu vlečky. 164


14

Vliv meteorologických jevů na složky životního prostředí

Meteorologické jevy jsou logicky samy o sobě součástí atmosféry, a tedy životního prostředí. Přesto, budeme-li sledovat složky životního prostředí samostatně, lze hovořit o jejich ovlivnění počasím.

14.1

Atmosféra

Vliv meteorologických jevů na atmosféru není přímý. Počasí „jen“ vytváří podmínky pro míru ovlivnění stavu atmosféry jinými vlivy, ať již přirozenými (sopečné erupce, lesní požáry) nebo antropogenními (emise znečišťujících látek – plynných i pevných). Vliv vertikálního teplotního zvrstvení na podmínky pro rozptyl znečišťujících látek v atmosféře je podrobně popsán v jiné kapitole, proto se k němu nebudeme vracet. Aktuální stav atmosféry však není určující jen pro znečištění v místě, kde je znečištění emitováno nebo v jeho nejbližším okolí. Vyskytuje-li se zadržující vrstva (nejen teplotní inverze, ale i vrstva se stabilním teplotním zvrstvením) ve vyšších hladinách troposféry, a má-li současně proudění laminární charakter, jsou ustanoveny ideální podmínky pro dálkový přenos znečištění na vzdálenost i stovek kilometrů (tzv. územní transport). V takovém případě se znečišťující příměsi projeví v mezní vrstvě atmosféry daleko od oblastí, ve kterých byly emitovány a prakticky nelze dohledat jejich konkrétní zdroj, jen přibližně oblast, kde se nalézá. Tímto mechanismem do značné míry přispívalo Československo, ale i Polsko a NDR v době extenzivního rozšiřování těžkého průmyslu ke znečištění ve Skandinávii, zejména ve Finsku, kde škody na porostech neodpovídaly míře místního znečišťování. U mohutných sopečných erupcí s velkým vznosem (ale ojediněle i antropogenního znečištění) může dojít až k proniknutí znečišťujících látek do spodních částí stratosféry. V takovém případě hovoříme o globálním transportu znečištění, kdy zdroj můžeme identifikovat prakticky jen podle složení příměsí.

165


Meteorologické jevy jsou také prostředníkem, který zabezpečuje často tok znečišťujících látek z atmosféry do ostatních složek životního prostředí. Kapky srážek při pádu s sebou strhávají částice znečištění a to tak proniká do půdy či povrchových vod (tzv. kyselé deště). Navíc znečišťující látky jsou často kondenzačními jádry.

14.2

Půda

Atmosférické procesy mohou půdu ovlivňovat v dlouhodobém režimu (eroze půdy způsobená klimatem či jeho změnami; i dílčí změny podnebí v mikroměřítku, např. umělá překážka modifikující pole proudění, mohou přispět k potlačení či zvýraznění erozních procesů), ale také okamžitě. O přenosu znečištění do půdy srážkami (a tím změně jejího chemického složení) jsme se již zmínili. Přívalové srážky však ovlivňují půdu přímo. Vysoká intenzita srážek zabraňuje jejich pomalému vsakování a tak téměř všechna srážková voda odtéká po povrchu. Vzhledem k rychlosti odtoku při přívalových srážkách s sebou strhává z nezpevněných povrchů i vrchní vrstvy půdy. Tímto mechanismem může být ze svažitých polí stržena a odnesena prakticky veškerá ornice. Snos vrchní vrstvy půdy je při těchto epizodách výraznější v případě dlouhého sucha předcházejícího srážkám. Obranou proti tomuto negativnímu jevu mohou být menší plochy polí oddělované zpevněnými remízky. Dlouhá sucha jsou vůbec pro půdu velkým rizikem. Vysychání a zprachovění povrchových vrstev půdy vytváří podmínky pro její odnášení větrem. Silnější proudění, které navíc dále půdu vysušuje, pak může znamenat i citelný úbytek půdy z otevřených a holých prostranství. V souvislosti s bouřkovými oblaky (oblaky druhu Cb) se pak i u nás mohou vyskytovat extrémní jevy, jako např. tornáda, gustfronty apod. Silnému víru pak často neodolají ani suchem oslabené travní porosty a k výraznějšímu odnášení částic půdy dochází i na nich.

14.3

Voda

Opět můžeme navázat na předchozí odstavce. Prvním způsobem ovlivnění vod je přenos znečištění z atmosféry, který se díky filtrační schopnosti půd týká zejména 166


povrchových, ale v menší míře i podzemních vod. Další znečištění se do povrchových vod dostává se srážkovou vodou, zejména v případě přívalových srážek. Riziko znečištění je samozřejmě zvyšováno intenzivním chemickým ošetřováním polí, průmyslovými podniky v blízkosti vodních toků a dalšími lidskými činnostmi. Samozřejmě nebezpečím pro kvalitu vod jsou i situace s déletrvajícími intenzivními srážkami dostačujícími ke vzniku povodní většího rozsahu. Zatímco v přírodním prostředí zaručuje samočistící schopnost vodních toků rychlou obnovu rovnováhy, lidský faktor přináší s sebou riziko chemického znečištění vod většího rozsahu. Umístění chemických provozů či skladů nebezpečných látek v záplavových oblastech se ukázalo nešťastným již při velkých povodních v roce 1997 na Moravě a 2002 v Čechách. Z hlediska možnosti využití vod lidmi má samozřejmě velmi negativní vliv dlouhodobé sucho (což se projevilo například v roce 2003). Úbytek povrchových vod se projevuje výrazným poklesem průtoků, který způsobuje nárůst koncentrací škodlivin ve vodě, pokles koncentrace kyslíku ve vodě vedoucí i k úhynům ryb a jiných vodních živočichů, ale také nemožnost využívat lodní dopravu na jindy splavných úsecích řek. U podzemních vod vede pokles jejich hladiny také ke zhoršení jejich kvality, současně k vysychání zdrojů pitné i užitkové vody a k nutnosti nouzového zásobování.

14.4

Antropogenní vlivy na meteorologické jevy

Stejně jako je ovlivňováno lidskou činností podnebí, projevují se antropogenní vlivy i na okamžitém stavu atmosféry, tedy na počasí. Člověk totiž svou činností zasahuje do základních procesů probíhajících v soustavě Země - atmosféra, jakými jsou radiační a tepelná bilance, vláhová bilance či množství kondenzačních jader nebo pole proudění. Antropogenní znečištění uměle zvyšuje počet kondenzačních jader zejména ve spodní

troposféře. Tím se stává snadnější kondenzace vodních par a dochází

k četnějšímu výskytu oblačnosti, hlavně ale mlh. Takovými typickými oblastmi s uměle zvyšovaným množstvím kondenzačních jader jsou rozsáhlá území s povrchovou těžbou hnědého uhlí, kde se nachází obrovské plochy s nezpevněnou půdou, jejíž částečky jsou zvedány prouděním do vzduchu. 167


V sousedství důlních jam se také často nacházejí elektrárny či teplárny s velkou produkcí vodní páry. Samozřejmě tento zdroj opět přispívá ke snadnějšímu vytváření mlh či usazených srážek, což s sebou nese i zvýšené riziko například namrzání vozovek v zimních měsících. Současně ale větší množství vodní páry vede ke snížení kondenzační hladiny a tedy snížení základny oblačnosti, v limitních situacích může vést ke vzniku oblačnosti s tvorbou a vypadáváním srážek v situaci, kdy by přirozeně nevznikla. Dalším faktorem usnadňujícím a zvýrazňujícím vzestupné konvekční pohyby je změna charakteru povrchu. Rozsáhlé plochy s umělým povrchem (např. asfaltem) s velmi malým albedem vedou k přehřívání bezprostředně sousedící vrstvy vzduchu a tím k jeho samovolnému výstupu do vyšších hladin. Sejdou-li se tyto plochy souběžně s předchozími faktory (dotací kondenzačními jádry a vodní parou) a okamžitým stavem atmosféry, který se blíží přirozenému vývoji srážek, můžeme již ve směru převládajícího proudění najít lalok se zvýšenými srážkovými úhrny. Ukázkou spojení posledních dvou faktorů jsou např. jaderné elektrárny s rozsáhlým areálem pokrytým asfaltem a betonem a s velkou produkcí vodní páry z chladících věží. Přirozené poměry rovněž výrazně ovlivňují tepelné ostrovy měst. Dnešní města jsou typická velkými plochami s umělým povrchem, navíc i budovy v sobě akumulují přes den teplo. V nočních hodinách je pak tepelné záření povrchem i budovami vyzařováno a zpomaluje noční ochlazování. Tím se v porovnání s okolím zvyšují noční minimální teploty (a samozřejmě i přízemní minimální teploty) ve městech či městských aglomeracích. Právě u minimálních teplot je vliv tepelného ostrova zřejmě nejvýraznější. Večerní a noční uvolňování tepla navíc může vést až k vytváření kupovité oblačnosti po přirozeném maximu konvekce, případně i ke vzniku srážek.

168


15 15.1

Klimatologie

Porovnání klimatologického a meteorologického přístupu

Zatímco se meteorologie v užším slova smyslu zabývá okamžitým stavem atmosféry a jejími krátkodobými aperiodickými změnami, klimatologie se věnuje dlouhodobým poměrům v atmosféře, jejich trendům, periodickým změnám fyzikálních charakteristik. Definici klimatologie jsme představili již v úvodu, ještě se podíváme na definici pojmu klima (česky podnebí): Podnebí (klima) je dlouhodobý charakteristický režim počasí, podmíněný energetickou bilancí, cirkulací atmosféry, charakterem aktivního povrchu a lidskými zásahy. Pojmem

klimatický

režim

je

označován

souhrn

vlastností

podnebí

charakterizujících jeho dynamiku popsanou např. denním či ročním chodem jednotlivých meteorologických (klimatických) prvků, typický průběh počasí, včetně tzv. intersekvenční proměnlivosti meteorologických prvků. Intersekvenční proměnlivost znamená obecně míru variability, v klimatologii je používána k vyjádření průměrného kolísání prvků v časových řadách. Uvádí se zejména proměnlivost: •

interdiurní = kolísání ze dne na den, počítá se z termínových měření nebo denních průměrů;

•

intermenzuální = změna měsíc po měsíci, tedy vlastně roční chod. Počítá se z měsíčních průměrných hodnot;

•

interanuální = proměnlivost meziroční. Je vyjádřena řadou průměrných ročních hodnot, tvoří podklad pro výpočet trendů.

Podnebí je formováno soustavou základních klimatotvorných činitelů. Které to jsou? (a)

Astronomické faktory – sem zařazujeme Slunce a postavení Země vůči němu, základní pohyby planety Země, tok zářivé energie Slunce k Zemi a jeho změny, Měsíc a jeho vliv (slapové jevy), změny magnetického pole Země (podmíněné „slunečním počasím“ s výrazným jedenáctiletým cyklem).

169


(b)

Radiační faktory – jsou dány radiačními toky v atmosféře, na aktivním povrchu a v hydrosféře. Základními prvky jsou záření dopadající na horní hranici atmosféry (ovlivňované např. dlouhodobými cykly sluneční činnosti), dále činitelé ovlivňující jeho průchod atmosférou (rozptyl a absorpce záření, radiační vlastnosti plynů a znečišťujících příměsí), vlastnosti aktivního povrchu (zejména jeho albedo a tepelná vodivost).

(c)

Cirkulační faktory – jsou tvořeny cirkulačními vlivy uplatňujícími se při vytváření podnebí. Všeobecná planetární cirkulace ovlivňuje klima rozsáhlých územních celků v měřítku kontinentů. V menších oblastech se prosazuje navíc vliv mezocirkulačních a mikrocirkulačních systémů, které se mohou vyskytovat buď celoročně nebo sezónně, případně jen v určité části dne. Patří sem místní cirkulační systémy (pobřežní, horské), monzuny, ale i termicky podmíněný sezónní výskyt tlakových útvarů.

(d)

Geografické faktory – tvoří činitelé vyvolávající fyzicko-geografickou podmíněnost a specifičnost klimatotvorných procesů a tím i podnebí a jeho prostorové diferenciaci. Jsou jimi zejména: zeměpisná šířka, nadmořská výška, rozložení pevnin a oceánů (či jiných velkých vodních ploch), tvar reliéfu zemského povrchu (tzv. orografie), rozložení teplých a studených mořských proudů, kryt povrchu (půdní, rostlinný, sněhový, lesní apod.) určující mj. radiační vlastnosti povrchu.

(e)

Antropogenní faktory – tvoří lidskou činností podmíněné modifikace výše uvedených klimatotvorných činitelů, tedy antropogenní znečištění atmosféry (pevnými částicemi, skleníkovými plyny...), změny vlastností aktivního povrchu (uměle vytvářené plochy s ostrými změnami radiačních i tepelných vlastností), změny konfigurace terénu (výsypky, těžba kamene, umělé stavby měnící podmínky pro proudění vzduchu). Často se můžeme v literatuře setkáme s termínem klimatický systém.

Rozeznáváme tzv. úplný klimatický systém tvořený 5 základními složkami (atmosférou, světovým oceánem, kryosférou, pevným zemským povrchem a biomasou), vnitřní klimatický systém tvořený rychle se měnícími složkami klimatu a vnější klimatický systém velmi zvolna se měnících složek, které je možno pro daný okamžik považovat za

170


konstantní (např. solární konstanta). Někdy pak bývá podnebí definováno jako průměrný stav vnitřního klimatického systému, který je v rovnováze s pomalu se měnícím vnějším klimatickým systémem.

15.2

Klasifikace klimatu

Častým úkolem klimatologie je rozdělení nějakého území na menší plochy podle předem daných kritérií, přičemž definice těchto ukazatelů je dána účelem (jiná kritéria budou stanovena objednavatelem z oblasti stavebnictví, jiná zase pro potřeby rostlinné či živočišné výroby, balneologie apod.). Podle zadání pak rozlišujeme globální či regionální klasifikace; velikost území, které potřebujeme rozdělit je pak rozhodující pro velikost intervalů jednotlivých charakteristik (klasifikace nesmí být znehodnocena ani přílišným, ani nedostatečným počtem jednotlivých klimatických pásem a typů). Při konstrukci klasifikace klimatu je tedy třeba znát její účel, požadované rozlišení (klesá s velikostí a klimatologickou různorodostí posuzovaného území) a validitu dostupných dat (nelze požadovat klasifikaci s rozlišovací schopností přesahující možnosti staniční sítě). Klasifikace je možno sestavovat buď pomocí „čistého“ popisu projevů podnebí (např. na rostlinách), nebo vycházet z příčin vzniku klimatu (z hlavních klimatotvorných činitelů). 15.2.1

Popisné klasifikace

Popisné (též konvenční či efektivní) klasifikace jsou vystavěny na popisu dopadů podnebí na biosféru (např. tzv. botanické klima), ale také podle popisu změny vybrané charakteristiky (např. solární klima odpovídající rozložení insolace). Příkladem „botanického“ přístupu je Kőppenova globální klasifikace klimatu27, kterou si blíže popíšeme. Kőppen při jejím sestavování vycházel z průměrných teplotních a vláhových poměrů. Na základě těchto údajů byly stanoveny nejprve základní pásy označené písmeny A až E, později byl přidán ještě šestý pás H (tab. 9-1). Můžeme si na jejich popisu všimnout, že kritéria pro zařazení oblasti do některého z těchto pásů jsou poměrně široká 27 Wladimir Kőppen, *1846 v Petrohradě, †1940 v Grazu. První verzi své klasifikace publikoval již v roce 1884. 171


a nedokáží ještě sama dostatečně vystihnout charakter podnebí, například v nich nedokážeme rozlišit tak různé typy krajiny, jakými jsou stepi a pouště. Proto byly určeny podrobnější podmínky pro zařazení oblastí do dílčích pásů, jejichž označení se přidávalo za písmeno určující základní pás (tedy např. BS, ET apod.). Navíc je principiálně možné, že oblast splňuje současně kritéria pro zařazení do pásu B a C (případně D nebo E); v takovém případě dostává vždy přednost B. Pás A

Popis klima tropických dešťů

Kritéria nejnižší průměrná měsíční teplota tměs > 18°C, a současně roční srážkový úhrn R > 750 mm

B

suché podnebí

převládají-li zimní srážky: R* ≤ 2trok, převládají-li letní srážky: R* ≤ 2(trok + 14), je-li roční chod srážek rovnoměrný: R* ≤ 2(trok + 7), kde R* je roční srážkový úhrn v [cm], a trok průměrná roční teplota

C

mírné, teplé a vlhké klima jižní mez: nejnižší tměs ≤ 18°C (návaznost na pás A) severní: nejnižší tměs > -3°C (někdy uváděno 0°C)

D E

mírné chladné klima

jih: nejnižší tměs ≤ -3°C,

(boreální)

sever: nejvyšší tměs ≥ +10°C (hranice růstu lesa)

oblast věčného sněhu

nejvyšší tměs < +10°C

a ledu H

horské podnebí

(vysoko položená místa uvnitř pásů A-E)

Tab. 9-1: Základní klimatické pásy Kőppenovy klasifikace Jen pro orientaci: nejteplejší měsíc u nás (červenec) má průměrnou teplotu kolem 20 °C, nejchladnější (leden) pak slabě pod nulou, roční srážkový úhrn v nižších polohách většinou mezi 450 až 600 mm. V tab. 9-2 si nyní uvedeme kritéria pro bližší určení klimatu uvnitř základních pásů.

172


Pás

Popis

Kritéria

T

klima tundry

nejvyšší tměs ≥ 0°C a současně tměs < +10°C

F

klima věčného mrazu

nejvyšší tměs < 0°C

S

podnebí stepí

převládají-li zimní srážky: R* > trok a R* < 2trok, letní srážky: R* > trok + 14, a R* < 2(trok + 14), rovnoměrné srážky: R* > trok + 7, a R* < 2(trok + 7)

W

podnebí pouští

převládají-li zimní srážky: R* < trok, letní srážky: R* < trok + 14, rovnoměrné srážky: R* < trok + 7

w

suchá zima

zimní minimum srážek (uvnitř pásů A, C nebo D)

s

suché léto

letní minimum srážek (A, C nebo D)

f

rovnoměrně rozložené

roční chod srážek bez výrazného minima (A, C, D)

srážky m

monzunový typ klimatu

(jen uvnitř pásu A jako Asm, Awm nebo Afm)

a

teplé léto

nejvyšší tměs > 22°C

b

mírné léto

nejméně 4 nejteplejší měsíce s tměs > 10°C, a nejvyšší tměs < 22°C

c

krátké léto

maximálně 3 nejteplejší měsíce s tměs > 10°C, a nejvyšší tměs < 22°C

d

velmi studená zima

nejnižší tměs < -38°C

g

letní období dešťů

nejvyšší tměs před letním slunovratem

h

teplé klima

trok > 18°C

k

mírné či chladné klima

trok ≤ 18°C

Tab. 9-2: Kőppenova klasifikace – podrobnější určení uvnitř základních pásů Poněkud jinak přistoupil ke globální klasifikaci Charles Warren Thornthwaite28. Vyvíjel klasifikaci pro biologické a zemědělské aplikace, takže kromě teplotních a srážkových klimatických charakteristik použil ještě pomocí jejich vzájemné kombinace vyjádřený index účinnosti srážek PE. V pozdější verzi pak přidal i potenciální výpar (evapotranspiraci), u kterého však byl problém s jeho praktickým vyčíslením. Oproti námi 28 Charles Warren Thornthwaite, *1889, † 1963 173


citované Kőppenově klasifikaci však dokázal Thornthwaite detailněji popsat vlhkostní poměry oblastí. Variabilitu možných přístupů k popisným klasifikacím klimatu si můžeme demonstrovat na „říční“ klasifikaci29, založené na charakteristických vlastnostech vodních toků v oblasti, a to na •

míře kolísání průtoků během roku (ročním chodu průtoků),

•

hlavních zdrojích vody v tocích (srážky, tání sněhu...),

•

době nástupu maximálních průtoků,

•

sezónním vysychání toků apod.

Podobně bychom mohli založit popisnou klasifikaci klimatu třeba na charakteristikách podzemních vod, ta by dokázala lépe rozdělit oblasti podle míry dlouhodobých výkyvů vláhové bilance. 15.2.2

Genetické klasifikace

Na rozdíl od popisných klasifikací je genetický přístup možné aplikovat jen na klasifikace větších územních celků. Toto omezení je dáno měřítkem klimatotvorných procesů. Globální genetické klasifikace pak jsou většinou postaveny na všeobecné cirkulaci atmosféry, jako příklad použijeme u nás nejznámější Alisovovu klasifikaci. Alisov stanovil jako hlavní klimatické pásy oblasti, ve kterých převažoval jeden typ vzduchových hmot VH). Mezi nimi pak zavedl přechodové oblasti, ve kterých docházelo ke střídání VH ze sousedních pásů. Výsledkem tohoto členění bylo 7 základních a 6 přechodových typů podnebí tak, jak je uvádíme (seřazené od severu k jihu) v tab. 9-3. Oblasti s přechodovými typy podnebí (kurzívou v tab. 9-3) jsou

tedy

typické

častými přechody atmosférických front s výměnou VH, a to po celý rok. Výše uvedené rozdělení je ale svým rozsahem nedostatečné, má jen malou rozlišovací schopnost.

29 A. I. Vojejkov, *1842, † 1916, ruský klimatolog a geograf 174


arktický subarktický polární subtropický tropický ekvatoriální monzunový ekvatoriální ekvatoriální monzunový tropický subtropický polární subantarktický antarktický Tab. 9-3: Základní a přechodové typy klimatu podle B. P. Alisova Proto doplnil Alisov svou klasifikaci o další detaily a rozlišil uvnitř základních i přechodových typů podnebí následující oblasti: •

maritimní klima,

•

kontinentální klima,

•

podnebí východních pobřeží kontinentů (západní části subtropických tlakových výší), podnebí západních pobřeží kontinentů (východní části subtropických

•

tlakových výší). 15.2.3

Nejčastěji používané klasifikace podnebí ČR

Nejčastěji používané klasifikace klimatu ČR (bývalého Československa) jsou orientovány na zemědělství a kladou tak důraz zejména na teplotní a vláhové charakteristiky. Končekova30 klasifikace je založena zejména na tzv. indexu zavlažení Iz, který je kombinací teploty vzduchu ve vegetačním období, srážkového úhrnu a rychlosti větru 30 Prof. Mikuláš Konček, *1900 v Sankt Petěrburgu, †1982 v Bratislavě 175


(opět ve vegetačním období). Tento index byl doplněn o počet letních dnů (tj. dnů s maximální teplotou vyšší než 25 °C) a fenologickým ukazatelem – datem začátku sklizně obilovin. Již ze samotné konstrukce je znát, že klasifikace byla výrazně zaměřena na rozlišení podmínek pro rostlinnou výrobu, přesněji na možnost stanovení vhodných druhů plodin, zejména obilovin. Poněkud obecnější je klasifikace Quittova, který území rozdělil zejména podle následujících klimatických kritérií: •

průměrný počet letních dnů (tmax ≥ 25°C),

•

průměrný počet dnů s průměrnou teplotou vyšší než 10°C,

•

průměrný počet mrazových dnů (tmin < 0°C),

•

průměrný počet ledových dnů (tmax < 0°C),

•

průměrná měsíční teplota v lednu,

•

průměrná měsíční teplota v dubnu,

•

průměrná měsíční teplota v červenci,

•

průměrná měsíční teplota v říjnu,

•

průměrný počet dnů se srážkovým úhrnem více než 1 mm,

•

průměrný srážkový úhrn ve vegetačním období (duben až říjen),

•

průměrný srážkový úhrn v zimním období (listopad až březen),

•

průměrný počet dnů se sněhovou pokrývkou,

•

průměrný počet zamračených dnů,

•

průměrný počet jasných dnů.

Pomocí těchto charakteristik rozdělil E. Quitt území Československa na 14 základních jednotek, podrobnější členění vedlo až ke 111 dílčím oblastem.

15.3

Základy praktické klimatologie

Na počátku jakékoliv klimatologické práce jsou naměřená data. Ta jsou měřena a pozorována většinou v rámci sítě stanic obsluhovaných dobrovolnými pozorovateli, profesionální staniční síť čítá jen přibližně 30 stanic v rámci celé ČR. Předaná data mohou přímo vstupovat jen do operativní databáze. Chceme-li je ale použít již do režimové klimatologické databáze, je třeba je nejprve analyzovat. 176


15.3.1

Revize dat

Prvním krokem takové analýzy je revize klimatologických dat. Ta obnáší ověření dat (například porovnáním s údaji blízkých stanic, ale v dnešní době i s informacemi získanými prostřednictvím meteorologických radarů nebo systému detekce elektrických výbojů), přepočítání kombinovaných nebo počítaných charakteristik. V případě nesrovnalostí se příslušný údaj opraví, není-li možné jej opravit přesně, uloží se do databáze s patřičným příznakem omezujícícm jeho váhu v případných dalších výpočtech či úvahách. 15.3.2

Homogenizace dat

Větší obtíže vznikají v případě, že v nějakém časovém rozmezí data zcela chybí nebo se změnily podstatným způsobem podmínky měření či pozorování (stěhování stanice, zavádění nových typů čidel a měřících či pozorovacích metodik ovlivňujících přesnost apod.). Takovéto neúplné či nekonzistentní časové řady se pak musí homogenizovat. Základní podmínkou je najít v blízkém okolí stanice nejméně dvě jiné s dostatečně dlouhou dobou pozorování a homogenní řadou dat. Poté se hledají statistickými metodami vazby mezi řadami dat z okolních stanic a řadou homogenizovanou, a to nejen prostou korelací, ale i s přihlédnutím vzájemných vazeb při různých povětrnostních situacích. Homogenizace se provádí zejména u klimatických stanic s dlouhodobým pozorováním a je opravdu složitým procesem. Výpočty vedoucí k homogenizačním vzorcům jednoho klimatického prvku jsou v případě klíčových stanic (např. Milešovky, na které probíhá nepřetržité pozorování od roku 1905 a je i svým umístěním jedinečná) samostatnými vědeckými pracemi. 15.3.3

Základní klimatologické veličiny

Výčet všech klimatologických charakteristik by byl velmi dlouhý, pro každou sledovanou veličinu jich může být velmi mnoho. Uvedeme si zde jen přehled těch základních charakteristik pro teplotu vzduchu, ostatní lze v případě potřeby nalézt v odborné literatuře, pro vybrané účely pak například i ve státních normách. Omezíme se

177


na charakteristiky dostupné z většiny klimatických stanic, nebudeme se tedy věnovat speciálním měřením a z nich odvozeným ukazatelům. Teplota vzduchu je měřena standardně ve 2 m nad povrchem, současně se měří i minimální teplota v 5 cm nad zemí (tzv. přízemní minimální teplota). Přímo měřená data jsou: •

termínové teploty vzduchu v 7, 14 a 21 hodin SEČ,

•

minimální teploty vzduchu za období 7-21 a 21-7 hodin SEČ,

•

maximální teploty vzduchu za období 7-21 a 21-7 hodin SEČ,

•

přízemní minimální teplota za období 21-7 hodin SEČ.

Z nich jsou pak dopočítávány následující základní charakteristiky: t 7 t 14 2 t 21

),

•

průměrná denní teplota vzduchu (podle vzorce

•

denní amplituda teploty vzduchu (rozdíl maximální a minimální teploty

4

vzduchu). Na základě výše uvedených údajů se pak počítají například: •

průměrná měsíční, resp. roční, teplota vzduchu (z průměrných denních, resp. měsíčních hodnot),

•

průměrná denní amplituda teploty vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

průměrná minimální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

průměrná maximální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

roční chod teploty vzduchu (časová řada průměrných měsíčních hodnot),

•

nejnižší minimální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

nejvyšší minimální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

nejnižší maximální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

nejvyšší maximální teplota vzduchu za měsíc, resp. rok,

•

počet letních dnů (maximální teplota vyšší než 25 °C),

•

počet tropických dnů (maximální teplota vyšší než 30 °C),

•

počet mrazových dnů (minimální teplota nižší než 0 °C),

178


počet ledových dnů (maximální teplota nižší než 0 °C),

•

počet tropických nocí (minimální teplota vyšší než 20 °C),

•

počet dní s přízemní minimální teplotou nižší než 0 °C...

Obdobně bychom mohli uvádět podrobné výčty charakteristik u všech sledovaných klimatických prvků. Například u atmosférických srážek (zvlášť se sledují srážky usazené a padající) se sleduje nejen jejich úhrn, ale také dny s jejich výskytem, počet po sobě jdoucích dnů s výskytem srážek apod. Další charakteristiky jsou spojené s průměrnou rychlostí větru, maximálními nárazy větru, slunečním svitem, intenzitou slunečního svitu, množstvím oblačnosti, tlakem vzduchu, vlhkostí vzduchu, výparem (ve vegetačním období), výskytem snížené dohlednosti (pod 10 km) a mlh (pod 1 km), výskytem bouřek, sněhovou pokrývkou a její vodní hodnotou, teplotami půdy (standardní hloubky jsou 5, 10, 20, 50 a 100 cm). U všech těchto prvků a jevů se sledují i průměrné měsíční či roční hodnoty, roční chod a další. 15.3.4

Statistika v klimatologii

Už z výše uvedeného vyplývá velmi časté použití aritmetického průměru v případě klimatických charakteristik. U dalších základních ukazatelů si většinou vystačíme rovněž s jednoduššími statistickými metodami – rozděleními četnosti, mediány, kvantily, korelačními koeficienty. Složitější statistické výpočty nás ale čekají nejen u homogenizace dat, ale také při aplikovaných klimatologických výzkumech, kdy se dostáváme až k multifaktoriálním analýzám, hodnocení závislostí proměnných, nelineárním regresím, nutnosti testů významnosti. 15.3.5

Analýza časových řad

Další porce statistiky je spojená s analýzami časových řad, které jsou jedním z důležitých součástí práce moderní klimatologie. Časové řady složené přímo ze základních klimatických charakteristik jsou zatíženy velkým rozptylem hodnot, pro sledování trendů či dlouhých period je tedy třeba tyto řady nejprve upravit. Při přípravě

179


dat se však nesmí vytratit jejich vypovídací schopnost. Často se tak používají např. řady klouzavých či kumulovaných průměrů, používá se statistické zhlazování časových řad. Často používanou metodou při analýze časových řad klimatických prvků je překládání period.

15.4

Změny klimatu a klimatologické modely

Aktuální otázkou dneška je změna globálního klimatu a její dopady na podnebí u nás. Kolísání klimatu s dlouhými periodami je pro Zemi typické a v minulosti se vyskytovaly éry s vyššími globálními teplotami (např. kolem 10. století zemědělství na pobřeží Grónska vytvářelo základ pro vikingské výpady na severoamerický kontinent a český význam názvu Grónska – tedy zelená země – tak dostává nový význam) i nižšími (o dobách ledových asi slyšeli všichni). Řady měření teplot jsou však v nejlepším případě necelých 400 let dlouhé a na základě jejich analýz tedy nemůžeme dospět k objektivnímu hodnocení současné fáze vývoje klimatu. Starší klimatická data tak nejsou tvořena naměřenými údaji, ale informacemi ze starých kronik a jiných literárních pramenů a také výsledky výzkumu paleoklimatologie. Cenným zdrojem poznatků je také výzkum ledovců. I proto je mezi vědci v Antarktidě poměrně

hodně

meteorologů

a klimatologů.

Stejně

tak

geologické

výzkumy,

paleobotanika a další podobné obory mohou přinášet nové postřehy o vývoji podnebí na Zemi. Ze všech těchto historických dat lze vyvodit, že kolísání klimatu je přirozené a současné zvyšování globální teploty by nás tedy nemuselo znepokojovat. Lidská činnost však zvyšuje zastoupení tzv. skleníkových plynů v atmosféře a mění tak její složení. Dá se tedy předpokládat, že při současném oteplování se nejedná pouze o projev přirozený, ale že má svou antropogenní složku, která je (nebo by mohla být) nevratná. A úkolem pro moderní klimatologii je jednak určit míru globálního oteplení, ale také se musí snažit kvantifikovat právě onu část způsobenou lidskou činností. Lidstvo, zejména jeho část nazývající se rozvinutou civilizací, v posledních 100 až 200 letech udělalo výrazný technologický pokrok, ale paradoxně se stalo více citlivé jak na výkyvy počasí (stále klesající čas strávený v přirozených podmínkách zvyšuje 180


tzv. meteorosenzitivitu zejména u městské populace), tak podnebí. Mnohá města vznikla přímo u pobřeží nebo dokonce na úkor moře (nejlepším příkladem v Evropě je Holandsko). Výraznější globální oteplení, které by způsobilo masivní odtávání zejména antarktických ledovců a tím i zvýšení hladiny oceánů, by tak ohrozilo značnou část lidstva. Další ekonomické škody by vznikly při předpokládaném zvýšení extremality počasí, tedy zvýšení výskytu nebezpečných jevů. Proto se stávají předpovědi dalšího vývoje podnebí klíčovými i pro dlouhodobé ekonomické a politické úvahy a plány. Stejně jako v meteorologii, i v klimatologii se začaly pro předpovídání dalšího vývoj používat matematické modely. Na rozdíl od meteorologie se v nich ale vyskytuje méně fyzikálních parametrizací, protože není třeba řešit úlohy mezosynoptického měřítka (měřítka nedosahujícího rozměru složek všeobecné cirkulace atmosféry). Druhým rozdílem je časový krok výpočtu, který je u klimatologických modelů logicky podstatně delší. Větší důraz je v klimatických modelech kladen na radiační a tepelnou bilanci soustavy Země – atmosféra, většinou jsou konstruovány primárně na sledování změn globální teploty v souvislosti se zvyšováním množství oxidu uhličitého v atmosféře. Globální modely musí obsahovat i popis vzájemného ovlivňování (energetické toky) v soustavě oceán – atmosféra. Výsledky klimatických modelů se však velmi liší, v horizontu 100 let předpovídají oteplení od několika desetin do zhruba 5 °C , což je příliš velký rozptyl. Zvyšování výpočetních kapacit počítačů přináší i možnost do klimatických modelů přidávat další parametrizace, které by měly výpočty zpřesnit. Klíčovým bude popis koloběhu vody, neboť vyšší teplota by mohla způsobovat vyšší výpar a tím i více oblačnosti, která by ale působila proti oteplování u zemského povrchu, protože by zmenšovala množství dopadajícího přímého slunečního záření. A tak bychom mohli pokračovat, otevřených otázek je zatím více, moderní klimatologie však dělá vše proto, aby přispěla k jejich brzkému rozřešení.

181


182


Literatura [1] Kolektiv: Meteorologický slovník výkladový a terminologický, Praha, Academia a MŽP ČR, 1993, 594 s. [2] Bednář, J.: Meteorologie. Úvod do studia dějů v zemské atmosféře, Praha, Portál, 2003, 223 s. [3] Pechala, F., Bednář, J.: Příručka dynamické meteorologie, Praha, Academia, 1991, 372 s. [4] Bednář, J.: Pozoruhodné jevy v atmosféře. Atmosférická optika, akustika a elektřina, Praha, Academia, 1989, 240 s. [5] Zverev, A.S.: Synoptická meteorológia (překlad z ruštiny), Bratislava, Alfa, Praha, SNTL,

1986, 712 s.

[6] Nosek, M.: Metody v klimatologii, Praha, Academia, 1972, 434 s. [7] Bednář, J., Zikmunda, O.: Fyzika mezní vrstvy atmosféry, Praha, Academia, 1985, 248 s. [8] Astapenko, P.D., Kopáček, J.: Jaké bude počasí?, Praha, Lidové nakladatelství, 1987, 304 s. [9] Brázdil, R., Štekl, J. a kol.: Klimatické poměry Milešovky, Praha, Academia, 1999, 434 s. [10] Kolektiv: Zpracování klimatologických informací, Praha, ČHMÚ, 1988, 167 s. [11] Krška K., Šamaj, F.,: Dějiny meteorologie v českých zemích a na Slovensku, Praha, UK, ČHMÚ, 2001, 565 s. [12] Matoušek, J.: Počasí, podnebí a člověk, Praha, Avicenum, 1988, 296 s. [13] Kolektiv: Meteorological Glossary (Sixth Edition), London, HMSO, Meteorological Office, 1991, 335 s. [14] Kolektiv:

Mezinárodní

atlas

oblaků.

Zkrácené

vydání

pro

pozorovatele

meteorologických stanic, Praha, HMÚ, 1965, 54 s. [15] Kolesár, J.: Humánna bioklimatológia a klimatoterapia, Martin, Osveta, 1989, 352 s.

183

Název: Autor: Vìdecký redaktor: Recenzenti: Vydavatel:

Meteorologie a ochrana prostøedí – Úvod do meteorologie a klimatologie Mgr. Martin Novák RNDr. Libor Hejkrlík, CSc. prof. RNDr. Jan Bednáø, CSc., doc. RNDr. Jaroslav Kopáèek, CSc. Univerzita Jana Evangelisty Purkynì Fakulta životního prostøedí Edice: skripta Místo a rok vydání:Ústí nad Labem, 2004 Vydání: první Náklad: 300 Rozsah: 184 s. Tisk: MINO, Ústí nad Labem ISBN 80-7044-597-1

METEOROLOGIE A OCHRANA PROSTØEDÍ

Recommend Documents