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 coszS
• 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
f
• 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 = 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)
p
p
p
• 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 (- = -dp/dn – jednotky hPa na 110/111 km)
- závisí na tangentě úhlu sklonu izobarických ploch k horizontální rovině
- 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