Atmosféra a hydrosféra Přednáška č. 4 Mgr. Veronika Korvasová Všeobecná cirkulace atmosféry Vzduchové hmoty Horizontálně do 2000-3000 km, vertikálně mohou sahat od zemského povrchu až po tropopauzu. Jednotlivé vzduchové hmoty jsou od sebe odděleny přechodnými oblastmi - atmosférickými frontami. Své vlastnosti získávají stagnací nebo pomalým pohybem vzduchu v oblastech svého vzniku. Rozdělit je tak můžeme podle: • geografické oblasti, ve které se formují, • vlastností povrchu, nad nímž vznikají, • termodynamického hlediska. Geografická poloha: arktická nebo antarktická VH, polárníVH, tropickou VH a ekvatoriálníVH. Vlastnosti povrchu: mořská VH a kontinentální VH. Termodynamické hledisko: • teplé vzduchové hmoty - při přemisťování do dané oblasti se ochlazují, přinášejí oteplení, stabilní zvrstvení nebo inverzi, pro charakter počasí jsou typické slohy a slohové kupy, mrholení, advekční mlhy a nevýrazný denní chod meteorologických prvků, • studené vzduchové hmoty - při přemisťování do dané oblasti se oteplují, přinášejí ochlazení, labilní zvrstvení, pro charakter počasí jsou typické kupy, bouřková oblaka, v noci radiační mlhy a výrazně vyjádřený denní chod meteorologických prvků, • místní vzduchové hmoty-vdané oblasti si po několik dnů zachovávají své základní vlastnosti. Vzduchové hmoty podle polohy místa vzniku • Pevninský arktický vzduch: se v zimě vytváří nad zasněženými a ledovci pokrytými oblastmi Nové Země, Barentsova a Karského moře a přilehlých částí pevniny severní Asie, Grónska a severu Severní Ameriky. Do ČR proudí hlavně v zimě nad pevninou, je velmi studený a vzhledem k nízkému nasycenívodními parami také suchý. • Mořský arktický vzduch: proniká do střední Evropy v chladnějších částech roku, kdy vzniká v okrajových oblastech zamrzlého Severního ledového oceánu mezi Grónskem a Špicberkamj. Při pohybu nad Norským mořem se vzduch v nižších vrstvách ohřívá a zvyšuje tak obsah vodní páry, což může být výrazným zdrojem srážek. V ČR způsobuje zejména jarní přeháňky. Výrazněji je však typičtější pro západní Evropu. • Pevninský antarktický vzduch: velmi studený a suchý, naměřeny absolutně nejnižšíteploty na Zemi (Vostok -89 °C). Průměrné měsíční teploty nejchladnějšího měsíce se pohybují kolem -50 °C až -65 °C, nejteplejšího v rozmezí -10 °C až -30 °C. • Mořský antarktický vzduch: obklopuje PAV. V důsledku jeho kontaktu s oceánem nenítak chladný, ale je vlhčí. V zimním obdobíse může dostat přes zadní stranu Jihopacifické tlakové výše až na jih Chile a Argentiny, kde způsobuje sněžení. Hlouběji do kontinentu se nedostává. • Pevninský polární vzduch: centrální části kontinentů, proto je s výjimkou vnitrozemí jižní Argentiny výhradně zastoupen na severní polokouli. Vzduch přicházející do ČR se v chladné části roku vytvářiv mírných zeměpisných šířkách Evropy, během léta pak vzniká nad severní polovinou Evropy, zejména v Rusku. Je zdrojem převážně suššího vzduchu spojeného v létě s horky a v zimě s mrazy. • Mořský polárnívzduch: nad oceány severní a jižní polokoule. Do ČR přichází v zimě ze středních a severních zeměpisných šířek Severní Ameriky a přináší mírné teploty, v létě pak z vyšších zeměpisných šířek Atlantského oceánu s následným ochlazením. Při postupu nad vodami Atlantského oceánu nabývá vlastností mořské vzduchové hmoty a na naše území přináší srážky. • Pevninský tropický vzduch: se formuje ve vnitrozemí severní Afriky, jižní Afriky, Arabského poloostrova, Mexika, Austrálie a Jižní Ameriky. Vyznačuje se tedy vysokými teplotními amplitudami vzduchu a v důsledku ztíženého přísunu vláhy cirkulačními procesy uvnitř kontinentu také nízkým úhrnem srážek (méně jak 100 mm za rok). V létě se do střední Evropy dostává z Balkánu a střední Asie. Je výrazně horký a suchý s vyšším obsahem prachových částic. • Mořský tropický vzduch: charakteristický vysokou vlhkostí a malými teplotními amplitudami. Vzduchová hmota ovlivňující počasí ve střední Evropě pocházíjak z oblastí Azorských ostrovů, tak i z okolí Středozemního moře. Vzduch je značně vlhký a relativně teplý. V zimě přináší mírné deštivé počasí, v létě pak deštivé, ale chladné počasí. Ekvatoriálnívzduch: rovník, teplý a vlhký vzduch, prům. měs. Teploty 24 °C až 28 °C. Atmosférické fronty úzká přechodná vrstva mezi vzduchovými hmotami různých vlastností dlouhá až několik set kilometrů, šířka jen několik desítek metrů. Zjednodušeně můžeme frontální rozhraní pokládat za plochu, jejíž průsečnice se zemským povrchem se nazývá frontální čára. Hlavní atmosférické fronty: hlavními geografickými typy vzduchových hmot • Arktická/antarktická fronta: odděluje arktický/antarktický a polární vzduch • Polární fronta: mezi polárním a tropickým vzduchem; • Tropická fronta: rozhraní mezi tropickým a ekvatoriálním vzduchem. Podružné fronty: uvnitř jednotlivých geografických typů vzduchových hmot Frontogeneze/Frontolýza Teplá fronta Lehčí teplejší vzduch vystupuje nad chladnější vzduch, během čehož kondenzuje vodní pára a na teplé frontě se tak vytváří rozsáhlý oblačný systém. Na čele fronty se nejdříve vyskytují řasy (Ci) a rasové slohy (Cs), následují výškové slohy (As), které směrem k frontální čáře přecházejí v dešťová oblaka (Ns) doplněná v nižších patrech slohovými kupami (Sc). 26,000 ft Studená fronta • V závislosti na rychlosti postupu rozlišujeme dva druhy studené fronty: 1. studená fronta 1. typu: má charakter výstupného prouděnív celém výškovém profilu, 1. oblačnost podobná teplé frontě, při přechodu se měnív opačném pořadí(Ns -» Ci), 2. srážky na čele fronty mají povahu přeháněk a bouřek, za frontou jsou vytrvalejšího rázu (srážkové pásmo je užší než u teplé fronty), 3. před příchodem fronty mírně stoupá teplota a klesá tlakvzduchu, po přechodu teplota vzduchu klesá a tlakvzduchu vzrůstá. SMĚR POSTUPU hladina ledových jader Sc TEPLÝ VZDUCH 200 km Studená fronta 2. typu V České republice se vyskytuje častěji. 1. do výšky 2-3 km má charakter výstupného proudění, výše pak sestupného proudění, protože teplý vzduch se nad frontální plochou pohybuje rychleji než samotná fronta, předbíhá ji a sestupuje, 2. oblačnost má charakter kumulonimbů s přeháňkami a bouřkami, 3. ve frontálním rozhraní se vytváří další fronta lni rozhraní- podružná studená fronta. 210 km 180 km 150 km 120 km 90 km 60 km 30 km lllllllllllllllllllllllllllllllllllhllllllim llillliilllillllllllillllll Studená fronta Postupující studena B fronta na radarovém snímku Acř As Vývoj bohaté kupovité oblačnosti Cu med, Cu hum Cu cong, Cu med vi * r v teple vé hnrrotč t stfihu vťtru na frontálním silné turbulence Vítr JZZ CB Silné vertikální proudění Přeháňh Vítr JV Okluzní fronta • patří mezi podružné fronty a představuje rozhraní, kdy studený vzduch postupuje za teplým, a protože je rychlejší, vytlačí teplý vzduch do výšky • Okludování = stav, kdy splývají vzduchové fronty • S ohledem na teplotní poměry studené vzduchové hmoty rozlišujeme teplou a studenou okluznífrontu. • Studená okluznífronta představuje opak a v našich zeměpisných šířkách je bežnejší v lete. km Teplá okluzní fronta Studený vzduch postupující za studenou frontou je teplejší než ten, který před teplou frontou ustupuje. SMER POSTUPU studená fronta teplá fronta okluzní fronta stacionární fronta Všeobecná cirkulace atmosféry • Systém pravidelného vzdušného proudění na úrovni m a kro měřítka, který se odehrává mezi zemským povrchem a spodní mezosférou. • Hlavní zdroj: sluneční záření • Cirkulující vzduch je usměrňován rotací Země (Coriolisovou silou), heterogenitou zemského povrchu a tření o něj, vertikálním teplotním gradientem, rozměrem zemské atmosféry... • Generalizované modely cirkulace: • Model č. 1: nerotující Země s homogenním povrchem —> intenzita slunečního záření by se snižovala od rovníku k pólům a vytvořila by se termicky podmíněná oblast nízkého tlaku vzduchu na rovníku a vysokého tlaku vzduchu na pólech. Vytvoření jednoduché cirkulační buňky, ve které by teplý vzduch vystupoval v oblasti rovníku a ve vyšších výškách by odtékal k pólům, kde by následně sestoupil a jako studený vzduch proudil při zemském povrchu zpět k rovníku. • Model č. 2: působení zemské rotace —> odchylka výškového proudění (směřující na sever nebo jih od rovníku) • Hromadění vzduchu v oblasti 30° z.š. —> vznikl by pás vysokého tlaku vzduchu v subtropických šířkách, v mírných by se vytvořilo přechodné pásmo nízkého tlaku vzduchu • Přesuny vzduchu by byly podmíněny pouze horizontálním tlakovým gradientem —> vytvoření tří buněk • Skutečné rozložení tlakových útvarů však není tak jednoznačné a celkový mechanismus cirkulace je daleko složitější. • Celkově nelze na zjednodušený model všeobecné cirkulace vzduchu nahlížet jako na stálou situaci, aleje potřeba ji zohlednit s ohledem na konkrétní území. VCA: systém buňek cirkulace tropických V XV i sirek Hadleyova buňka cirkulace mírných V XV i sirek Ferrelova buňka cirkulace polárních oblastí polární buňka pasátová cirkulace západní proudění východní proudění lárni buňka východní větry západní větry pokles studeného vzduchu severovýchodní pasáty výstup ohřátého vzduchu jihovýchodní pasáty pokles studeného vzduchu západní vótry východní vótry —) jet stream Ferrolova buňka subtropické pásmo vysokého tlaku Hadleyova buňka rovník • pásmo tišin pás nízkého tlaku zóna konvergence Hadleyova buňka subtropické pásmo vysokého tlaku Ferrolova buňka €) Jetstream polárni buňka Zákonitosti VCA převážně vírový charakter pohybu vzduchu, převaha horizontálních pohybů nad vertikálními, převaha zonálního proudění (ve směru rovnoběžek) nad meridionálním, proměnlivost atmosférické cirkulace a jejích složek, změny směru a rychlosti proudění od vrstvy k vrstvě, převládající západní přenos vzduchu v troposféře a spodní stratosféře v mírných šířkách. M High latitudes Disturbances along the polar front allow warm, moist subtropical air to reach far into the high latitudes while also moving cold, dry air from these regions toward lower latitudes.This warms the polar regions. 4 Midlatitudes Warm, moist air flows north along the surface. Disturbances along the polar front cause this air to lift over the cooler polar air. producing condensation and latent heat release. 4 Low latitudes As surface winds blow over warm tropical waters, they acquire sensible heat and latent heat. As the air rises in the intertropical convergence zone, latent heat is released, further warminc the air.This air flows north,eventually subsiding and warming the subtropics. 6.30 Global atmospheric transport of heat and moisture Cirkulace tropických šířek Hlavní hybná síla: stálý rozdíl průměrných teplot mezi rovníkovými a subtropickými oblastmi a tím i rozdíl v tlaku vzduchu. Tropická zóna konvergence pásmo nízkého tlaku ekvatoriálních šířek, kde dochází k setkávání pasátového proudění a výstupu vzduchu spojeného se vznikem kupovité oblačnosti oblast bezvětří (nebo vanou pouze slabé proměnlivé větry) = rovníkové pásmo tišin (kalmové pásmo) pásmo široké cca 200-300 km asymetrie v rozložení oblačnosti a srážek TZK totiž není pásmem, v jehož středu je po celý rok geografický rovník, ale během roku se v závislosti na výšce Slunce nad obzorem posunuje za termickým rovníkem. V letním období přesun na SP a vzimním období na JP. Vzhledem k vyšší průměrné teplotě severní polokoule sahá do vyšších zeměpisných šířek právě tam (v červenci v západní Africe až ke 20° s.š a v Asie ke 30° s.š.). Pasáty Ze španělsko-arabského slova pasada, které označuje převoz a odedávna je k obchodovánívyužívali moreplavci (trade winds). Znalostí jejich prouděnívyužil také Kryštof Kolumbus při plavbě do Indie přes Atlantský oceán. Známé i pod názvem koňské šířky. Pravidelné vzdušné proudění mezi subtropickou oblastí vysoké h o tlaku a rovníkovou oblastí nízkého tlaku. V oblasti sestupu vzduchu mezi obratníky a 30° zeměpisné šířky vane pouze slabý proměnlivý vítr. Na SP vanou pasáty vlivem uchylující síly rotace severovýchodním směrem/na JP jihovýchodním směrem. I když se jedná o pravidelné větry, nelze jejich výskyt plošně zjednodušovat na celou oblast mezi obratníky. Stále vanou nad oceány, ale nad pevninami je jejich výskyt omezován charakterem reliéfu. Proto například mezi severovýchodní Afrikou a Arabským poloostrovem nevánou v červenci větry převažujícím severovýchodním směrem, ale spíše západním až severozápadním, čímž se přehřátý a suchý vzduch dostává ze Středomoří přes severní Afriku až k Indii (tzv. etésiové větry). Jihovýchodní pasát vzniká převážně nad oceánem —> do pobřežních či ostrovních oblastí přináší vlhký vzduch s mírnými teplotami. Severovýchodní pasát přináší různorodé podmínky—> v severní Africe je v důsledku jeho vzniku nad přehřátou pevninou horký a suchý. Na karibské pobřežívane opět z oceánu a přináší na pevninu srážky. V oblasti vzniku pasátového prouděníse také setkáváme se situací, kdy na západních pobřežích kontinentů okolo obratníku dochází navíc v důsledku výstupu studených mořských proudů ke vzniku pouštních oblastí. západní část oceánu vysoký tlak vzduchu východní část oceánu --r^yzouoH 4r pasátové fM>uděnl f^S^^**^ tropické cyklony vysoká intenzita evaporace t_t_t t t suchý horký vzduch KONTINENT teplá povrchová vrstva OCEÁN výstupný pouště na západním pobřeží KONTINENT Antipasáty Jet-streamy r odtok vzduchu z oblasti rovníku do subtropických šířek ve výšce 6 km (okolí obratníku) až 12 km (rovník) svůj charakter si zachovávají v rozmezí 16-20° z.š. • Subtropický • vysokorychlostní proudění se silnými západními větry • 30-35° s.š. a 25-30° j.š. ve výškové hladině 200 hPa • Tropický: • okolo 10° s.š. a 10-20° j.š. • se silnou východní složkou proudění • omezen na letní období v oblasti jihovýchodní Asie, Indii a Africe ZZvm směr monzunu ^ v/mr monzunu teplejší oceán j^B^^H chladnejší pevnina 01 ťan • Schéma vanuti monzunu v létě a v zimě • Stálé prouděnívzduchu sezónního charakteru. • Vznikje podmíněn různorodým zahříváním aktivního povrchu a vytvářením teplotně podmíněných tlakových oblastí. • Letní období (duben-září): se pevnina zahřívá rychleji než oceán, proto se nad ní vytváří oblast nízkého tlaku vzduchu a nad oceánem pakvysokého tlaku vzduchu. Vzduch podle horizontálního tlakového gradientu proudí z oblasti tlakové výše do oblasti tlakové níže a proudítakz oceánu na pevninu, na kterou přináší mírné teploty a srážky. • Zimní monzun (říjen-březen): během zimy se pevnina ochlazuje rychleji než oceán a vytváří se tak nad ní oblast vysokého tlaku vzduchu, a nad oceánem nízkého tlaku vzduchu. Vzduch proto proudí z pevniny na oceán a na pobřežní oblasti přináší chladnějšíteploty a minimum srážek. Monzunové proudění Tropické cyklony • Systém cyklon á In ich vírů charakteristický tlakovou nížíve svém středu, relativně malými rozměry oproti mimotropickým cyklonám, velkým tlakovým gradientem, silným nárazovitým větrem o rychlosti až 300 km.rr1 a intenzivními srážkami. • Oblast vzniku: nad moři a oceány mezi 10-30° zeměpisné šířky obou polokoulí. • 87 % nevzniká dále než do 20° zeměpisné šířky. Na pohyb tropických cyklon má výrazný vliv i Coriolisova síla, nevznikají níže než do 5°z.š., kde je vliv uchylující síly zemské rotace příliš malý. Na jejich vzniku se podílí několik významných faktorů (ačkoliv není nezbytně nutné, aby se projevily všechny): 1. existence předchozího cyklonálního systému s přiměřenou, ale nikoliv maximální rychlostí větru, 2. teplota mořské vody musí být v rozmezí 26-27 °C, 3. rychlý pokles teploty s výškou, 4. lokalizace mezi 5-30° zeměpisné šířky s minimální hloubkou moře 50 m, 5. dostatek vzdušné vlhkosti ve střední troposféře (2-8 km). hladina oceánu 6.21 Development and intensification of tropical cyclones Tropical cyclones are intense wind and ram events.The intensification of these tropical cyclones involves positive feedback loops between the ocean and the atmosphere. 4 Starting the engine Tropical cyclones begin when low-level air flow is disturbed—by an easterly wave or the equatorward intrusion of an upper-air disturbance. Either can initiate the convection needed to start a hurncane. Once convection begins, a low-pressure center forms near the surface. I-100 Km-1 A Feeding it some fuel The low-pressure center produces inspiraling air from the tropical ocean.This warm, moist air converges. ▲ Feeding it mora As warm, moist air rises, it expands and cools adiabatically.Once the air cools to the dew point temperature, condensation begins, releasing tremendous latent heat into the surrounding air.This heating accelerates the upward flow of air. < Running it wide open Convection grows explosively,' accelerating air flow vertically and lowering surface pressures even more.The lowenng pressure induces stronger inspiraling of warm, moist air As this air rises, its water vapor condenses, releasing more latent heat. This enhances convection further, leading to even lower pressures. Around the center of the hurricane, convection and winds are most intense. However, because the air is spinning so fast, it never reaches the center. Here, calm prevails with descending air producing a clearing of clouds characteristic of the hurricane eye. Stádia tropické cyklony 1. tropická porucha - počátek utvářenícyklonálníčinnosti příznačné výskytem konvekč ní ku povité oblačnosti, 2. tropická deprese - uspořádaný systém oblaků s viditelnou prostorovou cirkulací pohybujícíse rychlostí 62 km.h-1, nenívytvořeno oko cyklony, ani nenízřejmé spirálovité uspořádání ramen, 3. tropická bouře - systém silných bouříš viditelnou povrchovou cirkulací o rychlostech mezi 62-117 km.h"1, začínají se vytvářet spirální ramena, ale stále bez přítomnosti oka cyklony, 4. tropická cyklona - konečné stádium, pohybuje se rychlostí více jak 118 km.h-1 Podle příslušné rychlosti a síly větru se tropické cyklony dělí podle Saffir-Simpsonovy stupnice do pěti kategorií, ačkoliv tato klasifikace nemusí odpovídat způsobeným škodám. • Různá označení: • hurikán (severní Amerika) • tajfun (severozápadní část Tichého oceánu) • chubasco (Mexiko), bagyo (Filipíny), willy-willy (Austrálie a Nový Zéland) aj. 6G- S I_I_I_I_I_I_I_I_I_I 160*W 14