Naši předkové věnovali počasí mnohem větší pozornost. Během mnohaletých pozorování zjistili, že v určitém období se počasí pravidelně opakuje a přináší lidem radosti i starosti. Tak např. vznikly pranostiky, lidová rčení o počasí, úrodě nebo jako předzvěst nějaké katastrofické události. Už ve starém Egyptě se lidem vyplatilo pozorovat změny počasí a následně si je zaznamenávat. Dokázali tak předcházet ničivým účinkům povodní či extrémním suchům. Rozvoj moderní meteorologie s technickými a technologickými prvky a přístroji je datován od 17. století. Vynálezem rtuťového barometru (Evangelista Torricelli, 1643) se začaly provádět první pokusy o předpověď počasí. Potřeba předpovědi počasí přetrvává z mnoha důvodů i do současnosti. Lidé chtějí vědět, jak se obléci, jak plánovat své aktivity, kdy se připravit na příchod živelné události.

      Mnozí z nás si nedovedou představit, co vše je potřeba k takovéto předpovědi. Meteorologové každý den měří hodnoty několika meteorologických prvků (teplota vzduchu, rychlost a směr větru, vlhkost vzduchu, délka slunečního svitu, tlak vzduchu a další), které potom dosazují do předpovědních modelů, na jejichž základě stanovují krátkodobé či dlouhodobé předpovědi. Tyto informace následně přebírají média a v upravené podobě nás o nich informují.

         Toto předpovídání je hlavní úlohou meteorologie (název disciplíny pochází z doby, kdy se pojmem „meteora“ rozumělo cokoli ve vzduchu). Meteorologie dlouhodobě pořizuje, vyhodnocuje a zaznamenává řadu měření veličin charakterizujících stav atmosféry v daném místě a čase. Stav ovzduší popisuje tzv.meteorologickými prvky, fyzikálně měřitelnými veličinami, jejichž souhrn dává představu o aktuálním počasí, a meteorologickými jevy, které sice nelze měřit, ale lze je kvalitativně posoudit (např. druhy oblaků, druhy srážek, nastalé optické jevy v atmosféře).

Základní meteorologické prvky jsou: teplota vzduchu, atmosférický tlak, směr a rychlost větru, vlhkost vzduchu, oblačnost, atmosférické srážky, insolace, dohlednost.

 

1.1 Teplota vzduchu

        Teplota vzduchu patří odedávna k nejsledovanějším meteorologickým prvkům. Důsledkem přirozené nerovnoměrnosti ohřevu zemského povrchu budou na Zemi existovat místa s rozdílnou teplotou, vždy bude rozdílná bilance záření ať už v průběhu dne a noci, tak dlouhodobě díky zeměpisné poloze. Důvodem jsou různé doby ozáření, různé sklony dopadu slunečních paprsků, různé reliéfy, typy a terény povrchu. Při stejných podmínkách se holá půda, půda porostlá rostlinstvem nebo povrch moře budou ohřívat různě.  

Pro změny teploty vzduchu v troposféře jsou důležité tři základní děje:

1. vyzařování tepla povrchem země,

2. vypařování z povrchu, adiabatické rozpínání vlhkého vzduchu a kondenzace při výstupu,

3. míchání teplého a studeného vzduchu.

 

        Teplotní údaje z různých míst ve stejnou dobu dávají představu o stabilitě počasí. Teplotu měříme přesným teploměrem, který je chráněn před přímým slunečním zářením v meteorologické budce ve výšce 2 m nad zemským povrchem. Teplota vzduchu se u nás měří ve °C. Zapisují se také maximální teplota vzduchu (nejvyšší hodnota teploty vzduchu zaznamenaná na stanici za den, měsíc, nebo rok) a minimální teplota vzduchu (nejnižší hodnota zaznamenaná na stanici za dané období). Přízemní minimální teplota vzduchu je stanovovaná jako nejnižší hodnota teploty vzduchu 5 cm nad zemí za určité časové období.

Pro denní průměr teploty v místě se užívá vzorec:

průměrná teplota t = (teplota v 7.00 + teplota ve 14.00 + 2 x teplota ve 21.00) / 4 

 Z denních průměrů se sestavují měsíční a roční průměrné hodnoty.

 

 

Teplotní mapa průměrných měsíčních teplot. Zdroj: http://viz.globe.gov/viz-bin/home.cgi

 

1.2 Atmosférický tlak

        Pro účely meteorologie udáváme tlak v hPa a značíme izobarami (čáry spojující místa o stejném tlaku). V meteorologii vždy udáváme hodnotu tlaku přepočtenou na hladinu moře. Rozdíly v absolutním tlaku způsobené různou nadmořskou výškou pozorovacích stanic by totiž poskytovaly velmi zkreslený obraz, přitom právě rozdíly v tlaku vzduchu v různých místech jsou pro předpověď podstatnou informací.

Rozpoznáváme tlakové útvary: tlakové níže N,L - cyklóny a tlakové výše V,H - anticyklóny.

         V místech, kde je vzduch ohřátý a stoupá vzhůru, se atmosférický tlak sníží a vzniká vymezitelná oblast tlakové níže – cyklona. Je to rozlehlá oblast s výrazně nižším tlakem vzduchu než má okolí, podobně tlaková výše je oblast s tlakem vyšším než je v okolí. Jakmile se u povrchu vytvoří tlakové rozdíly, budou se vzduchové částice snažit proudit do míst s nižším tlakem. Tomuto proudění říkáme vítr.

         Tlakové rozdíly mají tendenci se vyrovnávat a vzduch tudíž chce proudit přímo z výše do níže. Ovšem vzhledem k rotaci zeměkoule jsou všechna pohybující se tělesa na zemi Coriolisovou silou odkláněna směrem vpravo na severní polokouli a směrem vlevo na jižní polokouli. Tak se i vítr od směru největšího spádu tlaku vzduchu značně odklání.

         Znalost rozložení tlaku vzduchu je orientační pomůckou pro blízkou předpověď počasí, není až tak zajímavá jeho nynější hodnota, ale rychlost změn tlaku. Během dne se atmosférický tlak na stanovišti může změnit až o několik procent, zjednodušeně lze konstatovat: Pokud tlak stoupá, nasouvá se nad oblast tlaková výše, v létě většinou spojená s dlouhodobějším pěkným počasím, v zimě nás naopak čekají mrazy. Pokud tlak zvolna klesá, vytváří se nad oblastí tlaková níže – cyklona, přináší deště a ochlazení. Pokud tlak klesá rychle, blíží se bouřkové počasí se silným nárazovým větrem.

 

1.3 Rychlost a směr větru

        Vítr je meteorologický prvek popisující proudění vzduchu v určitém místě v daném čase. Vítr je tím silnější, čím je větší tlakový gradient. Směrem větru se rozumí směr, odkud vítr vane. Přístroje na měření rychlosti větru jsou anemometry, rychlost větru se měří v různých výškách, obvykle ve výšce 10 m nad povrchem. Rychlost větru se udává v m/s a směr v úhlových stupních odkud vítr vane.

        Vzdušné proudění rozlišujeme na advektivní nebo konvektivní, advektivní probíhá podél zemského povrchu, způsobuje to, čemu obecně říkáme vítr. Proudění konvektivní jsou spíše vzdušné proudy k zemskému povrchu kolmé, tedy vzestupné nebo sestupné.

 

1.4 Vlhkost vzduchu

         Volné ovzduší obsahuje za každých podmínek určité množství vodních par v neviditelné formě a teprve za určitých podmínek dochází k tvorbě viditelných vodních nebo ledových částic, a to kondenzací, desublimací nebo mrznutím. Sama atmosféra obsahuje asi 0,001 % světových zásob vody.

         Množství vodní páry ve vzduchu podmiňuje vznik oblaků a srážek. Největší hodnoty obsahu vodní páry nalezneme v oblastech podél rovníku a nejnižší naopak v polárních oblastech. Jakmile je vzduch vodními parami nasycen (tj. jakmile jeho relativní vlhkost dosáhne 100%), přebytky vodní páry kondenzují nebo desublimují a objevují se ve viditelné formě.

Vlhkost se charakterizuje základními veličinami:

       absolutní vlhkost a [kg/m³] – hmotnost vodních par v kg v jednom krychlovém metru,

       relativní vlhkost r [%] – poměr skutečné absolutní vlhkosti k maximální možné za dané teploty,

       rosný bod, což je teplota, při níž vzduch dosahuje stavu nasycení vodní parou.

          Vzduch může za určité teploty pojmout jen určité množství vodní páry, při ochlazení pod teplotu rosného bodu začne „přebytečná“ vodní pára kapalnět a chladné předměty orosí.

          Většina jevů, které souvisejí s vlhkostí vzduchu, nezávisí na absolutní vlhkosti vzduchu, ale na tom, jak jsou páry blízké ke stavu nasycení. Vzduch obsahující totéž množství páry je daleko od stavu nasycení za horkého dne, ale klidně může být nasycený v chladném dni. Vlhkost vzduchu se měří vlhkoměrem, nebo psychrometrem.

 

1.5 Oblačnost

         Oblak je viditelný shluk drobounkých vodních kapiček nebo ledových krystalků (případně obojího). Za oblak lze považovat i mlhu, která je oblakem dotýkajícím se zemského povrchu. Oblačnost je veličinou, pomocí níž udáváme stupeň pokrytí oblohy oblaky, v synoptické meteorologii se používá osmin – 0/8 až 8/8 pokrytí oblohy oblaky, 0/8 jasnou bezoblačnou oblohu, 8/8 znamená zcela zataženou oblohu. Množství oblačnosti lze vyjádřit také v procentech.

         Oblaka vznikají kondenzací vodní páry na kapky nebo až na ledové krystalky. Výška, ve které se tento děj odehrává, bývá různá. Pro snazší proces změny skupenství vody je podstatná přítomnost kondenzačních jader, jsou to částice aerosolů s průměrem okolo 10^-7 m, přirozenými kondenzačními jádry jsou částice prachu, pylu, krystalky mořské soli aj.

         Meteorologové řadí oblaky podle vzhledu a výšky, ve které vznikají. Oblaky nejvyšších pater mají před názvem slovíčko "Cirro", středě vysoká oblaka "Alto". Podle tvaru rozlišujeme kupovité oblaky (Cumulus), vrstenaté oblaky (Stratus) a řasy (Cirrus).

 

 

Malý atlas oblaků (více viz http://metmladez.wz.cz/metdeti/)

Vysoké oblaky (od 5 do 13 km):

Cirrus (Ci) (řasa) Tyto oblaky jsou nejvýše. Tvoří na obloze jakoyb řasy, a to svědčí o tom, že v té výšce vane silný vítr. Jsou známkou nestálého počasí.

 

 Cirrocumulus (Cc) (řasová kupa) Malé chomáčky ledových mráčků se často formují do útvarů, kterým v Anglii říkají "makrelová obloha", protože tyto mráčky vypadají jako hejna makrel.

 

 Cirrostratus (Cs) (řasová sloha) Názvy oblaků, které se tvoří vysoko na obloze, vždy začínají slůvkem "cirro". Cirrostratus je tvořen ledovými krystalky.

 

 Střední oblaky (od 2 do 7 km):

Altocumulus (Ac) (vyvýšená kupa) jsou to kupovité oblaky ve střední výšce. Vypadají jako zploštělé vatové kuličky navzájem pospojované.

 

 Nízké oblaky (od země do 2 km):

Stratus (St) (sloha) Tlustá vrstva mraků, visících nízko nad zemí. Někdy skrze ni můžeme uvidět slunce, které vypadá jako stříbrný kotouč.

 

Stratocumulus (Sc) (slohová kupa) Když vidíte dlouhé "řady" těchto oblaků střední výšky, obvykle je to známkou pěkného počasí. Tyto oblaky vznikají z kup, které se spojují do vrstev.

Oblaky zasahující do více pater

Altostratus (As) (vyvýšená sloha)  skrze tyto mraky vypadá slunce jako za matným sklem. Mohou z nich vypadávat srážky, hlavně v chladné části roku. Často se zde tvoří námraza.

  

 Nimbostratus (Ns) (dešťová sloha) Tyto silné vrstvy dešťových oblaků začínají poměrně nízko nad zení a mohou dosahovat i do značné výšky.

 

 Cumulus (Cu) (kupa) Nadýchané kupy snadno rozeznáte. Plují nízko nad zemí, vznikají v průběhu dne a když zmohutní, mohou přinášet přeháňky.

 

Cumulonimbus (Cb) (dešťová kupa) Jsou to vysoké oblaky, které přinášejí bouřky a dokonce i tornáda. Rostou mohutně do výšky a mohou být dokonce vyšší než Mount Everest!

 

 1.6 Atmosférické srážky

        Srážky jsou produkty kondenzace vodní páry v ovzduší dopadající na zemský povrch. Dělíme je obvykle podle skupenství. Jsou to vodní kapky nebo ledové částice vzniklé následkem kondenzace nebo desublimace vodní páry v ovzduší. Jedná se tedy o všechnu atmosférickou vodu v kapalném, nebo tuhém skupenství, vypadávající z různých druhů oblaků, mlhy, nebo usazující se na zemském povrchu či na předmětech v atmosféře. Srážky lze dělit na padající (déšť, sníh, kroupy) a usazené (rosa, jinovatka, námraza, ledovka).

        U tuhých srážek se také měří výška sněhové pokrývky a její vodní hodnota. Základním přístrojem pro měření srážek je srážkoměr. Jde o kovovou nádobu opatřenou nálevkou. Voda stéká do nádoby a zachycený objem vody přepočítáme na množství vodních srážek v milimetrech. Platí, že 1 mm srážek = 1 l vody na 1 m². Pro registraci úhrnu a časového průběhu padajících kapalných srážek během letního období slouží registrační přístroje zvané ombrografy.

 

1.7 Sluneční svit - insolace

        Díky otáčení Země a sklonu zemské osy je sluneční záření na povrchu planety proměnlivé v závislosti na čase a na místě. Na povrchu celkové dopadající sluneční záření v daném místě popisujeme veličinou insolace ve Wm^-2. Insolace závisí na denní době (závisí na úhlu dopadu paprsků), oblačnosti, vlhkosti a množství nečistot ve vzduchu. Insolace je jedním ze základních abiotických faktorů, které ovlivňují život na planetě. Insolace je mírou množství slunečního záření na exponovaném povrchu v daném čase. Největší insolaci naměříme pro kolmý dopad. Běžně se insolace v čase průměruje a pak se vyjadřuje například v kW·h/(m²·den). Budeme-li stanovovat celkovou denní insolaci, uvidíme, že její velikost bude hodně záviset na zeměpisné šířce a roční době. Podobně roční insolace se budou lišit podle zeměpisných šířek a to plynule klesat od rovníku k pólu ( na pólu asi 40 % hodnoty insolace na rovníku).

       Skutečné množství sluneční energie dopadající v daném místě a čase na povrch je ovlivněno stavem atmosféry, zeměpisnou šířkou a ročním obdobím.