3. ZÁKLADNÍ METEOROLOGICKÉ PRVKY A JEJICH KLIMATOLOGICKÉ CHARAKTERISTIKY 3.1 SLUNEČNÍ ZÁŘENÍ A DLOUHOVLNNÉ ZÁŘENÍ V SYSTÉMU ZEMSKÝ POVRCH – ATMOSFÉRA • sluneční záření – hlavní energetický zdroj (ostatní pouze 0,024 %) • transformace energie slunečního záření 3.1.1 Spektrum a intenzita slunečního záření • částicové (korpuskulární) záření – elektrony, protony – o 7 řádů nižší než elektromagnetické, závisí na sluneční aktivitě – ionizace vzduchu – magnetické bouře, polární záře • elektromagnetické záření – intenzita W.m-2 (W = J.s-1 ), úhrnná intenzita Wh, kWh • při střední vzdálenosti Z – S dopadá na Zemi 1,73.1017 W (5,5.1024 J za rok) • vlnová délka záření λ [nm, nano = 10-9 m] • spektrum slunečního záření: a) γ-paprsky (λ < 10-2 nm) b) rentgenové paprsky (10-2 – 10 nm) c) UV-záření (10–390 nm) – 6,7 % zářivé energie d) viditelné záření (390–760 nm) – 46,8 % zářivé energie fialová 390-455 nm, modrá 455-485 nm, světle modrá 485-505 nm, zelená 505-575 nm, žlutá 575-585 nm, oranžová 585-620 nm, červená 620-760 nm největší intenzita záření λ = 474 nm e) IR-záření (760–3.106 nm) – 46,5 % zářivé energie f) radiové záření (> 3.106 nm) 99 % intenzity připadá na λ = 100-4000 nm – krátkovlnné záření záření atmosféry a zemského povrchu – dlouhovlnné • solární konstanta IS – celková intenzita elektromagnetického záření Slunce, dopadajícího na horní hranici atmosféry na jednotkovou plochu kolmou k paprskům při střední vzdálenosti Z-S: IS = 1367 W.m-2 0,3 % • intenzita záření je nepřímo úměrná čtverci vzdálenosti od zdroje, proto Ir = IS (rS/r)2 • intenzita záření dopadajícího na horizontální plochu je insolace Ih Ih (a’ b) = IS (a b) a/a’ = cos zS Ih = IS cos zS • po dosazení: cos zS = sin φ sin δS + cos φ cos δS cos tS je tzv. extraterestrální insolace Ih: Ih = IS (rS/r)2 (sin φ sin δS + cos φ cos δS cos tS) • roční režim extraterestrální insolace je solární klima • extraterestrální insolace (kWh.m-2 .d-1 ) – rovník: 2 maxima v období rovnodenností, 2 minima v období slunovratů, malá amplituda – mimotropické šířky: jedno minimum a jedno maximum, v den letního slunovratu na pólu insolace větší o 36 % než na rovníku, druhotné maximum kolem 40º s.š. – v období rovnodenností hodnoty insolace symetricky kolem rovníku – v zimě mezi rovníkem a pólem největší rozdíl v insolaci 3.1.2 Změny slunečního záření v atmosféře • zeslabení intenzity záření (pohlcování, rozptyl) – dráha paprsku, hustota vzduchu, příměsi • refrakce světelných paprsků 3.1.2.1 Pohlcování slunečního záření v atmosféře • selektivní charakter – určité plyny pohlcují záření určitých vlnových délek (O2, O3 – UVzáření, CO2, vodní pára – IR- záření) • přeměna zářivé energie na jiné druhy – elektrickou a zejména tepelnou • čistá, vlhká atmosféra – pohlcování 6-8 % při poloze Slunce v zenitu 3.1.2.2 Rozptyl slunečního záření v atmosféře • rozptýlené záření se šíří všemi směry od částice • vjem bílého dne Molekulární a aerosolový rozptyl A) molekulární (Rayleighův) rozptyl – molekuly a atomy plynu intenzita molekulárního rozptylu iλ iλ = (C/λ4 ) Iλ C – koeficient úměrnosti (index lomu, počet molekul v jednotkovém objemu) – čím kratší vlnová délka, tím je záření výrazněji rozptylováno – indikatrix rozptylu – maximální intenzita ve směru dopadu a opačném – maximum intenzity přímého slunečního záření na zemském povrchu se přesouvá na žlutozelenou a maximum rozptýleného na modrou část spektra (modrá barva oblohy, oranžové až červené zbarvení Slunce a Měsíce při obzoru) B) aerosolový rozptyl – kapalné a pevné částice intenzita aerosolového rozptylu iλ iλ = (β/λε ) Iλ β – koeficient úměrnosti (množství rozptylujících částic) 0 ε 4 – s růstem rozměru částic se zmenšuje indikatrix rozptylu – maximální rozptyl ve směru dopadu – pro částice větší než 1200 nm je ε = 0 – tzv. difuzní odraz bez změny spektrálního složení – oblaka a mlha – bílé až šedé zbarvení – změna s výškou: pokles příměsí – růst sytosti modrého zbarvení, pokles hustoty – zmenšování molekulárního rozptylu (černá barva oblohy) 3.1.3 Zákony a charakteristiky zeslabení intenzity přímého slunečního záření v atmosféře • čistá a suchá (tzv. ideální) atmosféra – hmota ve sloupci o jednotkovém průřezu je optická vzduchová hmota m (při poloze Slunce v zenitu je m = 1) • intenzita záření na zemském povrchu Iz je podle Lambertova vzorce: Iz = Ir e-am (Ir – intenzita záření na horní hranici atmosféry, a – koeficient zeslabení záření) po dosazení e-a = p dostaneme Bouguerův vzorec: Iz = Ir pm • p – celkový koeficient propustnosti atmosféry (udává, jaká část Ir se dostane na plochu kolmou k paprskům na zemském povrchu) ideální atmosféra, m = 1, p = 0,9 (reálná atmosféra p = 0,5-0,9) • zákalový faktor t = a/A – (poměr celkového koeficientu zeslabení záření v reálné (a) a ideální (A) atmosféře, tj. počet ideálních atmosfér, které způsobí stejné zeslabení přímého slunečního záření jako atmosféra reálná) – teoreticky t = 1-6, reálná atmosféra - t neklesá pod 2 3.1.4 Intenzita přímého, rozptýleného a celkového záření na zemském povrchu • insolace Ih na zemském povrchu závisí na: a) intenzitě extraterestrálního slunečního záření Ir b) zenitové vzdálenosti Slunce c) na propustnosti atmosféry • intenzita rozptýleného záření iz – viz faktory a) - c) + oblaka: a) vysoká oblaka – malý rozptyl b) střední oblaka – maximální iz c) nízká oblaka – silné pohlcování, minimální rozptyl • záření celkové (globální) = přímé + rozptýlené denní chod – rostoucí podíl přímého záření od času východu Slunce po jeho kulminaci, poté opět pokles geografické rozložení podílů rozptýleného záření: – rovníkové šířky – 40 % (vlhkost, produkty kondenzace) – tropické až subtropické šířky – 25 % (suchost vzduchu) – střední šířky – růst podílu rozptýleného záření (vlhkost, zenitová vzdálenost Slunce) – Arktida – 50 %, Antarktida – 25 % geografické rozložení úhrnů celkového záření – zonální charakter 3.1.5 Odraz slunečního záření na zemském povrchu a v atmosféře • albedo α – poměr mezi intenzitou celkového záření odraženého a dopadajícího (%) • hodnota albeda závisí na vlastnostech: a) povrchu – zbarvení (struktura, vlhkost) b) záření – vlnová délka (většinou roste do λ = 800 nm, poté prudce klesá), úhel dopadu (s růstem zenitové vzdálenosti slunce albedo roste) c) oblaků (altocumuls Ac kolem 70-75 %) • průměrné albedo Země je asi 31 % Tab. 1 Průměrné albedo různých povrchů 3.1.6 Dlouhovlnné záření v systému aktivní povrch – atmosféra • vyzařování – oproti Slunci větší vlnové délky a podstatně nižší intenzita, což plyne ze základních zákonů záření: a) Planckův zákon vyjadřuje obecnou závislost intenzity spektrálního vyzařování Iλ tzv. absolutně černého tělesa (ideální těleso, které pohlcuje úplně vyzařování jiných těles, dopadající na jeho povrch) na vlnové délce λ a jeho absolutní teplotě T (c – rychlost světla ve vakuu, k – Boltzmannova konstanta, h – Planckova konstanta) – čím je vyšší povrchová teplota tělesa, tím je větší intenzita spektrálního vyzařování b) Stefan-Boltzmannův zákon celková intenzita vyzařování I absolutně černého tělesa závisí pouze na jeho absolutní teplotě T (σ - Stefan-Boltzmannova konstanta) I = σT4 pro tělesa šedá platí I = αεσT4 kde 0 < αε < 1 je celkový koeficient vyzařování reálného tělesa • intenzita maximálního spektrálního a celkového vyzařování Slunce s povrchovou teplotou 5700 K je podstatně vyšší než odpovídající charakteristiky povrchu a atmosféry c) Kirchhoffův zákon intenzita spektrálního vyzařování Iλ absolutně černého tělesa je funkcí jeho absolutní teploty T a vlnové délky λ: Iλ = f(λ,T) intenzita celkového vyzařování I je pouze funkcí absolutní teploty tělesa: I = f(T) pro tělesa šedá se vztah liší o spektrální koeficient pohlcování záření (αλ) resp. celkový koeficient pohlcování záření (αe) ze zákona plyne: a) vyzařuje-li těleso záření o určité vlnové délce, pohlcuje současně záření této vlnové délky jiných těles b) tělesa intenzivně pohlcující záření intenzivně vyzařují a naopak c) protože αλ a αe jsou u šedých těles menší než 1, má vyzařování reálných povrchů vždy menší intenzitu než vyzařování těles absolutně černých d) Wienův zákon posuvu součin vlnové délky maximálního vyzařování λmax a absolutní teploty T absolutně černého tělesa je konstantní, tedy λmax T = konst. (tj. vlnové délky maximálního vyzařování aktivního povrchu a atmosféry jsou podstatně vyšší než pro Slunce) – vzhledem k nepřímé závislosti intenzity záření na čtverci vzdálenosti od zdroje je intenzita vyzařování aktivního povrchu porovnatelná s intenzitou slunečního záření na horní hranici zemské atmosféry – vyzařování aktivního povrchu je pohlcováno převážně CO2 a vodní parou s výjimkou atmosférického okna (cca 8000-12000 nm) – meteorologické družice – skleníkový efekt • toky dlouhovlnného záření v systému aktivní povrch – atmosféra: EZ – vyzařování aktivního povrchu EA – zpětné záření atmosféry EK – záření atmosféry do meziplanetárního prostoru E0 – záření aktivního povrchu unikající atmosférickým oknem – efektivní vyzařování aktivního povrchu EZ = EZ – EA – efektivní vyzařování atmosféry EA = EZ – EO – (EK + EA) – denní a roční chod – závislost na teplotě, – vcelku malé změny EA – oblaka – zvětšují intenzitu EA a zmenšují EZ Obr. 1 Toky dlouhovlnného záření v systému aktivní povrch – atmosféra 3.1.7 Radiační bilance systému aktivní povrch - atmosféra a jeho subsystémů • radiační bilance (bilance záření) – výsledek všech toků krátkovlnného přímého a rozptýleného záření a záření dlouhovlnného, které jsou v systému AP-A pohlcovány, odráženy nebo vyzařovány • radiační bilance subsystému aktivního povrchu RAP: RAP = (Ih + iz) (1 – α) - EZ (Ih + iz) (1 – α) – celkové záření pohlcené aktivním povrchem • radiační bilance subsystému atmosféry RA: RA = (I + i)A - EA (I + i)A – celkové záření pohlcené při průchodu atmosférou Obr. 2 Průměrná roční globální bilance záření a energie (J. T. Kiehl, K. E. Trenberth (1997), Bull. Amer. Met. Society, Vol. 78, No. 2, 197-208) • radiační bilance systému aktivní povrch – atmosféra RAP-A: RAP-A = (I + i)A + (Ih + iz) (1 – α) – (EZ + EA ) • roční průměr: RAP > 0, RA < 0, RAP-A = RAP + RA = 0 • závislost radiační bilance na φ: – RAP v průměru kladná s výjimkou polárních oblastí – RA záporná ve všech šířkách – RAP-A kladná v rozsahu 40º s.š. až 40º j.š., vně záporná – vertikální a horizontální transport energie • změny RAP: – denní perioda – kladná, převládá-li zisk zářivé energie, záporná, převládá-li ztráta (výška Slunce 10º) – roční chod – záporné hodnoty v zimě – geografické rozložení: oceány – zonální; kontinenty – zonalita narušena rozdíly ve vlhkosti oblasti; rozhraní oceán–atmosféra – změna skokem (na oceánech vyšší) 3.2 ENERGETICKÁ BILANCE SYSTÉMU AKTIVNÍ POVRCH – ATMOSFÉRA • subsystém atmosféry – ztráta zářivé energie (-30 %) – teplota by klesala • subsystém aktivního povrchu – zisk zářivé energie (30 %) – teplota by rostla • existuje vertikální a horizontální výměna energie 3.2.1 Energetická bilance subsystému aktivního povrchu • přeměna zářivé energie na tepelnou • způsoby transportu tepelné energie: a) turbulentní tok tepla H b) latentní tok tepla LE (teplo spotřebované na změnu skupenství vody; výpar – je AP odebíráno, kondenzace – uvolňováno; 0,251.107 J.kg-1 ) c) molekulární vedení (zanedbatelné) • průměrná roční globální bilance záření a energie: H – 7 %, LE – 23 % • cestou molekulárního vedení tok tepla do podloží aktivního povrchu G • rovnice energetické bilance AP: RZ = H + LE + G, (RZ = RAP je radiační bilance) • celková energetická bilance: kladná v období insolace, záporná v nočních hodinách, změna znaménka odpovídá výšce Slunce 15º nad obzorem Obr. 3 Schéma složek energetické bilance aktivního povrchu v denních a nočních hodinách • denní chod složek energetické bilance aktivního povrchu: H: v období insolace do atmosféry, maximum před polednem, před západem Slunce změna orientace, minimum v noci LE: maximum kolem poledne, minimum v noci, výpar – do atmosféry, kondenzace – k povrchu G: závisí na fyzikálních vlastnostech substrátu, tepelné vodivosti a změně teploty s hloubkou; insolace – do podloží AP, noční hodiny – do atmosféry • roční chod složek energetické bilance: max v letních měsících, min v zimních měsících celková energetická bilance – totéž • geografické rozložení složek energetické bilance: rovníkové oblasti, vlhké tropy a subtropy: EB kladná celý rok (LE) suché tropy a subtropy: malá hodnota EB (H) polární oblasti: EB záporná s výjimkou 2-3 letních měsíců (dlouhovlnné vyzařování AP) • aktivní povrch – hlavní zdroj energie pro subsystém atmosféry 3.3 TEPLOTA POVRCHU PŮDY A JEJÍHO PODLOŽÍ • důsledek denní a roční periodicity energetické bilance AP • denní chod: max – kolem poledne, min – před východem Slunce (odpovídá extrémům EB) • chod modifikován oblačností a výměnou vzduchových hmot • denní amplituda teploty (Tmax – Tmin): vegetační kryt: snížení denní teplotní amplitudy a průměrné teploty sněhová pokrývka: izolační vlastnosti – zmenšení amplitudy, vzestup průměrné teploty (holomrazy) • změny teploty s hloubkou pro homogenní půdu – Fourierovy zákony: a) denní a roční perioda výkyvů teploty půdy se s hloubkou nemění b) teplotní amplituda se s aritmetickým růstem hloubky geometricky zmenšuje (10-30 m – úroveň stálé roční teploty) c) čas maxima a minima teploty se v denním a ročním chodu zpožďuje s hloubkou d) hloubky stálé denní a roční teploty jsou ve stejném poměru jako odmocniny period výkyvů (1 : √365 = 1 : 19,1). 3.4 TEPLOTA VZDUCHU • výkyvy teploty vzduchu – insolace, albedo, efektivní vyzařování 3.4.1 Denní chod teploty vzduchu • prohřívání (ochlazování) atmosféry – postupuje zdola nahoru • teplota vzduchu ve 2 m nad zemí – max 13-15 hod., min před východem Slunce • pokles denní amplitudy s výškou (ve 2 m 30 % amplitudy na AP) • opožďování denních extrémů s výškou • vzestup teploty – kratší, strmější, pokles – delší, pozvolnější • denní amplituda závisí na: a) typ počasí (radiační > advekční) b) roční období (pokles od jara do zimy) c) zeměpisná šířka (od rovníku k subtropům vzrůst, odtud k pólům pokles) d) kontinentalita klimatu (oceánský < kontinentální) e) tvary reliéfu (konvexní < rovina < konkávní) • denní chod teploty se projevuje v atmosféře do větší výšky, než je takováto hloubka v půdě a oceánech 3.4.2 Roční chod teploty vzduchu • roční amplituda teploty (zeměpisná šířka, kontinentalita, režim vzduchových hmot) • typy ročního chodu: a) rovníkový (malá amplituda, 2 nevýrazná maxima v rovnoden-nostech) b) tropický (větší amplituda, max a min vázáno na výšku Slunce) c) mírného pásu (max – červenec – srpen, min – leden – únor) d) polární (vysoká amplituda, min na konci polární noci) 3.4.3 Změna teploty vzduchu s výškou, adiabatické procesy a vertikální stabilita ovzduší • kladná EB – teplota s výškou klesá od maxima na AP • záporná EB – teplota s výškou roste od minima na AP (inverze) • vertikální teplotní gradient Γ = -dt/dz [ºC/100 m výšky] – Γ > 0 – pokles teploty s výškou, Γ < 0 – vzestup teploty s výškou – hodnota Γ se mění nelineárně s výškou (při AP 103 ºC/100 m, v troposféře asi 0,6 ºC/100 m) • teplota tropopauzy: rovník –70 až –90 ºC, vysoké šířky –50 až –55 ºC • adiabatický děj – přemisťování objemu vzduchu ve vertikálním směru, které se děje bez výměny energie s okolní atmosférou A) suchý nebo nenasycený vzduch • suchoadiabatický gradient g = 1 ºC/100 m • teplota adiabaticky vystupujícího vzduchu: T = T0 – gz • teplota okolní atmosféry: TA = T0 – Gz • adiabata suchého vzduchu (čárkovaně) • stabilita/labilita teplotního zvrstvení – potlačena/vyvinuta konvekční výměna • konvekční zrychlení f • gravitační síla q = Vρg • Archimedova síla q´ = VρAg • rozdíl sil F = q´ - q = V(ρA – ρ)g • zrychlení f = F/m = F/Vρ = [(ρA – ρ)/ρ] . g • Clapeyronova rovnice ρ = 1/T • zrychlení f = [(T – TA)/TA] . g • po dosazení: f = {[(T0 – gz) – (T0 – Γz)]/TA} . g = [(Γ – g)/TA] . gz • typy teplotního zvrstvení: a) Γ < g f 0 – stabilní zvrstvení teplota adiabaticky vystupujícího vzduchu klesá s výškou rychleji než teplota okolní atmosféry – snaha vrátit se do původní polohy (teplotní inverze – Γ záporné) b) Γ = g f = 0 – neutrální (indiferentní) zvrstvení teplota adiabaticky vystupujícího vzduchu a teplota okolní atmosféry se s výškou mění stejně – částice zůstává v poloze, do níž byla přesunuta c) Γ > g f 0 – labilní (instabilní) zvrstvení teplota adiabaticky vystupujícího vzduchu klesá s výškou pomaleji než teplota okolní atmosféry – po vychýlení tendence k dalšímu výstupu Obr. 4 Typy teplotního zvrstvení B) vzduch nasycený vodní parou: • výstup nenasyceného, vlhkého vzduchu – ochlazování – dosažení stavu nasycení – kondenzace vodní páry – uvolnění latentního tepla – ohřev vzduchu • vlhkoadiabatický teplotní gradient g´: g > g´ > 0 • adiabata vlhkého vzduchu (plná čára) • typy teplotního zvrstvení se zřetelem na: nenasycený a nasycený vzduch: a) Γ > g > g´ – labilní pro nenasycený i nasycený vzduch b) Γ < g´ < g – stabilní pro nenasycený i nasycený vzduch c) g > Γ > g´– stabilní pro nenasycený, labilní pro nasycený (vlhkolabilní) • procesy vratné: zůstává-li při adiabatických procesech zkondenzovaná voda v přemisťovaném objemu vzduchu (teplota na počátku zdvihu a po návratu do původní polohy stejná) • procesy nevratné: mění se obsah vody v přemisťovaném objemu vzduchu – teplota vyšší než před výstupem (procesy pseudoadiabatické) • fén (föhn) – suchý, teplý padavý vítr vanoucí na závětrné straně horských překážek – latinské favonius – teplý západní vítr – původně označení pro místní vítr vanoucí mezi Ženevou a Salzburkem – pól fénů – povodí řeky Rioni (Gruzie) – 114 dnů s fénem za rok – za 24 hodin rozpustí více sněhu než sluneční záření za 14 dnů – fénová nemoc – chinook (polykač sněhu) – východní svahy Skalnatých hor v Kanadě a USA, rychlé tání sněhu (vzestup teploty o 20 ºC za 7 minut) – halny wiatr (Polsko) – fén ve volné atmosféře (anticyklonální) 3.4.3.1 Inverze teploty vzduchu • stabilita (potlačena vertikální výměna) – hromadění látek pod inverzní vrstvou nebo rozptyl v inverzní vrstvě A) přízemní inverze • radiační – ochlazování přízemní atmosféry od AP dlouhovlnným vyzařováním – noční (jasno, malá rychlost větru, mocnost - jednotky až desítky metrů, během noci roste) – zimní (102 až 103 m, nad ní instabilní zvrstvení) často doprovázeny přízemní mlhou • advekční – proudění relativně teplého vzduchu nad studený povrch (též jarní, sněhové) B) inverze ve volné atmosféře • radiační – ochlazování vzduchu od intenzivně vyzařující horní hranice oblaků • sesedáním (subsidenční) – pokles vrstvy vzduchu ve vysokém tlaku vzduchu 3.4.4 Geografické rozložení teploty vzduchu • mapy izoterem (přepočet teplot na hladinu moře) – zonalita • azonalita – rozdíly v energetické bilanci, všeobecná cirkulace atmosféry, mořské proudy hlavní rysy v rozložení izoterem: a) pokles teploty od rovníku k pólům (max na zimní polokouli) b) póly zimy – Severní polokoule – Jakutsko, Grónsko (-70 ºC) – ČR – Litvínovice u Českých Budějovic -42,2 ºC (11.2.1929) – Jižní polokoule – Antarktida (Vostok -89,6 ºC, 21.7.1983) c) póly tepla – přes 50 ºC – Sahara, Perský záliv, střední část povodí Indu, jih USA a Mexika – San Luis Potosi (Mexiko) 57,8 ºC (11.8.1933), El Azizia (Libye) 57,8 ºC (13.9.1922) – ČR – Praha-Uhříněves 40,2 ºC (27.7.1983), Dobřichovice 40,4 ºC (20.8.2012) – centrální část Austrálie, severní část pouště Atacama d) zima: ohyb izoterem nad oceány k severu a nad kontinenty k jihu léto: naopak e) ohyby izoterem nad oceány k vyšším zeměpisným šířkám účinkem teplých a k nižším šířkám účinkem studených mořských proudů f) všeobecná cirkulace atmosféry: zima - Asie, Severní Amerika: západní části teplejší (oceánský vzduch), východní části chladnější (sezónní anticyklony) 3.5 VODA V ATMOSFÉŘE • skupenství pevné, kapalné, plynné • do atmosféry se voda dostává výparem (výška vrstvy vypařené vody v mm) z aktivního povrchu: a) evaporace – výpar z neživého substrátu (fyzikální proces) b) transpirace – výpar z nadzemních orgánů rostlin (proces fyziologický) evaporace + transpirace = evapotranspirace c) výparnost – výpar probíhající za víceméně umělých podmínek (z volné vodní hladiny, dostatek vody v substrátu aj.) • výpar z AP závisí na: a) obsahu vláhy v podloží aktivního povrchu a jeho teplotě b) sytostním doplňku c) rychlosti větru • výpar má jednoduchý denní a roční chod • přenos vodní páry do atmosféry: a) turbulentní proudění b) molekulární difuze – pronikání molekul jednoho plynu (vodní pára) do druhého (suchý vzduch) směřující k vytvoření jejich homogenní směsi 3.5.1 Charakteristiky vlhkosti vzduchu a) napětí (tlak) vodní páry e [hPa] – dílčí tlak vodní páry ve směsi se vzduchem • denní chod: – typ zimní (mořský) – nad povrchem vody, extrémně vlhkým povrchem souše, blízkost aktivního povrchu – návaznost na výpar: min (minimum teploty), max – kolem 13. hod. (malá intenzita turbulence) – typ letní (pevninský) – dvojí maximum a minimum (druhotné minimum – růst turbulence a konvekce, tj. úbytek vodní páry při zemi) • roční chod: analogický teplotě vzduchu • změna s výškou: – kladná energetická bilance – e s výškou klesá – záporná energetická bilance (kondenzace vodní páry na AP) – e s výškou roste b) napětí nasycení E [hPa] – tlak vodní páry nasyceného vzduchu (tj. maximální tlak vodní páry při dané teplotě) • při záporných teplotách je E nad ledem nižší než nad přechlazenou vodou • nad vypuklým povrchem (vodní kapky) je E vyšší než nad povrchem rovným nebo nad povrchem s větším poloměrem křivosti • nad vodou obsahující rozpuštěné soli je E menší než nad vodou destilovanou c) poměrná (relativní) vlhkost vzduchu r = e/E . 100 [%] • denní chod: – E se mění s teplotou výrazněji než e, s růstem teploty se poměr e/E zmenšuje a naopak • změna s výškou: – kladná energetická bilance – r s výškou roste – záporná energetická bilance (kondenzace vodní páry na AP) – r s výškou klesá • roční chod: víceméně opačný než chod teploty vzduchu d) sytostní doplněk d = E – e [hPa] – napětí vodní páry, které chybí vzduchu k dosažení stavu nasycení e) absolutní vlhkost vzduchu a [kg.m-3 ] – hmotnost vodní páry v jednotce objemu vzduchu f) specifická vlhkost vzduchu s – hmotnost vodní páry v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu [g.kg-1 ] g) rosný bod t [o C] – teplota, na kterou musí klesnout teplota nenasyceného vlhkého vzduchu o napětí páry e, aby se změnilo na napětí nasycení E 3.5.2 Kondenzace vodní páry v atmosféře, vznik oblaků a mlhy 3.5.2.1 Oblaka • hmotnost vodní páry ve sloupci o základně 1 m2 je asi 28,5 kg – nerovnoměrné rozložení – pokles s výškou (polovina do 1,5 km, 99 % v troposféře) • pokles teploty s výškou – v určité výšce T = t, e = E – hladina kondenzace • kondenzační jádra (krystalky soli, prachové částice aj. – 101 až 106 částic v 1 m3 vzduchu) – kondenzace (sublimace) vodní páry (bez nich stav přesycení) • další výstup a pokles teploty – mikroskopické zárodečné kapky • vzduch je nad většími kapkami, krystalky ledu a nad kapkami s vyšší koncentrací solí přesycen vodní parou – kondenzace (sublimace) – růst na oblačné kapky (krystalky) (103 -105 nm), též spojování kapek opačného elektrického náboje • malá rychlost pádu oblačných kapek a krystalů (10-4 m.s-1 ) – udrží se ve vzduchu • oblak – nakupení produktů kondenzace nebo sublimace vodní páry ve vzduchu Struktura oblaku: • vodní obsah oblaků (vodnost) – hmotnost zkondenzované vody v jednotkovém objemu vzduchu (obvykle 10-5 až 4.10-3 kg.m-3 ) • oblačnost – stupeň pokrytí oblohy oblaky (0/10-10/10, 0/8-8/8) – Země 5,4/10 • dělení oblaků podle složení: a) vodní – vodní kapky, i přechlazené b) smíšená – vodní kapky a ledové krystalky c) ledová – ledové krystalky • dělení oblaků podle druhu: a) řasa – Cirrus (Ci) b) řasová kupa – Cirrocumulus (Cc) c) řasová sloha – Cirrostratus (Cs) d) vyvýšená kupa – Altocumulus (Cc) e) vyvýšená sloha – Altostratus (As) f) dešťová sloha – Nimbostratus (Ns) g) slohová kupa – Stratocumulus (Sc) h) sloha – Stratus (St) i) kupa – Cumulus (Cu) j) bouřkový oblak – Cumulonimbus (Cb) • dělení oblaků podle průměrné výšky základny: a) oblaka vysoká (5-13 km) – Ci, Cc, Cs b) oblaka střední (2-7 km) – Ac, As c) oblaka nízká (do 2 km) – Ns, Sc, St d) oblaka vertikálního vývoje (0,5-1,5 km) – Cu, Cb • vedle druhu oblaků se ještě určuje: – tvar (rozdílnosti ve vzhledu a vnitřní struktuře oblaků) – např. lenticularis (čočkovitý) – odrůda (charakteristické rysy související s rozdílným uspořádáním oblačných prvků a s větší či menší průsvitností oblaků) – např. undulatus (zvlněný), translucidus (průsvitný) • dělení oblaků podle příčin vzniku: a) oblaka z konvekce (Cu, Cb) – termická konvekce, rozdílný vertikální rozměr, tvar a složení b) oblaka z výstupných klouzavých pohybů (Ns, As, Cs) – na atmosférických frontách c) oblaka vlnová (Sc, Ac, Cc) – vázána na teplotní inverze ve volné atmosféře a zvlnění jejich spodní hranice nebo na dynamickou deformaci proudění Obr. 5 Mechanismus vzniku vlnových oblak d) oblaka z vyzařování (St) – pod základnou výškové inverze ochlazováním v důsledku dlouhovlnného vyzařování • optické jevy – ohyb, lom a odraz světelných paprsků (např. na Ci, Cs - halové jevy jako kruhy, vedlejší slunce), rozklad světla při pronikání kapkami deště – duha • denní chod oblačnosti (typ vzduchové hmoty, charakter advekce, teplotní zvrstvení): a) radiační režim - dvojí maximum – ráno (St), časné odpoledne (Cu, Cb) b) zima – jedno maximum ráno • roční chod oblačnosti – dynamika atmosférické cirkulace (max – zima, cyklonální činnost, min – srpen-říjen) • geografické rozložení oblačnosti 3.5.2.2 Mlhy • mlha - nakupení produktů kondenzace nebo sublimace vodní páry při zemském povrchu, kdy je horizontální dohlednost menší než 1 km • vzniká ochlazením vzduchu na teplotu rosného bodu • kondenzační jádra a jejich hygroskopičnost – tvorba mlhy již v nenasyceném vzduchu (r = 90-95 %) – větší výskyt mlh ve městech • dělení mlh: a) mlhy radiační – spojeny s radiačními inverzemi – mlhy přízemní (noční inverze) – mlhy vysoké (zimní inverze, popř. růst oblaků z vyzařování k zemskému povrchu) b) mlhy advekční – přemisťování relativně teplejšího vzduchu nad chladný povrch c) mlhy z vypařování – výpar relativně teplé vody do studeného vzduchu (vodní plochy – podzim, zima) • kouřmo – přítomnost vodních kapek v atmosféře, kdy horizontální dohlednost je v rozmezí 1-10 km • zákal – zhoršení dohlednosti v atmosféře, které je způsobeno přítomností pevných prachových a kouřových částic • smog – smoke (kouř), fog (mlha) – různé druhy silně znečištěného ovzduší zvláště ve velkoměstech, snížená viditelnost, bez spojitosti s kouřem či mlhou Tab. 2 Rozdíly mezi „klasickým“ a fotochemickým smogem 3.6 ATMOSFÉRICKÉ SRÁŽKY • růst rozměru a hmotnosti kapek a ledových krystalků – výstupné proudy je neudrží – vypadávají jako tzv. vertikální srážky • tvary vertikálních srážek: 1) déšť – vodní kapky o průměru nejméně 0,5 mm 2) mrholení – malé kapky vody o průměru menším než 0,5 mm 3) sníh – ledové krystalky hvězdicovitého tvaru (při teplotách nad -5 ºC vločky) 4) sněhové krupky – bílá, neprůsvitná, kulovitá, kyprá ledová zrna (průměr 2-5 mm) 5) sněhová zrna (krupice) – bílá neprůsvitná ledová zrna (průměr menší než 1 mm) 6) zmrzlý déšť – průhledná ledová zrna (průměr menší než 5 mm), mrznutí dešťových kapek nebo roztátých vloček 7) námrazové krupky – sněhová zrna obalená vrstvičkou ledu 8) kroupy – kuličky či kousky ledu o průměru 5-50 mm, i více 9) sněhové jehličky – jehlicovité, sloupkovité nebo destičkovité krystalky ledu • dělení vertikálních srážek podle doby trvání: a) trvalé srážky b) přeháňky • horizontální srážky – produkty kondenzace (sublimace) vodní páry na relativně studeném zemském povrchu, předmětech na něm a na vegetaci, popř. zachycování oblačných kapek nebo kapek mlhy na nich • tvary horizontálních srážek: 1) rosa – vodní kapky různé velikosti, často splývající 2) zmrzlá rosa – zmrzlé kapky bělavé barvy 3) jíní (šedý mráz) – ledové krystalky tvaru bílých jehlic, šupin či vějířků (jako rosa, ale teploty pod nulou - horizontální plochy) 4) jinovatka (krystalická námraza) – kypré ledové krystalky jehlicovitého nebo vláknitého tvaru (usazují se při mlze za silného mrazu) 5) ovlhnutí – povlak vodních kapek na svislých plochách (proudění teplého vlhkého vzduchu) 6) námraza – trsy vláknitých bílých ledových krystalků (jako ovlhnutí, ale teploty pod nulou) – škody 7) ledovka – sklovitá, ledová vrstva, vznikající zmrznutím přechlazených vodních kapek deště nebo mrholení na předmětech, jejichž teplota je nižší než 0 ºC (dopadající kapky před zmrznutím splynou – souvislý ledový obal) 8) náledí, zmrazky – mrznutí nepřechlazených kapek deště nebo mrholení na povrchu, jehož teplota je nižší než 0 ºC • denní chod srážek: a) typ pevninský – dvě maxima (hlavní po poledni, vedlejší ráno) b) typ mořský (pobřežní) – max. v ranních hodinách (růst lability teplotního zvrstvení konvekce), min. po poledni • roční chod srážek (všeobecná cirkulace atmosféry, vliv reliéfu): 1) rovníkový typ (dvě období dešťů po rovnodennostech – konvekce) – Kuala-Lumpur 2) tropický typ (sbližování maxim s rostoucím φ na maximum v délce asi 4 měsíců) – Mazatlán 3) typ tropických monzunů (období dešťů a sucha) - Bombaj 4) typ subtropický středomořský (min v létě – subtropická anticyklona, max. na podzim a v zimě – posun subtropické anticyklony k jihu) - Athény 5) typ mírných šířek – pevninský (max. v létě, min. v zimě) - Jakutsk 6) typ mírných šířek – mořský (max. v zimě nebo víceméně rovnoměrné rozložení srážek) – Valentia (Dairbhre) 7) monzunový typ mírných šířek (max. v létě, min. v zimě – větší amplituda) - Ochotsk 8) polární typ (max. v létě, min. v zimě) - Dikson • geografické rozložení ročních úhrnů srážek – rozložení oblačnosti (vodní obsah oblaků, dosažení hladiny ledových jader), rozložení oceánů, tvar a rozložení pevnin, utváření reliéfu • utváření reliéfu: a) návětrná strana – vynucený výstup vzduchu, adiabatické ochlazení – oblaka, zesilování kontrastů mezi vzduchovými hmotami při přechodu front – orografické zesílení srážek b) závětrná strana - srážkový stín horské svahy orientované k jihu – vyšší srážky pro zesilování konvekce • růst srážek s nadmořskou výškou (vertikální pluviometrický gradient v mm na 100 m výšky) – od určité úrovně pokles srážek (srážková inverze) • mezi obratníky – 1000-2000 mm/rok, subtropy – kolem 250 mm, mírné šířky – 500-1000 mm na západě, do centrálních a východních částí kontinentu 300-500 mm, polární oblasti – 200-300 mm • srážkové extrémy: – Čerrápuňdží (Indie, 1313 m) – 26 461 mm (VIII/1860 – VII/1861) – srážkové návětří, letní monzun – Cilaos (Réunion) 1870 mm (15.3.1952) Česká republika: – Nová Louka (780 m) 345 mm (29.7.1897) – Jizerka (870 m) – 2201 mm (1926) – Velké Přítočno (386 m) 247 mm (1933) – Skryje, Písky (360 m) 247 mm (1959) 3.7 HUSTOTA A TLAK VZDUCHU • tlak p – síla F rovnoměrně spojitě rozložená, působící kolmo na rovinnou plochu, dělená velikostí této plochy S, tedy p = F.S-1 [Pa = N.m-2 ] • barometrický (atmosférický) tlak – tlak atmosféry na všechna tělesa v ovzduší a na zemský povrch bez zřetele na orientaci stěn tělesa, který se rovná hmotnosti vzduchového sloupce nacházejícího se nad nimi [hPa = mbar] • normální barometrický tlak 1013,25 hPa (760 Torrů) • základní fyzikální charakteristiky plynu: tlak p, absolutní teplota T, hustota ρ • stavová rovnice plynů (ideální plyn) pv = RT (R – plynová konstanta, v = 1/ρ specifický objem) p = ρRT nebo ρ = p/RT (Clapeyronova rovnice) vlhký vzduch = suchý vzduch + vodní pára tlak p p – e e hustota ρ’ ρ ρv 3.7.1 Změna hustoty a tlaku vzduchu s výškou • pokles hustoty vzduchu s výškou (protože s výškou klesá i teplota, není pokles tak výrazný) • základní rovnice statiky atmosféry – vyjadřuje podmínku rovnováhy mezi vertikálními silami, působící na jednotkovou hmotnost vzduchu – objem vzduchu dz.1.1 – dolní základna – tlak p, horní základna p + dp – tíhová síla F = ρ g dz – je-li objem v rovnovážném stavu: F + p + dp = p p – (p + dp + ρgdz) = 0 dp = - ρgdz, neboli • -dp/dz – vertikální tlakový (barický) gradient v hPa na 100 m výšky • 1/ρ dp/dz – síla vertikálního tlakového gradientu • barometrická rovnice: • změna tlaku při změně výšky z úrovně z1 (s tlakem p1) do úrovně z2 (p2) • typy řešených úloh: 1. tlak vzduchu v určité úrovni, známe-li tlak v úrovni jiné a průměrnou teplotu vrstvy vzduchu mezi nimi, 2. průměrnou teplotu vrstvy vzduchu o známé mocnosti pomocí tlaku na její základně a horní hranici, 3. výškový rozdíl mezi dvěma úrovněmi, známe-li tlak v těchto úrovních a průměrnou teplotu vrstvy vzduchu mezi nimi (tzv. barometrická nivelace) • barický stupeň h = -dz/dp [m/1 hPa], tedy výškový rozdíl odpovídající změně tlaku o 1 hPa – protože dp = -ρgdz, je – po dosazení ρ = p/RT, je – v teplém vzduchu klesá tlak s výškou pomaleji než ve vzduchu studeném 3.7.2 Barické pole • tlakové (barické) pole – rozložení tlaku vzduchu v atmosféře • plochy o stejném tlaku vzduchu - izobarické plochy • výšky určité izobarické plochy nad hladinou moře, spojené izohypsami (barický reliéf) – mapy absolutní topografie (AT) • standardní tlakové hladiny: p [hPa] 1000 850 700 500 400 300 200 100 50 10 H [km] 0 1,5 3 5 7 9 12 16 20 32 • relativní převýšení vyšší izobarické plochy s nižším tlakem nad plochou nižší s vyšším tlakem – mapy relativní barické topografie (RT) • ve studeném vzduchu je mocnost vrstvy mezi tlakovými hladinami menší než ve vzduchu teplém, tedy mocnost vrstvy je přímo úměrná její střední teplotě • do map barické topografie se nevynášejí běžné výšky izobarických ploch, ale jejich geopotenciály jednotkou je geopotenciální metr gpm: ΔH = g/9,8 . Δz • barické pole na hladině moře se vyjadřuje pomocí průsečíků izobarických ploch o různém tlaku s jeho povrchem – izobary • celkový tlakový gradient – prostorový vektor, směřující v každém bodě izobarické plochy po normále n k této ploše na stranu nižšího tlaku (-Δp/Δn) • horizontální tlakový gradient – vektor ve směru normály n na stranu nižšího tlaku vzduchu (- p = -dp/dn – jednotky hPa na 110/111 km) - p závisí na tangentě úhlu sklonu izobarických ploch k horizontální rovině - p má na vzduch silový účinek – jeho síla G je dána rozdílem horizontálních tlaků, působícím na jeho stěny ve směru kolmém na izobary, děleném hmotností • charakteristické tlakové útvary: a) tlaková výše (anticyklona) – uzavřené koncentricky uspořádané izobary s nejvyšším tlakem uprostřed b) tlaková níže (cyklona) – uzavřené koncentricky uspořádané izobary s nejnižším tlakem uprostřed c) hřeben vysokého tlaku – pásmo vyššího tlaku vybíhající z tlakové výše nebo oddělující dvě tlakové níže, nejvyšší tlak v ose hřebenu d) brázda nízkého tlaku – pásmo nižšího tlaku vybíhající z tlakové níže nebo oddělující dvě tlakové výše, nejnižší tlak v ose brázdy e) barické sedlo – část barického pole mezi dvěma protilehlými tlakovými výšemi a nížemi, příp. mezi dvěma hřebeny a brázdami 3.7.2.1 Dělení tlakových útvarů • změny teploty vzduchu v horizontálním a vertikálním směru podmiňují charakter barického pole • v teplém vzduchu jsou izobarické plochy od sebe více vzdáleny než ve studeném vzduchu • s výškou se orientace horizontálního tlakového a teplotního gradientu sbližuje – průběh izobarických ploch ve výšce se blíží průběhu ploch izotermických • přední část cyklon – relativně teplý vzduchu z nižších šířek, týlová část cyklon – relativně studený vzduch z vyšších šířek izotermy mají tvar vlny ve výšce: přední část cyklony – hřeben, týlová část – brázda • u anticyklon naopak • rozdělení cyklon a anticyklon podle změny barického pole s výškou v závislosti na poli teploty: a) cyklony nízké (teplé) – teplé VH, s výškou rychle zanikají b) cyklony vysoké (studené) – studené VH, vertikálně výrazně vyvinuty c) anticyklony nízké (studené) – studené VH, s výškou rychle zanikají d) anticyklony vysoké (teplé) – teplé VH, vertikálně výrazně vyvinuty 3.7.2.2 Denní a roční chod tlaku vzduchu • kolísání teploty, přemisťování tlakových útvarů, slapy atmosféry • denní chod: dvě maxima – před polednem a před půlnocí, dvě minima – časně ráno a po poledni (v rovníkových oblastech amplituda až 4 hPa) • roční chod: – pevninský – max zima (ochlazování – sezonní anticyklony), min léto (prohřívání – cyklony) – oceánský vysokých šířek – max začátkem léta, minimum v zimě – oceánský mírných šířek – méně výrazné extrémy (max – zima, léto, min – jaro, podzim) – monzunový – max zima, min léto • tlakové extrémy: – 1083,8 hPa – Agata, Sibiř, 263 m, 31.12.1968 (teplota -46 C) – 870,0 hPa – supertajfun Tip v Tichém oceánu 12.10.1979 – ČR – rozmezí asi 970–1050 hPa 3.7.2.3 Geografické rozložení tlaku vzduchu • hodnoty tlaku vzduchu přepočtené na hladinu moře – mapy izobar • akční centra atmosféry – oblasti s opakovanou tvorbou a zánikem stejných tlakových útvarů – v dlouhodobých průměrech výskyt uzavřených oblastí vyššího a nižšího tlaku vzduchu – centra stálá (permanentní) a sezónní • leden: – pás nízkého tlaku podél rovníku (výraznější tlakové níže nad Jižní Amerikou, Afrikou a Austrálií) – subtropy: azorská a havajská tlaková výše – mírné a subpolární šířky: stacionární tlakové níže (islandská a aleutská), sezónní tlakové výše (asijská a kanadská) – polární oblast – vzestup tlaku • červenec: – přesun rovníkového pásma nízkého tlaku vzduchu k severu – mexická a íránská níže, azorská a havajská výše zachovány – mírné a subpolární šířky – souvislý pás nízkého tlaku (stacionární tlakové níže, sezónní termicky podmíněné níže nad kontinenty) – polární oblast – vzestup tlaku 3.8 PROUDĚNÍ VZDUCHU • vyrovnávání tlakových rozdílů – proudění z oblasti vyššího tlaku do oblasti nižšího tlaku vzduchu • laminární proudění: malé rychlosti pohybu, tenká vrstva vzduchu (10-4 m) nad aerodynamicky hladkým povrchem • turbulentní proudění: z laminárního při překročení kritické rychlosti, závislé na příčném rozměru proudu, kinematické viskozitě vzduchu a teplotní instabilitě; představuje systém vírů různého měřítka • příčiny vzniku vírového proudění: a) termické (termická deformace proudění) nerovnoměrné zahřívání – deformace izobarických ploch – uzavřená cirkulace konvekční buňky b) dynamické (dynamická deformace proudění) velkoprostorové víry: rozložení tlakových útvarů, uchylující síla zemské rotace, odstředivá síla, síla tření maloprostorové víry: tvary aktivního povrchu • víry jsou energeticky vázány (energie větších vírů je spotřebovávána víry menšími) • pro existenci vírů je nutná dodávka vnější energie (např. tepelné) • denní perioda z hlediska intenzity turbulence: část nadadiabatická – maximum turbulence (insolace), část inverzní – minimum turbulence • víry určitých velikostí jsou charakteristické určitou orientací osy (velkoprostorové – vertikální, konvektivní a mezoprostorové – vertikální i horizontální, maloprostorové – libovolná) 3.8.1 Pohyb vzduchu v měřítku velkoprostorových vírů • horizontální složka pohybu vzduchu – vítr (rychlost, směr) • síly působící na horizontální pohyb vzduchu: a) síla horizontálního tlakového gradientu G – příčina pohybu b) uchylující síla zemské rotace A – uchylování pohybu částice c) odstředivá síla C – pohyb po křivočaré trajektorii d) síla tření R – proti směru pohybu (účinek AP, vnitřní tření v atmosféře) • pohybová rovnice objemu vzduchu o jednotkové hmotnosti dv/dt = G + A + C + R 3.8.1.1 Ustálený pohyb vzduchu bez tření • ustálený (stacionární) pohyb vzduchu – v každém bodě prostoru se nemění vektor pohybu (dv/dt = 0, tj. výslednice všech sil je nulová) • geostrofický vítr C = 0, R = 0, A = -G (přímkové izohypsy) v případě malého zakřivení izohyps se mu blíží horizontální proudění nad mezní vrstvou atmosféry • gradientový (cyklostrofický) vítr R = 0 cyklona: anticyklona: • cyklona – gradientový vítr obtéká střed proti směru otáčení hodinových ručiček • anticyklona – gradientový vítr obtéká střed po směru otáčení hodinových ručiček 3.8.1.2 Ustálený pohyb vzduchu se třením • přímkové izobary (izohypsy): C = 0, -G = A + R • křivočaré izobary (izohypsy): • cyklona: anticyklona: -G = A + C + R - (G + C) = A + R • vektor větru se uchyluje od vektoru G směrem k nižšímu tlaku o úhel β • průměrná hodnota β je 60º, na moři 75º, na pevnině 50º, s výškou β roste (zmenšování tření) • proudnice v cyklonách uchýleny k jejich středu, v anticyklonách od středu • účinkem R klesá rychlost větru při zemi asi na polovinu geostrofického či gradientového, nad oceány na 2/3 • vítr se s výškou stáčí doprava a roste jeho rychlost (Eckmannova spirála) 3.8.1.3 Pole větru • proudnice – vyjadřují okamžitý stav pole proudění, vektor rychlosti je v každém bodě proudnice její tečnou • čím je větší hustota proudnic, tím větší je rychlost pohybu • podle průběhu proudnic – body konfluence (střed cyklony) a difluence (střed anticyklony), linie konfluence a difluence (konfluence a difluence jednostranná) • konfluence a difluence nastává vlivem barického pole a vlivem tvarů reliéfu • deformační pole (barické sedlo): x – osa roztažení, y – osa stlačení (frontogeneze, frontolýza) • vliv reliéfu se projevuje hlavně při indiferentním a stabilním zvrstvení (instabilní – konvekční buňka) • obtékání konvexních tvarů: – návětrná strana – difluence proudnic, výstupná proudění – závětrná strana – konfluence proudnic, sestupné pohyby • konkávní tvary: konfluence proudnic • orografické zrychlení nebo zpomalení proudění • zvlnění proudnic při přetékání horské překážky (až dvacetinásobek relativní výšky) 3.8.1.4 Denní chod rychlosti a směru větru • denní chod rychlosti: a) pevninský (přízemní) typ – max kolem poledne, min kolem půlnoci b) mořský (výškový) typ – opačný • tyto rozdíly souvisí s denním chodem intenzity turbulence – při konvekci se transportuje i horizontální rychlost částic, ve výšce brzdící účinek na relativně rychle se pohybující vzduch vertikální rozměr přízemního vyrovnávacího proudění – zmenšení vede k růstu rychlosti • směr větru: – přízemní typ – dopoledne stáčení vpravo, po kulminaci rychlosti vlevo – výškový typ – naopak 3.8.2 Místní větry a místní cirkulační systémy • místní větry – účinek výrazného reliéfu na všeobecnou cirkulaci atmosféry a) fén b) bóra – přetékání studeného vzduchu přes horské překážky lemující pobřeží; nejdříve se hromadí, pak přetéká průsmyky a sedly; prudký pokles teploty (podtéká pod relativně teplý vzduch – vlnobití); výskyt: pobřeží Jadranu, oblast Novorosijska, Nová Země, Bajkal; místní názvy: údolí Rhôny - mistral • místní cirkulační systémy – rozdíly v energetické bilanci aktivního povrchu (změny fyzikálních vlastností AP, utváření reliéfu), změna orientace mezi dnem a nocí, vzhledem k rozměru a malé rychlosti se projevuje uchylující síla zemské rotace méně – proudění protíná izobary (izohypsy) a) brízy (pobřežní vánky) – důsledek teplotních rozdílů mezi mořem a pevninou za jasného a klidného počasí; vertikální rozměr je 1-2 km, rychlost 3-5 m.s-1 – mořský vánek – vane v období insolace z moře na pevninu – pevninský vánek – vane v noci z pevniny na moře b) horské a údolní větry – kombinace systému podélné a příčné cirkulace v horských údolích – mocnost cca do 200 m, rychlost kolem 5 m.s-1 – příčná cirkulace – výstupný (anabatický) a sestupný (katabatický) pohyb vzduchu podél ozářených resp. ochlazených svahů – podélná cirkulace: horský vítr – katabatické proudění studeného vzduchu údolím dolů údolní vítr – anabatické proudění teplého vzduchu údolím nahoru c) ledovcový vítr – nárazovité katabatické proudění, vznikající ochlazováním přízemní vrstvy vzduchu od povrchu ledovců; výskyt na údolních a dalších typech ledovců (včetně ledovcových štítů) – směrová stabilita – typy s jednoduchým a zdvojeným chodem • mechanismus vzniku ledovcového větru: • vznik horizontálního tlakového gradientu mezi ochlazeným vzduchem nad ledovcem a teplejším vzduchem ve stejné úrovni nad nižší částí ledovcového splazu • teplotní rozdíl mezi chladnějším vzduchem nad ledovcem a teplejším vzduchem v jeho předpolí – opačný směr tlakového gradientu při zemi a ve výšce 3.8.3 Vírová proudění maloprostorového měřítka • vázány na konvektivní bouře - soubor atmosférických jevů generovaných konvekcí, doprovázející vznik kumulonimbu (Cb): bouřka, intenzivní dešťové přeháňky nebo kroupy, krátkodobě zesílený vítr • jádrem konvektivní bouře je tzv. konvektivní buňka (cela), pro níž jsou typické intenzivní výstupné a sestupné pohyby • konvektivní bouře lze dělit na: a) jednobuněčné bouře - tvořeny jedním jádrem, průměrný životní cyklus asi 30 minut, ve stadiu tzv. zralé buňky probíhají na její přední straně intenzivní výstupné a v její týlové části intenzivní sestupné pohyby b) multicely - tvořeny několika vzájemně se ovlivňujícími buňkami v různém stadiu vývoje; trvání až několik hodin; během životního cyklu multicely může vznikat a zanikat až několik desítek jednotlivých buněk c) supercela - složena z jediné buňky; od multicely se liší především přítomností rotujícího cyklonálního mezoměřítkového víru, který se stáčí postupně doprava; nejextrémnější projevy počasí (přívalové srážky, elektrická aktivita, krupobití a silné větry) • jevy spojené s prouděním vázané na konvektivní bouře: a) húlava - silný nárazovitý vítr, vázaný na výrazné rozhraní mezi teplým vzduchem v okolí bouřky a studeným vzduchem z bouřky vytékajícím; výskyt na studených frontách či čarách instability před nimi b) downdraft, downburst, macroburst, microburst – downdraft - silný sestupný proud či propad studeného vzduchu – downburst - silný sestupný proud či propad studeného vzduchu, který při zemi získává podobu prudkého divergujícího větru s ničivými účinky, podobnými tornádu: – 1) macroburst - horizontální rozměry přes 4 km – 2) microburst - horizontální rozměr do 4 km, z hlediska intenzity nebezpečnější c) tromba - vír v atmosféře s jinou než horizontální osou a s průměrem řádově jednotek, desítek, výjimečně i stovek metrů – malé tromby - nesouvisejí s konvektivní bouří; tvoří se od země vzhůru v silně přehřátém vzduchu nad pevninou; dosahují do výšky několika desítek až stovek metrů; lze je pozorovat v létě i v mírných zeměpisných šířkách (prachové nebo písečné víry) – velké tromby - vznikají ve vyšších výškách ovzduší při labilním teplotním zvrstvení a jsou vázány na kumulonimby, z nichž se spouštějí směrem k zemskému povrchu (pseudotornádická tromba - výskyt kondenzačního chobotu pod Cb, kdy nebyl prokázán dotek chobotu se zemským povrchem či vodní hladinou) d) tornádo - silně rotující vír s vertikální osou pod spodní základnou supercely (důsledek rotace uvnitř supercely a intenzivního střihu větru mezi výstupným a sestupným proudem); rotace tornáda - většinou cyklonální charakter – některé supercely mohou produkovat až několik tornád (slabá tornáda - nejsou vázána na supercely) – savé víry – menší víry, rotující po obvodu tornáda, způsobující ostře lokalizované a značně intenzivní, škody • hodnocení škod – Fujitova stupnice intenzity tornád F0-F5 (od 2007 „Enhanced Fujita scale“ – EF, používá dodatečné indikátory škod pro lepší odhad rychlosti větru) Tab. 3 Fujitova stupnice intenzity tornád F-1 částečně poničená krytina střech; jedoucí automobily vytlačované ze silnice; kůlny, garáže silně poškozené nebo zničené; větší stromy s pevnějšími kořeny výjimečně vyvrácené a přelomené F-2 střechy některých budov stržené; mobilní domy a chatrnější stavby zničené; zděné domy bez vážnějších poškození zdí; lehčí auta nadnášena; většina izolovaně rostoucích velkých stromů vyvrácena nebo přelomena F-3 stržené střechy a zbořené zdi i u dobře postavených budov; převržená auta; převrácené vlaky; většina stromů v lese vyvrácena F-4 železobetonové budovy významně poškozené; cihlové a kamenné budovy těžce (neopravitelně) poškozené; méně pevné budovy srovnané se zemí; trosky chatrných budov rozptýlené do velkých vzdáleností od svých základů; auta unášena těsně nad zemí nebo odtažena na velké vzdálenosti; pahýly stromů úplně zbaveny kůry F-5 železobetonové budovy těžce poškozené, ostatní budovy zcela zničené; auta přenášena vzduchem jako projektily na značné vzdálenosti; pole zcela bez vegetace, úroda vytrhaná i s kořeny