METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE

METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE

Meteorologie je fyzikální vìda o atmosféøe a její stavbì, vlastnostech a v ní probíhajících procesech. Mezi hlavní úkoly meteorologie patøí studium

složení a stavby atmosféry,

obìhu tepla a tepelného režimu atmosféry,

obìhu vody vèetnì její interakce se zemským povrchem,

všeobecné cirkulace atmosféry a místní cirkulace,

elektrického pole atmosféry,

optických a akustických jevù v atmosféøe.

Meteorologové se zajímají o nižší èásti atmosféry (do výšky cca 35 km). Vyšší sféry atmosféry zkoumá aeronomie.

Klimatologie je fyzicko-geografická disciplína a je chápána jako nauka o podnebí, tj. dlouhodobém režimu atmosférických podmínek. Ty jsou typické pro urèitá místa zemského povrchu.

V rámci meteorologie a klimatologie existují dva subsystémy - atmosféra a aktivní povrch. Meteorologie zkoumá vztahy mezi nimi, kdežto klimatologie zkoumá aktivní pùsobení mezi obìma subsystémy.

Okamžitý stav atmosféry leze charakterizovat

a.      meteorologickými prvky, tj. vlastnostmi, které lze fyzikálnì mìøit a jejich souhrn ukazuje stav poèasí;

b.      meteorologickými jevy, tj. takovým stavem atmosféry, který nelze mìøit, ale lze jej kvalitativnì posoudit (napø. druhy oblakù, druhy srážek, optické a akustické jevy v atmosféøe aj.).

Nejzákladnìjším meteorologickým prvkem je teplota vzduchu v zastínìném prostøedí 2 m nad zemí. Druhým nejdùležitìjším prvkem jsou srážky v mm (1 mm = 1 l vody na 1 m²). Dalšími dùležitými prvky jsou tlak a vlhkost vzduchu, smìr a rychlost vìtru, výpar, stupeò pokrytí oblohy oblaky, sluneèní svit, pøízemní teplota vzduchu, maximální teplota bìhem dne, minimální teplota bìhem noci aj.

V atmosféøe nebo na zemském povrchu lze pozorovat zvláštní úkazy, tzv. meteory (meteorologické jevy), které podle charakteru dìlíme na hydrometeory, litometeory, fotometeory a elektrometeory.

Podnebí (klima) je oproti variabilnímu poèasí pojmem vyznaèujícím se relativní stálostí. K podnebí ještì pøistupují

klimatotvorné procesy (pøíjem, pøemìna a výdej energie, obìh vody) a

klimatotvorné faktory, které lze rozdìlit na

a.       astronomické (mají svùj pùvod ve vlastnostech Zemì, jejím tvaru, sklonu zemské osy, složení atmosféry atp.),

b.      geografické (napø. rozložení oceánù a kontinentù, orografie, zemská tektonika a geologické procesy s ní spjaté, vlastnosti vegetaèního krytu atd.)

c.       cirkulaèní (pøedstavují pøenos a výmìnu vzduchových hmot),

d.      antropogenní (pøedstavují jak úmyslné, tak neúmyslné zasahování a ovlivòování pøirozeného stavu a rovnováhy atmosféry i zemského povrchu èlovìkem).

HISTORIE A VÝVOJ METEOROLOGIE

První projevy meteorologie se projevily již v antickém Øecku (výraz “meteorologika” použil poprvé Platón ve 4. stol. pø. Kr.). Další rozvoj zažila meteorologie v období renesance, která pøinesla vynález teplomìru a tlakomìru. Od této doby se meteorologie rozvíjí do dneška.

První stálé pozorování teploty vzduchu bylo zapoèato r. 1664 v Paøíži, avšak èást musela být homogenizována. Nejstarší èeskou meteorologickou øadou je øada “klementinská”, která má svùj poèátek v roce 1771, pøerušovaná mìøení však probíhala již od roku 1752. Od roku 1816 vznikají v èeských zemích hydrometeorologické stanice a ty pracují do dneška. V druhé polovinì 19. stol. vznikla na našem území rozsáhlá sí srážkomìrných stanic, která je v souèasnosti redukována. Samostatná meteorologická služba vznikla bezprostøednì se vznikem Èeskoslovenska (Státní ústav meteorologický, který sledoval poèasí a zabezpeèoval leteckou dopravu; Státní ústav bioklimatický, který poskytoval informace a služby pro zemìdìlství; Státní ústav hydrologický, který pozoroval srážky). Roku 1954 vznikl jednotný Hydrometeorologický ústav, který nese od roku 1968 jméno Èeský hydrometeorologický ústav. Sídlí v Praze - Komoøanech a má tøi odbory:

meteorologie a klimatologie,

hydrologie,

ochrana èistoty ovzduší.

WMO - Mezinárodní meteorologická organizace

Jejím úkolem je celosvìtová koordinace sledování jevù a procesù v atmosféøe a pøedávání informací jednotlivým státùm. Èeskou meteorologickou organizací je Èeský hydrometeorologický ústav.

ORGANIZACE METEOROLOGICKÉHO POZOROVÁNÍ V RÁMCI ÈESKÉ REPUBLIKY

Meteorologické pozorování je realizováno sítí meteorologických stanic, které mají rozlièné pozorovací úkony a dìlí se na

pozemní - ty se dále dìlí na

synoptické - jsou nejdùležitìjší skupinou, jejich poèet je mezi 30 až 40. Výsledky jejich mìøení jsou pøedávány do Prahy - Komoøan a dále do celosvìtové výmìnné sítì (odesílány v 0, 6, 12 a 18 h svìtového èasu). Výsledky z tìchto stanic se používají pro tvorbu meteorologických modelù.

klimatologické - výsledky jejich mìøení se sestavují do mìsíèních výkazù a ty se odvádí se do Prahy - Komoøan. Výsledky charakterizují klima a získávají se v 7, 14 a 21 h našeho èasu. Prùmìrná teplota vzduchu se vypoète takto: T_d = (T₇ + T₁₄ + 2T₂₁)/4. Klimatologické stanice užívají narozdíl od stanic synoptických manuálních metod. Klimatických stanic je pøibližnì 270. Funkci klimatologických stanic plní i stanice synoptické. Data namìøená v klimatologických stanicích jsou odvedena do Prahy - Komoøan, kde by mìla být zpracovávána podle doporuèení WMO (období 30 let).

srážkomìrné - mìøí množství srážek èi výšku snìhové pokrývky. Srážkomìrných stanic je kolem 600. Data namìøená v srážkomìrných stanicích jsou odvedena do Prahy - Komoøan a mìla by být stejnì jako data z klimatologických stanic zpracovávána podle doporuèení WMO.

aerologické - provádìjí aerologická mìøení pomocí meteorologických sond vypouštìných balóny. Civilní aerologická stanice je v Praze - Libuši a vojenská v Prostìjovì. Sonda se dostane tak vysoko, dokud balón nepukne. Sonda se pak snese na padáku. Výška dosahu aerologických mìøení je 20 až 35 km. Aerologická mìøení se týkají troposféry a spodní stratosféry a k mìøení dochází jednou za 6 h. Aerologická mìøení pøinášejí i informace o tlaku vzduchu a rychlosti a smìru vìtru ve výšce.

radiolokaèní - v Èeské republice se nacházejí dva meteorologické radiolokátory (vrchol Praha v Brdech a Skalky v Drahanské vrchovinì). Jejich dohlednost je omezena kružnicí o polomìru 256 km, avšak znaèný vliv má morfologie. Radiolokátory sledují oblaèné pásmové pole a intenzivnìjší srážkové jevy.

DRUŽICOVÁ METEOROLOGIE

Meteorologické družice dìlíme na

geostacionární - jsou na obìžné dráze shodné s rovinou rovníku ve vzdálenosti od Zemì 35 900 km. Pro evropsko-africký prostor se užívá družice Meteosat (EU). Dalšími družicemi jsou indická Insat, která sleduje støední Asii, japonská GMS, která sleduje Daleký východ, a americké GOES-E a GOES-W.

polární - mají nejvìtší význam pro meteorologická pozorování a modelování. Polární družice obíhají po dráze podobné poledníkovému prùmìtu. Jejich obìžná dráha je ve vzdálenosti 800 až 900 km od zemského povrchu. Nejpoužívanìjšími družicemi jsou americké družice øady NOAA. Polární družice zobrazí pouze kolem 1 milionu km² povrchu Zemì. Podávají informace o oblaèných polích a teplotních pomìrech na horní èásti atmosféry.

Družicové informace jsou pøijímány a vyhodnocovány v Praze - Libuši.

VZDUCH A ATMOSFÉRA

Atmosféra je plynná substance obepínající zemské tìleso a tvoøící pøechod od zemského tìlesa do meziplanetárního prostoru. Atmosféru èleníme podle tøí kritérií:

zmìny teploty vzduchu s výškou,

elektrických vlastností vzduchu a

z hlediska vlastnosti promíchávání vzduchu.

ZMÌNA TEPLOTY VZDUCHU S VÝŠKOU

Zmìna teploty vzduchu s výškou souvisí s vydìlováním jednotlivých sfér (troposféra, stratosféra, mezosféra, termosféra, exosféra), mezi nimiž jsou úzké pøechodné pásy zvané pauzy (tropopauza, stratopauza, mezopauza, termopauza). Smysl ve vydìlování sfér je v tom, že zmìna teploty vzduchu s výškou má pokaždé jiný charakter. Pokles teploty se zastavuje na horní hranici troposféry. V horní stratosféøe teplota vzduchu s výškou stoupá, v mezosféøe klesá, v termosféøe se nemìní nebo stoupá a v exosféøe klesá.

Nejvíce vzdušné složky je soustøedìno v troposféøe - zde je obsažena rozhodující èást celkové vzduchové hmoty, a to celkovì asi 4/5 vzduchu (v nízkých zemìpisných šírkách, tj. na rovníku, je v troposféøe obsaženo 90 % celkového vzduchu a v mírných a vysokých zemìpisných šírkách 75 % vzduchu). Rozložení vzduchové hmoty se mìní vlivem otáèení Zemì, resp. vlivem rotaèního zrychlení. Výška troposféry dosahuje na rovníku 16 až 18 km, nad póly 7 až 9 km. Ve støedních zemìpisných šírkách je její prùmìrná výška 11 km. Výška troposféry je z hlediska èasu nestálá, její mezidenní promìnlivost mùže dosahovat až nìkolika km, kromì toho se mìní v závislosti na roèní dobì a celkové povìtrnostní situaci. Nestálost je dána existencí 4 hlavních vzduchových hmot mezi rovníkem a zemským pólem:

ekvatoriální,

tropická,

polární (mírných šírek),

arktická, resp. antarktická.

Mezi tìmito vzduchovými hmotami se vyskytují pøechodné oblasti mající charakter naklonìné roviny. Tyto oblasti zveme hlavní atmosférické fronty, pøièemž každá z nich má jiné vlastnosti a jinou výšku. Výška tropopauzy je v místì pøechodu mezi dvìma vzduchovými hmotami tvoøena dvìma body - smìrem vertikálním teplota klesá, stagnuje, roste a opìt klesá a stagnuje. Oblasti horní hranice troposféry jsou dùležité z hlediska tryskových proudìní (jet-streamù), což jsou proudy, které jsou schopny obepnout celou Zemi. Prùmìrná povrchová teplota vzduchu je udávána jako + 15 C, avšak prùmìrná teplota v rovníkových oblastech je + 26 až + 27 C a na severním pólu  23 C. Na horní hranici troposféry je teplota nad rovníkem  70 C a nad severním pólem  45 C (v létì) až  65 C (v zimì). Tlak vzduchu na zemském povrchu je 1013,25 hPa (v 0 m n. m. a pøi 0 C), na horní hranici troposféry dosahuje 1/5 (na pólech) až 1/7 (na rovníku) této hodnoty. Oblasti do výšky 1 až 2 km nad zemským povrchem zveme planetární mezní vrstva. V této èásti troposféry je patrný vliv tøení pohybujícího se vzduchu o zemský povrch. V mezní vrstvì je vyvinuta termická konvekce a termická turbulence. Termická konvekce je výstupní pohyb teplého vzduchu ze spodních hladin vzhùru. Omezuje se buïto na výšku planetární mezní vrstvy nebo proniká do vìtších výšek. Termická turbulence je víøivé neuspoøádané vzduchové proudìní vázané planetární mezní vrstvou. Nad planetární mezní vrstvou jsou vlastnosti vzduchu urèovány parametry Zemì. V planetární mezní vrstvì je soustøedìno 50 % atmosférické vody. Pøízemní vrstva troposféry neboli Prandtlova vrstva dosahuje do výšky 80 až 100 m nad zemský povrch a je pro ni typické soustøedìní pravidelných noèních inverzí vzduchu pøi jasných nocích. Jde vlastnì o spodní ochlazení vzduchu vlivem chladnutí zemského povrchu. Vlastnosti Prandtlovy vrstvy jsou definovány ovlivòováním vlastnostmi zemského povrchu. Tropopauza je pøechodná vrstva mezi troposférou a stratosférou. V tropopauze se pokles teploty zastavuje a pøípadnì mìní na vzestup.

Stratosféra je oblast atmosféry od horní hranice troposféry do výšky 50 km. Teplota se s výškou do 20 km nemìní, od 22. až 25. km stoupá. Na horní hranici troposféry dosahuje hodnot 0 až + 15 C. Spodní èást stratosféry (mezi výškami 18 až 30 km) je charakterizována zvýšeným podílem ozónu (trojatomového kyslíku), a je nìkdy zvána ozónosféra. Ozón, který pohlcuje sluneèní záøení a silnì se zahøívá, je pøíèinou vzestupu teploty s výškou. Obsah ozónu je zde nepatrný a byl-li by redukován na normální tlak 1013,25 hPa pøi teplotì 0 C vytváøel by vrstvièku o tloušce pøibližnì 3 mm. Stratosférický ozón je udáván v Dobsonových jednotkách (D. U.) a hodnota jeho redukované výšky odpovídá 300 D. U. Z toho vyplývá, že 1 D. U. odpovídá 0,01 mm ozónové vrstvy. Více ozónu se nachází v nízkých zemìpisných šírkách. Ve spodní èásti stratosféry (ve výšce kolem 25 km) se mùžeme v nìkterých oblastech (napø. Skandinávii) setkat s perleovými oblaky, které mohou signalizovat pøítomnost vodních par, kterých je jinak ve stratosféøe minimální množství. Nad stratosférou se nachází stratopauza a oddìluje ji od mezosféry.

Mezosféra se nachází mezi 50 až 80 km výšky. V této èásti atmosféry teplota vzduchu s výškou klesá a v blízkosti horní hranice dosahuje ve vysokých zemìpisných šírkách hodnot  80 až  90 C (v létì) a  40 až  50 C (v zimì). V mezosféøe, podobnì jako ve stratosféøe, dochází k intenzivním fotochemickým reakcím, kdy je spotøebovávána urèitá èást sluneèního záøení a dochází ke vzniku ozónu a elektrických èástic. Stratosféra a mezosféra jsou nìkdy souhrnnì zvány chromosféra. Pro mezosféru jsou typické noèní svítící oblaky ve výškách kolem 70 km a ve vyšších zemìpisných šírkách. Tyto oblaky jsou možná spjaty se sopeèným prachem z obrovských erupcí. Nad mezosférou je ve výšce 80 až 85 km mezopauza.

Termosféra se rozkládá od mezopauzy do výšky 500 až 700 km. Do výšek 200 až 300 km je pro ni charakteristický výrazný vertikální rùst teploty, který dosahuje øádu stovek C. Ve 100 km dosahuje teplota  50 C (v noci) až + 100 C (ve dne) a ve 300 km dosahuje + 100 C (v noci) až + 600 C (ve dne). Jedná se však spíše o teplotu rychle se pohybující èástic o malé hustotì. Nad termosférou se nachází termopauza.

Nejvyšší èástí atmosféry Zemì je exosféra, která již tvoøí pøechod do volného meziplanetárního prostoru. Horní hranice exosféry se pohybuje mezi 2 000 až 40 000 km nad zemským povrchem. Obecnì se horní hranice exosféry klade do prostoru, kde je hustota hmoty desetinásobná oproti hustotì meziplanetárního prostoru.

ELEKTRICKÉ VLASTNOSTI VZDUCHU

Podle elektrických vlastností vzduchu atmosféru vertikálnì èleníme na neutrosféru a ionosféru. Hranice mezi nimi se nachází ve výšce 60 až 70 km nad zemským povrchem.

V neutrosféøe jsou molekuly elektricky neutrální a nepùsobí odraz rádiových vln. Od ionosféry je oddìlena neutropauzou.

Ionosféra je elektricky vodivá atmosférická vrstva a zasahuje do výšky až 500 km. Ionty tvoøí v ionosféøe až 3 % procenta vzduchové hmoty. Ionosféra je významná z hlediska pøenosu rádiových vln a dále jako prostøedí, ve kterém je elektromagnetické pole Zemì. Ve výškách od 80 km nad zemským povrchem se mùžeme setkat s polární záøí (aurora borealis/australis), jejíž pøíèinou je vztahování korpuskulárního záøení Slunce do magnetického pole Zemì a následné vyvolání svìtelného efektu. Polární záøe se vyskytují pøedevším v období intenzivní sluneèní èinnosti, a to zvláštì v severních a jižních polárních oblastech v okolí magnetických pólù. Aby vznikla polární záøe, musí být v poøádku magnetické pole Zemì, jinak sluneèní èástice dorazí až k zemskému povrchu.

VLASTNOSTI VZDUCHU Z HLEDISKA JEHO PROMÍCHÁVÁNÍ

Homosféra je èást atmosféry Zemì, v níž se podstatnì nemìní objemové zastoupení plynù. Homosféra zasahuje do výšky kolem 90 km; nad ní se nachází heterosféra. V heterosféøe vlivem disociaèních procesù nabývají nìkteré látky na významu (ubývají plyny tìžší než vzduch), avšak toto neplatí pro kyslíko-dusíkový pomìr. V heterosféøe se setkáme s koncentrací specifických látek, jako napø. sodíku, hélia èi hydroxylových radikálù.

SLOŽENÍ VZDUCHU

Vzduch je smìsí plynù, kapalných i pevných èástic (kapalné a pevné souhrnnì zvány aerosoly), která vytváøí atmosféru Zemì. Aerosoly jsou èásteènì pùvodní (kosmický prach, vulkanický prach, èástice z požárù, látky z povrchu oceánu a povrchu pùd, aeroplankton) a èásteènì antropogenní (zdrojem je prùmysl a doprava).

Složení atmosféry

Hlavními plyny v atmosféøe jsou dusík N₂ (78,04 %), kyslík O₂ (20,95 %), argon Ar (0,93 %) a oxid uhlièitý CO₂ (r. 2003: 0,0376 %; r. 1968: 0,03 %; r. 1800: 0,026 %). Roèní nárùst CO₂ je 0,00016 % (1,6 ppm). Ostatními plyny zastoupenými v atmosféøe jsou neon Ne (0,0018 %), hélium He (0,0005 %), metan CH₄ (0,0002 %), krypton Kr (0,0001 %), vodík H₂ aj.

Poznámka: Pro látky zastoupené v malém množství užíváme jednotky ppm, pøièemž 1 ppm = 0,0001 %; 100 % = 1 000 000 ppm.

VODNÍ PÁRA V ATMOSFÉØE I.

Vodní pára je v atmosféøe obsažena ve velmi promìnlivém množství; u zemského povrchu v prùmìru od 0 do 3 % objemu (v reálu 0,2 až 2,5 %). Obsah vodní páry je významnì ovlivòován teplotou. Nejvìtší hodnoty obsahu vodní páry nalezneme v oblastech podél rovníku a nejnižší naopak v polárních oblastech (hlavnì v Antarktidì).

Vodní pára pøechází do atmosféry výparem, který dále dìlíme na evaporaci (výpar odehrávající se v anorganickém prostøedí; fyzikální výpar) a transpiraci (výpar odehrávající v organickém prostøedí, fyziologický výpar). Celkový výpar zveme evapotranspirace. V pøírodì je však obtížné výpar mìøit, a proto pro potøeby mìøení nahrazujeme výpar výparností, což je výpar za ideálních podmínek (na zemském povrchu je dostatek vody, která se mùže vypaøovat) a simuluje podmínky výparu nad volnou vodní hladinou. V hydrologii je výpar zván “klimatologická výparnost“. V rùzných podnebných pásech je odlišný pomìr evaporace a transpirace. Smìrem od pólù k rovníku narùstá podíl transpirace s výjimkou horkých oblastí podél obratníkù. V našich zemìpisných šírkách pøevažuje transpirace nad evaporací.

Z fyzikálního hlediska jsou vodní molekuly v pohybu a nìkteré v tak velkém, že dokáží pøekonat povrchové napìtí a vstoupit do atmosféry. Pøevažují-li molekuly, které pøecházejí z vody do atmosféry, dochází k výparu. Opakem výparu je kondenzace, kdy pøechází voda ze skupenství plynného do skupenství kapalného. Je-li mezi tokem výparu a tokem kondenzace rovnováha, jedná se o stav nasycení. Nasycení je charakterizováno maximálním možným množstvím vodních par ve vzduchu. Podmínky, za nichž je vzduch nasycen vodními parami:

teplota vzduchu T - se vzrùstající teplotou geometricky roste maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;

tlak vzduchu p - s klesajícím tlakem vzduchu stoupá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;

skupenství (stav vody, z níž k výparu dochází) - v okolí ledového povrchu je maximální možné množství vody ve vzduchu menší než v okolí kapalné vodní hladiny);

zakøivení povrchu vodní hladiny - s rùstem polomìru zakøivení klesá množství vody obsažené ve vzduchu (napø. velká vodní kapka - analogie ledu; malá kapka - analogie kapalné vodní hladiny);

obsah rozpuštìných solí - se zvyšujícím se obsahem solí, klesá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu;

elektrický náboj vodního prostøedí - se zvyšujícím se obsahem elektrických nábojù, klesá maximální možné množství vody obsažené ve vzduchu.

VLHKOST VZDUCHU A JEJÍ ZÁKLADNÍ CHARAKTERISTIKY

Tlak (napìtí) vodní páry e vyjadøuje dílèí (parciální) tlak vodní páry ve smìsi se suchým vzduchem. Je-li vzduch vodními parami nasycený, nahrazujeme e tlakem vodních par pøi nasycení E. Obì velièiny se udávají v hPa. Tlak vodních par v okolí vody v pevném skupenství je odlišný od tlaku vodních par v okolí kapalné vody.

Pomìrná (relativní) vlhkost vzduchu r vyjadøuje pomìr skuteèného tlaku vodní páry e k maximálnì možnému tlaku nasycení E pøi dané teplotì. r vyjadøuje stupeò nasycení vzduchu vodní párou. r = e/E * 100 %

Pøi 100% r je dosaženo stavu nasycení.

Sytostní doplnìk d vyjadøuje rozdíl mezi tlakem nasycení a skuteèným tlakem vodní páry. Udává kolik vodní páry chybí, aby se vzduch stal nasyceným. d udáváme v hPa.  d = E e

Absolutní vlhkost vzduchu a udává hmotnost vodní páry obsažené v jednotce objemu vzduchu neboli hustotu vodní páry. Udává se v g * m^-3  a = 1,22e

Mìrná (specifická) vlhkost vzduchu s udává hmotnost vodní páry obsažené v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu. s je bezrozmìrná velièina a je stálá v mìnícím se tlakovém, teplotním a hustotním prostøedí. Pøi vertikálním pohybu vzduchu se s nemìní.

Teplota rosného bodu t je teplota, pøi níž se vzduch následkem ochlazování stane nasyceným (r dosáhne 100 %), aniž mu byla dodána vodní pára zvnìjšku. Pøi poklesu teploty pod t obvykle dochází ke kondenzaci vodní páry obsažené ve vzduchu a následnému poklesu t. Pøi r menší než 100 % je t vždy nižší než teplota vzduchu. Napø. teplota vzduchu pøi ochlazování je 20 C a tlak vodní páry je 24 hPa. t je 15 C a tlak vodní páry 18 hPa. r je 18/24 * 100, tedy 75 %. r se stále zvyšuje, a to až do teploty 15 C, kdy je dosaženo stavu nasycení (r = 100 %) a zaèíná se tvoøit rosa nebo mlha. Teplota vzduchu klesne až na 10 C a tlak na 12 hPa. Na stejnou teplotu klesne i t. 6 hPa se “ztratí”, vytvoøí se z nich rosa nebo mlha.

Poznámka: Celá promìnlivost atmosférického poèasí je založena na rùzném množství vody pøi teplotních, tlakových a hustotních situacích.

Vodní pára je vysoce radiaènì aktivní plyn mající vysoký význam pøi procesech pohlcování záøení a vydávání vlastního záøení. Fázové zmìny skupenství, které se odehrávají na zemském povrchu, jsou spojeny s toky tepla spotøebovaného pøi výparu a jsou dùležité pro výmìnu energie mezi zemským povrchem a atmosférou.

Závislost tlaku vodních par na teplotì

Poznámky: V atmosféøe se voda v pevném stavu vyskytuje až pøi teplotách nižších než 12  C.

Kapalná voda se mùže v atmosféøe vyskytovat do teploty 40 C.

Z tabulky vyplývá, že se stoupající teplotou roste tlak vodních par pøi nasycení.

Bergoron-Findeisenova teorie srážek

Jestliže se blízko sebe nachází kapalná vodní èástice a ledová èástice, tak v kapalné vodní èástici dojde ke stavu pøesycení a zaène se vypaøovat do ledové èástice. Ledová èástice desublimuje (pøechod od plynu v pevnou látku), zvìtšuje se, pøejímá vodní páry z kapalné vodní èástice. Ledová èástice se nakonec tak zvìtší, až ji neudrží výstupné proudy a zaène padat k zemi. Tento jev je zván difusní pøenos. Èástice mùže pøi pádu k zemi nabalovat jiné èástice a rùst, ale nemusí nakonec na zemský povrch dopadnout, nebo dosáhne takové velikosti, kdy se rozpadne. Proces nabalování zveme koagulace.

Všechny srážky mají v zárodeèné èásti pevné skupenství s výjimkou oblastí nízkých šírek a mírných šírek v létì.

KONDENZACE VODNÍ PÁRY V OBLACÍCH

Ze zemského povrchu je prostøednictvím výparu dodáno do atmosféry mnoho vodní páry. Jakmile se atmosféra nasytí, dojde ke kondenzaci vodních par.

Od zemského povrchu díky oteplování sluneèními paprsky se vzduch ohøívá a vystupuje vzhùru. S rostoucím stoupáním však dojde k chladnutí par až k úrovni stavu nasycení a jejich kondenzaci. Vzniknou oblaky.

Aby ke kondenzaci vodních par došlo, je nutná pøítomnost kondenzaèních jader, kterých je ve vzduchu dostatek. Kondenzaèní jádra jsou aerosolové èástice v atmosféøe, které mají vhodné fyzikální vlastnosti k tomu, aby se staly centry kondenzace vodní páry a napomáhaly pøechodu vody z fáze plynné do fáze kapalné. Tím pádem kondenzaèní jádra napomáhají vzniku zárodeèných vodních kapek. Kondenzaèní jádra mají rozmìry od 10^-8 do 10^-5. Kondenzaèní jádra jsou tvoøena drobnými krystalky moøských solí, jež se do atmosféry dostávají následkem vypaøování vodních kapek odstøikujících z moøské pìny. Èástice vìtší jak 10^-6 zveme obøí kondenzaèní jádra. Obøí kondenzaèní jádra jsou tvoøena antropogenními exhaláty, prachem èi vìtšími èásticemi solí. Pro pøechod obøích jader do atmosféry je nutné jejich uvolnìní vyvinutím intenzivní termické konvekce. Pøi termické konvekci se od ohøátého zemského povrchu ohøeje vzduchová èástice, které se øíká vzduchový valounek, a ta získá schopnost odtrhnout èástici zemì a výstupným pohybem ji odnést. Takováto termická konvekce je možná jen v tropech a v létì v mírném pásu.

Rozdíl zakøivení vodní hladiny vùèi rovné hladinì kondenzaèních jader

Mezi malou a velkou vodní kapkou je tlak vodních par nasycen, ale malá kapka je bohatší vodou. Voda v malé kapce je v pøesyceném stavu a vypaøuje se do velké kapky a ta se tím pádem zvìtšuje. Jedná se o analogii ledové a vodní èástice (viz Bergoron-Findeisenova teorie srážek). Pøi nahromadìní vìtších kapek (pøíp. ledových krystalkù) dojde ke vzniku oblakù. Z toho vyplývá, že kapky mohou padat i z malých nebo smíšených oblakù.

S pøibývající koncentrací soli se snižuje tlak nasycení, z toho plyne, že výpar z hladiny oceánu je menší než výpar suchozemských hladin.

V prostøedí zneèištìné mìstské atmosféry je obsah solí v kapkách vìtší než v mimomìstské krajinì. Ve zneèištìném prostøedí mùže dojít k zažehnutí kondenzace døíve, než dojde k nasycení vodních par.

Ke kondenzaci dochází døíve než je dosaženo 100 % pomìrné vlhkosti vzduchu r. Na venkovì ke kondenzaci dochází pøi r = 98 až 99 % a v mìstì pøi r = 96 %. Se snižující se teplotou je kondenzát mnohem slanìjší a staèí již r = 85 % k zažehnutí kondenzace.

STAVOVÁ ROVNICE PLYNÙ A JEJÍ VYUŽITÍ V METEOROLOGII

Vzduch je takøka ideálním plynem, ve kterém platí základní fyzikální pravidla. Základními charakteristikami fyzikálního stavu plynù jsou tlak p, teplota T a hustota r. Stavová rovnice plynù má tvar

pV = RT ,

pøièemž R je plynová konstanta a V objem. Objem je vlastnì pøevrácená hodnota hustoty, tj. V = r . Plynová konstanta závisí na povaze plynu a èiní 287 m² * s^-2 * K^-1.

Stavovou rovnici lze pøepsat Clapeyronovým vzorcem

p r = RT nebo p = rRT .

TLAK VZDUCHU

Tlak vzduchu p je síla pùsobící v daném místì atmosféry kolmo na libovolnì orientovanou jednotkovou plochu a vyvolaná tíhou vzduchového sloupce sahajícího od hladiny, ve které se tlak zjišuje až k horní hranici atmosféry. Tlak vzduchu vyjadøujeme v hPa, pøípadnì v barech (ba) èi torrech. 1 torr = 1 mm rtuového sloupce

1 hPa = 1 mb 1 hPa = 4/3 torr 1 torr = 3/4 hPa

Prùmìrný tlak na Zemi pøi moøské hladinì a 0 C je 1 013,25 hPa, resp. 760 torr. Tlak vzduchu se mìní v závislosti na teplotì a nadmoøské výšce.

Nejvìtší tlak vzduchu èinil 1083,8 hPa a byl namìøen v prosinci 1968 na západní Sibiøi (konkrétnì stanice Agata) v centru asijské tlakové výše. Naopak nízký tlak vzduchu je spojen s oceány v okolí polárních kruhù (cirkumpolární oblasti). Zde se jedná o islandské èi aleutské tlakové níže na severu (925 hPa) a cirkumpolární oceán obklopující antarktické pobøeží na jihu (923 hPa). V tropických podmínkách je nízký tlak vzduchu spjat s centrálními èástmi tropických níží a mùže klesat i pod 900 hPa. Absolutnì nejnižší tlak, a to 870 hPa, byl namìøen roku 1979 v centru cyklony Tip, která zpustošila pobøeží Bengálského zálivu. Tlakové níže mohou mít teoreticky nejnižší hodnotu až 600 hPa, pøièemž takovéto propady tlaku jsou typické pro centra tornád. Nièivá síla tornád je spojena s pøechodem mezi tlakem vzduchu v centru tornáda a tlakem vzduchu uvnitø budovy. Budova má pak tendenci explodovat zevnitø.

Tlak vzduchu pøi standardních podmínkách a pøi 0 C v úrovni moøské hladiny je 1 000 hPa.

Ve výšce 5 km je 538 hPa (tj. pøibližnì polovina), v 10 km 262 hPa (tj. ètvrtina), v 15 km 120 hPa (tj. osmina) a ve 20 km 56 hPa (dvacetina).

Oblasti s pøevládajícím vysokým tlakem vzduchu jsou teplými èástmi troposféry a naopak oblasti s pøevládajícím nízkým tlakem vzduchu jsou studenými èástmi troposféry.

TEPLOTA VZDUCHU

Teplota vzduchu nám udává tepelný stav ovzduší. Teplotu udáváme ve C (znaèka teploty t) èi kelvinech K (znaèka teploty T).

0 K = 273,18 C (

Ve Spojených státech a nìkterých zemích Commonwealthu se teplota udává ve stupních Fahrenheita F.

1 C = 1,8 F 0 C = 32 F 100 C = 212 F

Pøevod Fahrenheitù na C: t ( F) = 1,8 * t ( C) + 32

Teplota v C se pohybuje v rozmezí pøibližnì od 90 C do + 60 C. Prùmìrná povrchová teplota Zemì je + 15 C. V Èeské republice se interval teploty vzduchu pohybuje mezi 42 C a + 40 C.

Teplotní kontinentalita je založena na roèní amplitudì (rozpìtí) teplot, typické pro urèité prostøedí. Porovnáme-li roèní amplitudu daného místa s prùmìrnou amplitudou pro danou zemìpisnou šírku, mùžeme srovnávat jednotlivá místa na Zemi z hlediska kontinentality. Jestliže je rozdíl mezi amplitudami vìtší než 1, má oblast kontinentálnìjší rysy, naopak je-li rozdíl menší než 1, tak má oblast rysy málo kontinentální.

Nejvyšší teplota na Zemi byla namìøena roku 1922 v Libyi (Azízija), a to + 58  C. Stejné hodnoty dosáhla teplota namìøená roku 1933 v mexickém San Luis Potosí.

Poznámka: Co se týèe globálního oteplování, zvyšuje se teplota chladných èástí roku, maximální teplota se nezvyšuje.

Teplota nad + 50 C mùže nastat v suchých teplých oblastech podél obratníkù, tj. na severní polokouli na pomezí Spojených státù a Mexika, na Arabském poloostrovì, støedním východì, v jižním Pákistánu a indickém státì Rádžasthán. Hodnotì + 50 C se blíží již Pyrenejského poloostrova. Na jižní polokouli, která má oceániètìjší podnebí, mùže teplota vyšplhat nad + 50 C v centrální Austrálii, v pouštních a polopouštních oblastech jižní Afriky a v jihoamerickém Gran Chaco (severní Argentina, západní Paraguay, jižní Bolívie).

Teplotní minima nalezneme v Antarktidì. Absolutnì nejnižší teploty se hlavnì vyskytují v oblasti Sovìtské plošiny ve Východní Antarktidì, a to 89,2 C (stanice Vostok, namìøeno r. 1983).

Poznámka: Dokud bude Antarktis na jižním pólu, budou se na Zemi støídat glaciály a interglaciály.

Na severní polokouli jsou nejchladnìjší subpolární oblasti Asie a Severní Ameriky. Nejnižší teploty se zde pohybují mezi 70 C až 78 C (Ojmjakon v Jakutské republice; Fort Good Hope v Kanadì). V Grónsku a Kanadì teplota klesá vìtšinou jen k  67  C. Na severním pólu teplotní extrémy pøesahují jen  50  C.

Zmìna teploty vzduchu s výškou osciluje v širokých mezích. Pro teplotní rozdíly v troposféøe nám staèí užít vertikální teplotní gradient G = 0,6 C * * 100 m^-1.

HUSTOTA VZDUCHU

Hustota vzduchu je podíl hmotnosti vzduchu a objemu, který vzduch zaujímá. Vodní pára má nižší hustotu než suchý vzduch, a proto hustota vodních par r_w r. Z toho vyplývá, že hustota vzduchu se liší v závislosti na obsahu vodní páry. Hustota suchého vzduchu je pøi 1 013,25 hPa a 0 C 1 293 g * m^-3. Èím více vodní páry je ve vzduchu, tím nižší je jeho hustota. Napø. suchý vzduch pøi 1 000 hPa a 0 C má hustotu r = 1 276 g * m^-3, nasycený vlhký vzduch (pøi E = 6,1 hPa) má r = 1 273 g * m^-3.

Virtuální teplota je teplota suchého vzduchu, který by mìl stejnou hustotu a stejný tlak jako vzduch s daným obsahem vodní páry.

S teplotou se nám zvìtšuje rozdíl hustoty mezi suchým a vlhkým vzduchem.

Jak teplota a vlhkost stoupají, tak se vzduch stává lehèí vùèi suchém vzduchu.

Hustota vzduchu je pøímo závislá na tlaku vzduchu a nepøímo na jeho teplotì. Vystupujeme-li do výšky, klesá v dùsledku poklesu tlaku vzduchu i jeho hustota. Souèasnì klesá i teplota vzduchu. Hustota vzduchu s výškou však klesá znaènì pomaleji než jeho teplota a tlak.

Homogenní atmosféra je modelová atmosféra, kde je hustota vzduchu s výškou konstantní. Výška této modelové atmosféry je pøibližnì 8 km.

ZÁKLADNÍ ROVNICE STABILITY (STATIKY) ATMOSFÉRY

Pøi jejím výpoètu vycházíme z nekoneènì malého jednotkového vzduchu. Tento jednotkový vzduch je ze všech stran ovlivòován tlakem a pùsobí na nìj gravitaèní síla (tíhové zrychlení g). Tato rovnice vyjadøuje závislost tlaku vzduchu p na vertikální souøadnici z. Jednotkový vzduch zùstává ve stejné poloze, a proto souèet všech na nìj pùsobících sil je roven nule. Na spodní hranici z₀ jednotkového vzduchu je tlak p a na horní hranici z₁ tlak (p + p), pøièemž p vyjadøuje kladnou zmìnu tlaku vzduchu. Rozdílem z₁ a z₀ dostaneme z

(p + p) + p gr¶z

Po úprave dostaneme tvar p = gr¶z, který lze upravit na

– r p z g = 0

Kladné zmìnì tlaku vzduchu p odpovídá záporná zmìna gravitaèní síly. Vzduch nemá v atmosféøe tendenci ani stoupat, ani klesat.

p z je vertikální barický (tlakový) gradient, který vyjadøuje zmìnu tlaku vzduchu na jednotku vzdálenosti. p z udáváme v hPa * 100 m^-1. Pøi standardních podmínkách má p z hodnotu 12,5 hPa * 100 m^‑1.

r p z ze základní rovnice stability atmosféry vyjadøuje sílu vertikálního barického (tlakového) gradientu. Tato síla udìluje jednotkové hmotì zrychlení smìrem nahoru.

Pøevrátíme-li hodnotu barického gradientu, dostaneme vertikální barický stupeò h =    z p, což je vertikální vzdálenost odpovídající poklesu tlaku vzduchu o jednotkovou hodnotu. Pøi hladinì moøe má h hodnotu 8 m * hPa^-1 (tj. každých 8 m klesne tlak vzduchu o 1 hPa). Ze základní rovnice stability atmosféry lze h =   z p vyjádøit jako

p = gr¶z

z p = 1/gr

Ze stavové rovnice plynù si uvìdomíme tvar r, který je r = p/RT , a dosadíme jej do upravené rovnice stability atmosféry. Dostaneme pak výsledný tvar

h = RT/pg

Se snižujícím se tlakem roste hodnota h, a to tak, že pokud je pøi standardních podmínkách h = 8 m * hPa^-1, tak v 5 km je hodnota h dvojnásobná, tedy h = 16 m * hPa^-1. S klesající teplotou, klesá hodnota h, a to tak, že každý 1 C teploty je charakterizován 0,4 % hodnoty h. Z tìchto závislostí plyne, že se tlak vzduchu ve stejných výškách v teplém nebo studeném vzduchu odlišuje. Proto jsou teplé oblasti v atmosféøe ve vìtších výškách oblastmi vysokého tlaku a studené oblasti místy nízkého tlaku vzduchu.

Integrální tvar základní rovnice stability (statiky) atmosféry - barometrická formule výšky. Po úpravách a integraci základní rovnice dostaneme tvar

a po matematických úpravách výsledný tvar

p = p₁ * e ^{g/RTm * (z -z}

kde p₁, p₂ je zjištìný tlak vzduchu v první a druhé výškové hladinì, z₁, z₂ výšková hladina a T_m støední teplota vzduchu mezi z₁, z₂ (prùmìrná hodnota teplotního rozdílu v troposféøe). T_m je v rovnici proto, že narozdíl od tlaku nelze zmìnu teploty s výškou vyjádøit. T_m tak nahrazuje T.

Cílem barometrické formule je sledování zmìn tlaku vzduchu a støední závislosti na støední teplotì mezi urèitými výškovými hladinami. Pomocí barometrické formule se redukují zjištìné tlakové údaje na hladinu moøe.

Barometrická nivelace je stanovení výškového rozdílu dvou míst pomocí barometrické formule (musím znát jejich teplotu a tlak).

ADIABATICKÉ PROCESY V ATMOSFÉØE

Základem adiabatického dìje je pøedpoklad, že v dùsledku platnosti stavové rovnice se teplota mùže mìnit v závislosti na zmìnì tlaku a hustoty, a to bez závislosti pøedávání energie mezi vzduchovou èásticí a prostøedím. V atmosféøe se podmínky pro fungování adiabatických procesù odehrávají tehdy, pøedpokládáme-li, že vzduchové èástice jsou z urèitých dùvodù donuceny k vzestupu èi poklesu. V reálu tento jev nastane pøi pùsobení termické konvekce (vzduchové valounky), pøi pohybech na frontálním rozhraní mezi studeným a teplým vzduchem (teplá fronta je charakterizována jako naklonìné rozhraní) nebo když vzduchové èástice pøekonávají hradbu hor. Probíhají-li ji tyto procesy dostateènì rychle, tak se již adiabatickým nerovnají, mohou se jim pouze blížit.

Poznámky:  Jestliže se èástice pøesune vzhùru, tj. do oblasti s nižším tlakem, rozepne se a její teplota klesne. Naopak klesne-li èástice, tj. dostane se oblasti s vyšším tlakem, smrští se a zvýší se její teplota.

Intenzita adiabatického ochlazení je mnohem vyšší než intenzita ochlazování pøi zmìnì tlaku s výškou.

Pøi adiabatických procesech existuje rozdíl mezi vzduchem, který nemá nasycené vodní páry, a vzduchem s nasycenými vodními parami. Ve vzduchu, který nemá nasycené vodní páry, nedochází k fázovým pøemìnám a hovoøíme o suchoadiabatickém procesu. Jestliže však dochází k pohybu vzduchu, který má nasycené vodní páry, hovoøíme o vlhkoadiabatickém procesu.

Pro suchoadiabatické procesy platí podmínky charakterizované stavovou rovnicí plynù. Zmìny u suchoadiabatických procesù vyjadøuje Poissonova rovnice

T /T₁ = (p₂/p₁)^AR/CP ,

kde A je termický ekvivalent práce, R plynová konstanta, C_P specifické teplo pøi stálém tlaku. Celý exponent se rovná 0,288. Výsledkem rovnice je, že zmìna teploty na 100 m výšky je u suchoadiabatického procesu konstantní. Tuto zmìnu popisujeme suchoadiabatickým gradientem g = 0,976 C (èi K) * * 100 m^-1. V praxi g zaokrouhlujeme na celý stupeò.

Vlhkoadiabatické procesy se odehrávají v podmínkách, kdy jsou vodní páry nasycené. Pøi výstupných pohybech vlhkého vzduchu, dochází ke kondenzaci vodní páry a uvolòuje se velké množství skupenského tepla. Skupenské teplo je spojené s pøechodem mezi plynným a kapalným skupenstvím, resp. mezi plynným a pevným. Pro vznik 1 kg vody procesem kondenzace se musí uvolnit energie 2 550 J pro pøechod plyn - kapalina, resp. 2 870 J v pøípadì desublimace. Èástice, která se pøi výstupu ochlazuje adiabaticky s procesem kondenzace èi desublimace, se ochlazuje pomaleji než suchý vzduch.

Vlhkoadiabatický gradient g £ g . Pøi  40 C se g’ skoro rovná g, avšak se vzrùstající teplotou se g vzdaluje.

Pro matematické úlohy je støední hodnota obou adiabatických gradientù rovna 0,65 C * 100 m^-1.

Adiabatické procesy jsou pro vzduch vratné, pokud nenastaly srážky. Pøi horkých dnech vlivem termické konvekce vzniknou bouøková oblaka a dojde ke srážkám. Vzduch, který se pak vrátí k zemskému povrchu má jinou teplotu.

Pokud vzduch pøetéká horské pøekážky, tak jeho vlastnosti v místì výstupu a místì poklesu nejsou shodné. V takových pøípadech hovoøíme o pseudoadiabatickém procesu. Viz obrázek.

Vlož Pseudoadiabatické_procesy.jpg

Poznámka: Dùsledky pseudoadiabatických efektù jsou patrné i v Èeské republice, a to napø. v pásmu mezi Horažïovicemi a Èeskými Budìjovicemi, v Poohøí èi v severním podhùøí Jeseníku. Teplota tìchto oblastí je o 1 C vyšší než v místech, kde pøechod vzduchu pøes pøekážky není pøíznivý (resp. pseudoadiabatické procesy nejsou pøíznivé).

V souvislosti s adiabatickými procesy užívají meteorologové pojem potenciální teplota vzduchu. Tu lze vyjádøit vzorcem

Q = T₀ + gz

kde z je stometrový rozdíl výšky. Potenciální teplota Q oznaèuje teplotu, jakou by mìla èástice suchého vzduchu, kdybychom ji adiabaticky pøivedli do tlakové hladiny 1 000 hPa. Pomocí Q mùžeme porovnávat energetické potenciály rùzných vzduchových hmot v rùzných výškách.

Poznámka: V meteorologických grafech se objevuje linie adiabata, která udává zmìnu teploty odpovídající pøíslušnému adiabatickému procesu ochlazování.

Adiabatické procesy mají vliv na vznik a vývoj kupovité oblaènosti, dalším jejich významem je pøedávání tepla mezi zemským povrchem a atmosférou.

Z hlediska stavu okamžitých jevù v atmosféøe, které charakterizujeme pomocí g g’ mùžeme vyvodit závìry týkající se stability èi lability atmosféry. V zásadì vycházíme z porovnání 3 gradientù, a to G g g’. Z hlediska rùzných vzduchových hmot se nám mìní G, avšak oba adiabatické gradienty jsou stálé. Nech platí že:

G > g ³ g tj. vertikální teplotní gradient je nadadiabatický

Na poèátku výstupu má èástice stejnou teplotu jako okolní atmosféra, avšak pøi výstupu je k okolní atmosféøe teplejší. Sestupující èástice je naopak tìžší než okolní atmosféra.

Takový stav zveme absolutní labilita atmosféry. Z hlediska zneèištìní ovzduší jsou tyto situace charakterizovány pøíznivými hodnotami. Labilita je charakteristická pro jaro a léto.

g ³ g > G

Stoupající èástice je pøi výstupu chladnìjší než okolní vzduch. Naopak klesající èástice je v porovnání s okolní atmosférou teplejší.

Teplota v okolní atmosféøe s výškou ubývá pomaleji, než je suchoadiabatické èi vlhkoadiabatické ochlazování stoupajícího vzduchu. Smìrem vertikálním se teplota vzduchu nemìní nebo dokonce stoupá. V takových pøípadech hovoøíme o absolutní stabilitì atmosféry. Krajními pøípady tohoto stavu jsou teplotní inverze, kdy teplota atmosféry s výškou roste, nebo izotermie, kdy teplota atmosféry se s výškou nemìní.

Pøi stabilitì atmosféry se oblaènost nevyvíjí a pøi zemi se vytváøí zvrstvená nízká oblaènost. Jak se vzduch nepromíchává, je stabilita charakterizována zvýšeným zneèištìním vzduchu.

g > G > g

Takovéto zvrstvení atmosféry je stabilní pro suchý (nenasycený) vzduch a labilní pro vlhký (nasycený) vzduch. Jedná se o tzv. vlhkolabilní zvrstvení, které je støedním stavem a je nejèastìjší. Vlhkolabilní zvrstvení je typické pro atmosférické vrstvy, kde se tvoøí oblaky. Z hlediska zneèištìní hovoøíme o zhoršených podmínkách.

G g resp. G g

Zvláštní typy vlhkolabilního zvrstvení. Jde o stavy neurèitého (indiferentního) zvrstvení. Vzduch se pohybuje pouze tehdy, když má pøíèinu.

ZÁØENÍ V ATMOSFÉØE

Každé tìleso ve vesmíru, jehož teplota je vìtší jak 0 K, má schopnost vydávat elektromagnetickou radiaci (záøení). Vztah mezi teplotou tìlesa a vydané elmg. radiace je upraven mnoha rovnicemi:

Vlnová délka záøení je nepøímo úmerná teplotì vyzaøujícího tìlesa, tj. èím vyšší je teplota, tím kratší vlnovou délku má vydaná radiace.

Intenzita vydané radiace je nepøímo úmerná vzdálenosti vyzaøujícího tìlesa.

Intenzita záøení je pøímo úmerná teplotì vyzaøujícího tìlesa.

Hlavním zdrojem radiace na Zemi je Slunce, pøièemž jde o radiaci krátkovlnnou. Zemì také vydává vlastní radiaci, ale dlouhovlnnou.

SLUNEÈNÍ RADIACE

Sluneèní záøení rozdìlujeme na dva druhy:

elektromagnetické (svìtlo a teplo) a

korpuskulární (pøicházející èástice hmoty).

Z hlediska intenzity je korpuskulární záøení o 7 stupòù nižší než elmg. a nemá valný význam, nebo je zachycováno v ionosféøe a odvádìno do oblastí kolem magnetických pólù. Korpuskulární záøení je nebezpeèné pouze tehdy, je-li geomagnetické pole Zemì oslabené nebo probíhají-li na Slunci erupce a navíc je narušené geomagnetické pole. Je-li sluneèních èástic vydáno více a geomagnetické pole Zemì je stabilní, mùžeme tyto èástice vidìt ve formì polárních záøí.

Elmg. záøení Slunce je z 99 % realizováno ve vlnových délkách kratších než 4 mm. Z hlediska formy mùžeme rozlišit hlavní kategorie sluneèního záøení podle toho, jak se s prùchodem atmosférou mìní a jak dopadají na zemský povrch (viz tabulka).

Vzhledem k vzdálenosti, kterou musí sluneèní záøení urazit (149,6 * 10⁶ km), považujeme sluneèní paprsky za rovnobìžné.

Jednotková intenzita øíká, kolik dopadá sluneèních paprskù na jednotkovou plochu, která je kolmá k jejich dráze. Solární (sluneèní) konstanta I_S udává celkové množství záøivé energie Slunce v celém spektru (ve všech jeho vlnových délkách) dopadající na horní hranici atmosféry Zemì za jednotku èasu a na jednotku plochy. I_S = 1 353,732 W * m^-2. V posledních desetiletích se ukazuje, že hodnota I_S se odchyluje z neznámých pøíèin o 2 %. Podle nìkolika teorií je kolísání I_S závislé na množství kosmického prachu v rùzných èástech obìžné dráhy Zemì, a to tak, že je-li ménì èástic v prostoru I_S klesá a naopak.

Zemì však obíhá po eliptické dráze, z èehož vyplývá, že pøíjem sluneèní energie se mìní v závislosti na vzdálenosti Zemì - Slunce, a proto zavádíme aktuální solární konstantu I_R, kterou lze vyjádøit vztahem

I_R = I_S * (r_m/r)² ,

pøièemž (r_m/r)² je funkce okamžité vzdálenosti Zemì - Slunce, kde r_m je støední a r aktuální vzdálenost Zemì - Slunce. I_R se v závislosti na r mùže odchylovat až o 3,5 % (podle toho, zdali je Zemì v perihelu èi afelu).

Z tohoto údaje lze vyvodit, že zimy jsou na severní polokouli teplejší a kratší oproti jižní polokouli.

Dopadají-li paprsky kolmo, napø. k rovníku, tak v závislosti na zemìpisné šírce odpovídá jednotkové ploše plocha horizontální. Horizontální plocha je vlastnì prùmìt jednotkové plochy k dráze sluneèních paprskù. Množství sluneèních paprskù dopadající na horizontální plochu zveme insolace I_h, pro kterou platí

I_h = I_S * sinh nebo I_h = I_S * cosz ,

pøièemž sinh resp. cosz = sinj sind + cosj cosd cost . sinh udává promìnlivost výšky Slunce nad obzorem h (resp. promìnlivost úhlu zenitové vzdálenosti z) bìhem jednotlivých èástí roku. h (resp. z) je závislá na zemìpisné šírce j, deklinaci d Slunce a hodinovém úhlu t. Rovnici mùžeme navíc doplnit o funkci okamžité vzdálenosti Zemì - Slunce a dostaneme:

I_h = I_S * (r_m/r)² * sinh nebo I_h = I_S * (r_m/r)² * cosz .

Insolaci na horní hranici atmosféry oznaèujeme jako extraterestrální I_ex

I_ex = I_S * (r_m/r)² * (sinj sind + cosj cosd cost) = I_h

Pomocí I_ex definujeme terestrální klima, jež je na horní hranici atmosféry a mìní se zmìnou vzdálenosti Zemì - Slunce. Hodnoty I_ex lze vyjádøit pro jakékoli místo na zemi a zjistit její roèní chod.

Sluneèní záøení zaznamenává pøi prùchodu atmosférou 3 zmìny projevující se ztrátou jeho intenzity èi zmìnou fyzikálních vlastností. Jedná se o

ohyb (refrakci),

rozptyl (difúzi),

pohlcování (absorpci).

Ohyb (refrakce)

Dochází ke zmìnì smìru paprskù pøímého sluneèního záøení. Paprsky mají tendenci lámat se ke kolmici (normále), jež ohranièuje obì prostøedí. Tyto zmìny však neplatí pro zenit. Pomocí ohybu mùžeme vnímat Slunce nad obzorem tehdy, když ještì nevyšlo.

Rozptyl (difúze)

Jeho prostøednictvím vzniká vedle pøímého sluneèního záøení záøení rozptýlené (difúzní). Rozptyl je umožnìn molekulami plynù obsažených ve vzduchu a jemnými aerosoly. Podle toto rozlišujeme rozptyl

molekulární a

aerosolový (èásticový).

Molekulový rozptyl nezasahuje rovnomìrnì všechny délky sluneèního záøení. Postihuje více záøení kratších vlnových délek. Podstatu molekulárního rozptylu definuje Rayleighùv zákon:

i_l = (C/l ) * I_l ,

kde I_l je intenzita pøímého záøení s vlnovou délkou l, i_l intenzita rozptýleného záøení se stejnou vlnovou délkou a C koeficient.

Dùsledkem je, že záøení o krátkých vlnových délkách je mnohem více rozptylováno, než záøení delších vlnových délek. Z toho vyplývá, že jsou více rozptylovány modré a fialové barvy než èervené a oranžové. Pøi jasné obloze se nám tedy jeví její barva modøejší, èím více je vzduch suchý a èistý. Naopak v místech øidšího vzduchu, kde intenzita rozptylu nedosahuje takových hodnot, se obloha jeví šedá až èerná.

Pro aerosolový rozptyl platí

i_l b l^e) * I_l ,

kde b je koeficient vyjadøující množství aerosolových èástic a e exponent závislý na rozmìru rozptylujících èástic. Hodnota e se pohybuje v intervalu mezi 0 až 4, pøièemž èím vìtší èástice zpùsobují rozptyl, tím je e menší. e = 0 pøi rozmìrech èástic 1,2 mm. Pro tyto a vìtší èástice je celé spektrum difúznì rozptýleno, tj. nedojde k selekci záøení. Napø. zkondenzovaná voda není schopna rozptylovat svìtlo selektivnì, celé spektrum se v ní odráží, a proto se nám oblaka èi mlha jeví bíle.

Jak velká èást záøení je v atmosféøe rozptylována, závisí na mnoha faktorech.

na dráze sluneèních paprskù procházejících atmosférou. V závislosti na z se nám zvyšuje podíl rozptýleného (difúzního) záøení. Rozptýleného záøení je více ráno a odpoledne a ve vyšších zemìpisných šírkách.

množství èástic ve vzduchu (vody a produktù její kondenzace). Se stoupajícím obsahem vody èi zneèišujících látek, stoupá intenzita rozptylu a tím pádem je vìtší podíl rozptýleného záøení z celkového záøení. Produktù kondenzace vody je nejvíce v rovníkových oblastech a mírných zemìpisných šírkách. V Èeské republice je více záøení rozptylováno v létì.

Celkové záøení Slunce neboli globální záøení je tvoøeno záøením pøímým a rozptýleným, pøièemž podíl rozptýleného záøení je rùzný pro rùzné oblasti. V rovníkových oblastech tvoøí rozptýlené záøení 45 % záøení globálního, smìrem k obratníkùm klesá podíl rozptýleného záøení na 25 % a od obratníkù k pólùm stoupá. Mezi 50 a 60 sev. š. dosahuje podíl rozptýleného záøení 50 % záøení globálního. V Arktidì je podíl rozptýleného záøení 50 %, zatímco v Antarktidì pouze kolem 25 %.

Maximální roèní úhrny globálního záøení jsou 2 300 až 2 600 kWh * m^-2. Tyto hodnoty jsou typické pro místa s výrazným podílem sluneèního svitu, odpovídají pouštnímu pásu podél obratníkù. Smìrem od obratníkù k tropùm je celkový úhrn globálního záøení 1 700 kWh * m^-2. Od obratníkù k mírném pásu celkový úhrn globálního záøení rovnìž klesá. V Arktidì dosahuje 700 kWh * m^-2 a v Antarktidì 1 200 kWh * m^-2.

Pohlcování (absorpce)

Atmosféra spotøebovává záøení zejména pro disociaci plynù ve stratosféøe. Èást záøení je pak dále spotøebována pro úcely troposféry. Absorpce záøení celkovì dosahuje pouze asi 15 %. Nejznámìjší je absorpce sluneèního záøení stratosférou, kdy je spotøebována radiace v ultrafialové èásti spektra. Vedle ozónu O₃ se na spotøebì sluneèního záøení podílejí kyslík O₂, vodní pára a oxidy dusíku.

Díky absorpci a rozptylu dochází k celkovému zeslabování (extinkci) sluneèního záøení v atmosféøe. Intenzitu záøení po prùchodu jednotlivými vrstvami atmosféry vypoèítáme:

I_Z = I_R * p^m ,

pøièemž p je celkový koeficient propustnosti atmosféry a vypoèítá se p = e^‑a, kde a je koeficient extinkce. p dosahuje v èisté atmosféøe hodnot kolem 0,9, v reálu se pohybuje mezi 0,5 až 0,9. Kromì toho je p ovlivòován vlhkostí (maximální je v zimì, minimální v létì). m je optická vzduchová hmota, tj. jednotkový sloup vzduchu, kterým musí sluneèní paprsky procházet. m = 1/cosz

Tento vzorec lze aplikovat i na insolaci, dostaneme tedy

I_h = I_S * (r_m/r)² * p^m * sinh nebo I_h = I_S * (r_m/r)² * p^m * cosz

Sluneèní záøení je zeslabováno h Slunce, pøièemž èím je Slunce ménì nad obzorem (resp. èím vìtší je z), tím je záøení zeslabováno více. Dále je zeslabováno propustností atmosféry; menší propustnost má atmosféra v létì, kdy je v ní více vody a naopak vìtší v zimì, kdy je v ní vody ménì. V ideální atmosféøe je p = 0,9, tj. dojde k 10% zeslabení sluneèního záøení oproti podmínkám na horní hranici atmosféry. V reálné situaci je hodnota záøení zeslabena až o 50 % (p = 0,5).

Zeslabení sluneèního záøení v atmosféøe vyjadøuje zákalový faktor t

t = a/A ,

kde a je koeficient extinkce v reálné atmosféøe a A koeficient extinkce v ideální atmosféøe. t dosahuje hodnot 1 až 6, z èehož vyplývá, že zeslabení mùže být jedno- až šestinásobné. Pøi t = 1 je zeslabení stejné jako v ideální atmosféøe (odpovídá p = 0,9) a naopak pøi t = 6 se v atmosféøe ztratí 50 % záøení (p = 0,5). V našich podmínkách se t pohybuje v intervalu 2 až 6.

U sluneèního záøení, které dopadá na zemský povrch, dochází díky rozptylu k rozkladu jeho chemických vlastností. Globální záøení, které dopadá k zemskému povrchu, je od nìj z èásti odraženo a proniká atmosférou pryè do kosmu. Odraz charakterizujeme pojmem albedo, což je schopnost zemského povrchu odrážet paprsky. Albedo je vlastnì pomìr odraženého záøení k množství záøení dopadlého na zemský povrch. Albedo vìtšinou vyjadøujeme v procentech. Schopnost odrážet záøení je dána barvou, vlhkostí a drsností zemského povrchu. Albedo není pro všechny vlnové délky stejné, pro délky menší než 0,08 mm hodnota albeda stoupá, naopak pro vlnové délky vìtší než 0,08 mm prudce klesá.

Nejvìtší odrazivost má bílá barva, pøièemž èím je barva tmavší, tím menší je její odrazivost. Nejvìtší albedo má Antarktida, a to 93 %, následována grónskými ledovci - 70 až 85 %. Alpské ledovce mají albedo pouze 40 až 50 %. V bìžných podmínkách je albedo èerstvého snìhu 70 %, naopak firn (starý sníh) má albedo pouze 20 %. Mezi nejhùøe odrazivé vodní plochy patøí vodní nádrže.

Odrazivost je dána úhlem dopadu sluneèních paprskù, tj. h Slunce. Ráno a veèer je albedo vìtší než v poledne. Je-li Slunce 50 nad horizontem, od vodní hladiny se odráží pouze 2 % záøení, pøi h = 15 je to již 21 %, pøi h = 7,5 45 % a pøi h = 2,5 dokonce 75 %. Pro vlhký povrch je typická menší odrazivost než pro suchý povrch. Povrch porostlý má menší albedo než povrch bez vegetace.

Sluneèní spektrum

VLASTNÍ RADIACE ZEMÌ

Oproti Slunci vydává Zemì dlouhovlnné záøení. Vlnová délka vydávaná zemským tìlesem se pohybuje mezi 4 až 50 mm, tj. pøevážná èást záøení Zemì je realizována v jiných oblastech nežli záøení sluneèní. Atmosféra má také teplotu vyšší než 0 K, a je proto schopná zemskou radiaci pohlcovat a vydávat svoji vlastní.

Vlož Radiace.jpg

E_Z záøení zemského povrchu, E_A zpìtné záøení atmosféry, E_O záøení zemského povrchu procházející atmosférou do kosmu, E_K záøení atmosféry unikající do kosmu.

efektivní vyzaøování zemského povrchu E_Z* = E_Z   E_A . Vyjadøuje èistou bilanci radiaèní energie dlouhovlnného záøení. E_Z* má záporné hodnoty pouze v polárních oblastech.

efektivní vyzaøování atmosféry E_A* = E_Z E_O (E_A + E_K) . Atmosféra je schopna velkou èást E_Z pohltit, avšak záøení o vlnových délkách 4,5 až 5 mm a 8 až 13 mm nenaráží v atmosféøe na prostøedí, které by je pohltilo, a procházejí do kosmu (E_O). Hovoøíme o tzv. atmosférickém oknì. E_A* dosahuje pouze záporných hodnot (tj. atmosféra má zápornou bilanci).

Plyny v atmosféøe, které jsou schopny dlouhovlnné záøení pohlcovat, jsou hlavnì vodní pára a oxid uhlièitý CO₂. Zejména CO₂ je aktivní v okrajových èástech atmosférického okna. Díky zvyšování chemismu se do atmosféry dostává více CO₂ a díky tomu se atmosférické okno “uzavírá”.

Z hlediska bilance jednotlivých tokù energie mùžeme stanovit, že celková intenzita skleníkového efektu je 33,3 C, o nìž je schopen zemský povrch se ohøát. Kdyby skleníkový efekt nebyl, byla by prùmìrná teplota (teoreticky)
 18 C a nikoliv + 15 C. 21 C vytváøí vodní pára, 8 C CO₂ a zbytek ostatní plyny (napø. metan CH₄ a jiné uhlovodíky, oxid dusný N₂O, troposférický ozón O₃). Reakcí sluneèního záøení a plynù vzniklých ve spalovacích motorech vzniká tzv. losangeleský smog. Dochází ke vzniku troposférického O₃, který je radiaènì aktivní ve vlnových délkách odpovídajících vlnovým délkám atmosférického okna. Z toho vyplývá, že s rùstem produkce CO₂ a O₃ dochází k tomu, že záøení nemùže procházet atmosférou a bude jí vyzáøeno zpìt. Tento jev bude mít hlavnì vliv na poèasí, kdy bude problémem odhadnout jeho chování.

E_Z dosahuje nejvìtších hodnot, je-li dosahováno nejvìtších teplot pøi zemském povrchu. E_A je závislé na schopnosti atmosféry záøení zachytit a absorbovat (je závislé na typu poèasí; je-li jasno, k maximálnímu toku záøení dochází ráno a k minimálnímu odpoledne, naopak je-li oblaèno, E_A získává nevýrazný denní režim).

Radiaèní bilance zemského povrchu R_Z je bilance mezi krátkovlnným sluneèním záøením pohlceným na zemském povrchu a efektivním vyzaøováním zemského povrchu.

R_Z = (I sinh + i)(1 a) E_Z* nebo R_Z = (I cosz + i)(1 a) E_Z* ,

kde I je pøímé pohlcené záøení, i rozptýlené pohlcené záøení a a albedo. R_Z nabývá pøevážnì kladných hodnot.

Radiaèní bilance atmosféry R_A je bilance mezi krátkovlnným sluneèním záøením pohlceným v atmosféøe a efektivním vyzaøováním atmosféry.

R_A = (I + i)_A E_A*

R_A nabývá nad vìtšinou zemského povrchu záporných hodnot.

Bilance mezi krátkovlnným sluneèním záøením pohlceným a efektivním vyzaøováním systému zemský povrch - atmosféra:

R_Z + R_A = (I cosz + i)(1 a) + (I + i)_A E_Z* E_A*

Hodnota R_Z + R_A je taková, že pásy mezi 40 sev. š. a 40 již. š. energii získávají, naopak pásy vyšších zemìpisných šírek energii ztrácejí.

NERADIAÈNÍ VÝMÌNA MEZI ZEMSKÝM POVRCHEM A ATMOSFÉROU

Výmìna energie mezi zemským povrchem a atmosférou probíhá pomocí toku latentního tepla a termické konvekce a turbulence. Tok latentního tepla je vlastnì odebírání energie zemskému povrchu pøi výparu. V atmosféøe je pak tato energie uvolòována pøi kondenzaci. Tyto toky jsou hlavním prostøedníkem vyrovnávajícím rozdíly mezi energetickou bilancí a regulují navíc skleníkový efekt atmosféry. V dùsledku posílení tìchto dvou tokù energie, kdy jí má zemský povrch více, stoupá intenzita skleníkového efektu a prostøednictvím pøedávání jejího vìtšího množství atmosféøe dochází k extrémním projevùm poèasí. S rostoucí intenzitou skleníkového efektu se otepluje zemský povrch a stoupá dynamika atmosféry. Podnební skladba Zemì jako celku se stává mnohem složitìjší, extrémnìjší a variabilnìjší.

ENERGETICKÁ BILANCE SOUSTAVY ZEMSKÝ POVRCH - ATMOSFÉRA

Energetická bilance je mìøena bilancometry teprve v posledních desetiletích a díky tomu mùžeme sledovat její hodnoty pro regiony a vidìt její obrovskou regionální rozrùznìnost.

Porovnáme-li podmínky ve stejné zemìpisné šírce nad oceány a kontinenty, dojdeme k závìru, že mnohem vìtší hodnotu radiaèní bilance mají oblasti oceánické než kontinentální. Oceány jsou tak schopny regulovat celý radiaèní systém. V Èeské republice je radiaèní bilance závislá na typu poèasí, celkovì je však její roèní úhrn záporný.

Pøechod ze záporné bilance na kladnou je posunut o 14 dnù oproti jarní rovnodennosti do teplé èásti roku. Pøechod z kladné bilance na zápornou je posunut od 14 dnù pøed podzimní rovnodennost. V denním chodu dochází ke zmìnì radiaèní bilance pøi výšce Slunce 10 nad obzorem. Bilance se mìní ze záporné na kladnou pro den a naopak.

Nejvyšší hodnoty radiace na Zemi jsou v místech, kde je sluneèní radiace pohlcována, tj. je malé albedo, a vyzaøování není pøíliš veliké. Z tohoto hlediska jsou nejideálnìjším místem Arabské moøe a Perský záliv.

S rostoucí nadmoøskou výškou se vzduch stává øidší, je tedy lépe prùchodný pro oba druhy záøení. S klesající teplotou klesá obsah vodní páry v atmosféøe. Ve vyšších nadmoøských výškách jsou dobré podmínky pro radiaèní ochlazení. Dùležitým faktorem je poloha svahù, nebo vìtší radiaèní bilanci mají svahy exponované k jihu než svahy exponované k severu.

Celková tepelná (energetická) bilance zemského povrchu

Vedle tokù radiaèní energie máme i toky zprostøedkované jinak nežli záøením. Celková tepelná (energetická) bilance vyjadøuje transformaci a pøedávání energie.

R = H + LE + G ,

kde R je radiaèní bilance, H termická konvekce a turbulence, LE latentní energie a G tok tepla do nebo od zemského podloží. Z krátkodobého èi støednìdobého hlediska mùže dojít k jakési nerovnováze, ale z dlouhodobého hlediska jsou si jednotlivé složky rovny. Existují rozdíly mezi denním (letním) a noèním (zimním) modelem energetické bilance.

Vlož Toky_energie.jpg

Pozn.: V noèním modelu energ. bilance smìøuje LE k zemi jen tehdy, je-li rosa.

Celková energetická bilance je pro denní (letní) období pozitivní. Naopak celková energetická bilance pro noèní (zimní) období je negativní. Nerovnováha musí být vyrovnávána pøevracením tokù energie.

Tok tepla smìruje od povrchu do podloží, pøedpokládáme-li denní chod teploty vzduchu a ohøívání zemského povrchu. Maximální teplota bezprostøednì nad zemským povrchem se shoduje s maximem insolace. Naopak minimum je v období východu Slunce. Ihned po pøekroèení maxima se smìr G mìní na opaèný a zemský povrch pøijímá energii z podloží. H je orientována vzhùru jen ve svìtlé èásti dne a roste v období od východu Slunce do 14 h, ale i v období západu Slunce zùstává její hodnota kladná. Hodnota LE je sice pøímo úmerná teplotì, ale stále má tendenci smìrovat vzhùru. Tok latentního tepla je dùležitým pøedstavitelem výmìny energie. Zlom energetické bilance je posunut mnohem více do svìtlé èásti dne a letní èásti roku.

Maximálních hodnot dosahuje energetická bilance ve vlhkých oblastech kolem rovníku. Smìrem k pólùm se pak roèní hodnoty energetické bilance snižují, ale v rùzných oblastech z rùzných dùvodù:

v suchých tropech a subtropech díky suchosti povrchu - zmenšení pøedávání LE, tj. teplo není pøedáváno atmosféøe a jí zpìt ve formì kondenzace, ménì energie je pøedáváno do podloží, velká turbulence.

v mírném pásu - extrémy energetické bilance jsou posunuty po slunovratech, tj. maximální hodnoty jsou v èervenci a minimální v lednu; základními faktory posunu období jsou vlhkost vzduchu a srážky, díky nimž se uvolòuje latentní teplo (proto až èervenec).

v polární oblastech - celkové energetické podmínky jsou reprezentovány prostøednictvím radiaèní bilance, nebo H, LE a G jsou minimální.

TEPLOTA VZDUCHU

Teplotou vzduchu se v meteorologii a klimatologii rozumí jeho teplota v zastínìném prostøedí ve výšce 2 m nad zemským povrchem zmìøená v meteorologické budce. Dále se ještì zjišuje pøízemní minimální teplota vzduchu, která se mìøí v 5 cm nad zemským povrchem. Pøi zemském povrchu je obrovský vertikální teplotní gradient, díky nìmuž mùže rozdíl mezi obìma teplotami dosáhnout až 40 C.

Nejvyšší hodnoty teploty pùdy zaznamenáváme cca ve 13 h, nejvyšší hodnoty teploty vzduchu kolem 14 h. Minimální teploty jsou v pùdì i vzduchu zaznamenávány 1 h pøed východem Slunce. Smìrem vertikálním je chod tepla opožïován. V 1000 m se mùžeme setkat s výkyvy maximálnì 1 až 2 C, mezi 2000 až 5000 m jsou výkyvy 0,5 až 1 C. Do výšky 5000 m režim ovládaný energetickými výmìnami mezi zemským povrchem a atmosférou již nezasahuje. Zde jsou teplotní zmìny zpùsobovány v dùsledku horizontální výmìny vzduchových hmot.

Denní amplituda teplot je rozdíl mezi minimální a maximální teplotou a závisí na planetárních i regionálních faktorech. Hodnota amplitudy je øízena

charakterem poèasí pøi radiaèním typu poèasí (tj. malá oblaènost, malá rychlost vìtru) nabývá amplituda vìtších hodnot, naopak pøi advekèním typu (tj. radiaèní vlivy jsou pøekryty horizontálním pøílivem vzduchu, je velká oblaènost) nabývá amplituda hodnot menších.

reliéfem - konvexní tvary (kopce) mají vìtší nadmoøskou výšku, vzduch je tedy øidší, Slunce je v podmínkách øídkého vzduchu ménì intenzivní. V pøípadì konvexních tvarù je denní ohøev ménì výrazný a tyto tvary mají menší amplitudu teplot. V konkávních útvarech (deprese) vzduch “stéká” do prohlubní a pøes den se intenzivnì ohøívá od terénu. Amplituda teplot je v tìchto útvarech vìtší.

roèním obdobím - teplotu ovlivòuje smìr ohøívání vzduchu.

zemìpisnou šírkou - pro rovníkové klima je denní amplituda velice malá, smìrem od rovníku se zvyšuje a v oblastech obratníkù nabývá extrémù, od obratníkù k pólùm pak klesá. Na pólech je denní režim pøeválcován roèním chodem.

kontinentalitou - v oblastech na oceány je amplituda menší než v oblastech kontinentálních.

Roèní amplituda teplot je závislá na

zemìpisné šírce - s rostoucí zemìpisnou šírkou roste;

kontinentalitì - s rostoucí kontinentalitou roste;

cirkulaèních faktorech.

Nejmenší roèní amplitudu mají rovníkové oblasti, kde se pohybuje v prùmìru kolem 5 C, avšak v oblastech kolem rovníku s oceánickým podnebím nedosahuje ani 1 C. Nevýrazná teplotní maxima souvisejí se dny rovnodenností, minima se dny slunovratù.

Se vzrùstající zemìpisnou šírkou je v subtropickém kontinentálním podnebí amplituda 15 až 20 C, v oceánickém 5 C. Teplotní extrémy odpovídají vrcholení Slunce nad obratníkem.

V mírném pásu je typické podnebí ètyø roèních dob. V oceánických podmínkách mírného pásu je amplituda 10 až 15 C, nad pevninami stoupá v závislosti na míøe kontinentality. Extrémních hodnot nabývá v oblastech poblíž polárních kruhù, zde se amplitudy pohybují kolem 60 C. V oblastech støední a východní Sibiøe dosahují roèní amplitudy až 100 C.

V polárních oblastech je roèní chod teploty postupnì transformován v pùlroèní cyklus polárního dne a polární noci. Minimum teploty se posouvá na konec polární noci (konec února, zaèátek bøezna), maxima souvisejí s vrcholem polárního dne (brzy po letním slunovratu). Amplitudy se pohybují kolem 40  C.

Nad kontinenty se teplotní extrémy vyskytují mìsíc po slunovratu, nad oceány a horskými oblastmi 2 mìsíce po nìm. Horské vrcholy se vyznaèují menší amplitudou a dochází zde k posuvu extrémù. Velmi dùležitá je expozice svahù vùèi proudìní.

Roèní výkyvy teplot prostupují celou troposférou až do spodních vrstev stratosféry.

Inverze je opakem pøímého zvrstvení atmosféry. Jedná se o zvláštní pøípad vertikálního rozložení teploty vzduchu, pøi kterém v urèité vrstvì atmosféry, tzv. inverzní vrstvì, teplota s nadmoøskou výškou vzrùstá. Výška inverzních vrstev dosahuje desítek až stovek metrù, výjimeènì i 2500 m. Podle výšky inverzní vrstvy nad zemí rozlišujeme pøízemní a výškovou inverzi teploty vzduchu, podle pøíèiny inverzi teploty vzduchu advekèní, frontální, radiaèní, subsidenèní, turbulentní a pasátovou.

pøízemní inverze:

Radiaèní inverze je inverze vznikající bez pøílivu vzduchu pouze následkem radiaèního ochlazování. Vyskytuje se pouze v období záporné radiaèní bilance, tj. v noci nebo chladných èástech roku. Noèní radiaèní inverze dosahují výšek 80 až 100 m nad zemský povrch. Smìrem do zimního období se mùže radiaèní ochlazování spojovat a propojit tak noèní radiaèní inverze do vícedenních radiaèních inverzí. Tyto inverze mohou trvat i nìkolik týdnù a dosahují nìkolik stovek metrù nad zemský povrch.

Advekèní inverze souvisí s pøílivem relativnì teplé vzduchové hmoty nad studený zemský povrch. Studený vzduch pøiléhající k zemskému povrchu je jím ještì více ochlazován. Advekèní inverze se vyskytují na konci zimy a zaèátkem jara a nìkdy bývají zvány jarní nebo snìhové. Dosahují stejné výšky jako inverze radiaèní.

Oba druhy inverzní neexistují modelovì, vìtšinou dochází k jejich promíchání a vznikají radiaènì-advekèní resp. advekènì-radiaèní inverze.

výškové inverze (inverze ve volné atmosféøe)

Radiaèní inverze vznikají tehdy, jestliže je urèitá èást atmosféry ochlazována vlivem radiaèního záøení, které vydává mlha nebo nízká oblaènost. V èeské kotlinì vnímáme tuto inverzi jako výškovou v oblastech pánví a jako pøízemní v horských oblastech.

Subsidenèní inverze (inverze sesedáním) je zpùsobena “stékáním” vzduchu z vyšších hladin do nižších. Vzniká v centrálních èástech tlakových výší. Pøi stékání vzduchu dochází k adiabatickému oteplování. Subsidenèní inverze jsou typické pro oblasti vysokého tlaku vzduchu nad oceány. Tato inverze brání konvekci vzduchu a je pøíèinou toho, že v tìchto oblastech nemohou vznikat srážky, a proto jsou tyto oblasti suché.

TEPLOTA PÙDY

Teplotní zmìny v pùdì bìhem roku popisují Fourierovy zákony.

Fourierùv zákon: Perioda výkyvù teplot (denních, roèních) se s rostoucí hloubkou nemìní.

Fourierùv zákon: S aritmeticky rostoucí hloubkou se amplituda mezi minimální a maximální teplotou geometricky snižuje.

Denní výkyvy teplot jsou patrné do hloubek kolem 1 m, zatímco roèní výkyvy mùžeme podle vlastností pùd zaznamenat mezi 10 až 30 m. Hloubka závisí na vodivosti materiálu, kterým je pùda tvoøena. U pùd porézních je teplotní vodivost horší než u pùd vlhkých a jemnozrnných.

Fourierùv zákon: S rostoucí hloubkou se posouvá výskyt extrémù teploty v denním i noèním chodu.

V hloubce kolem 1 m se extrémy vyskytují o 1 mìsíc pozdìji po výskytu extrému na zemském povrchu.

Fourierùv zákon: Hloubky stálé denní a stálé roèní teploty se mají k sobì jako druhé odmocniny period jejich výkyvù.

To znamená, že hloubka stálé roèní teploty je asi 19× vìtší než denní.

VODNÍ PÁRA V ATMOSFÉØE II.

Podíváme-li se na absolutní obsah vodní páry v atmosféøe, zjistíme, že je na jedné stranì determinován teplotou a na druhé stranì režimem výparu (denním èi roèním).

Denní chod vlhkosti vzduchu rozlišujeme na

zimní neboli moøský typ, kdy je na zemském povrchu dostatek vody. V období maximální teploty se setkáváme s maximálními hodnotami vlhkosti nebo tlaku vodní páry. Maximum je kolem 14 h; minimum je v dobì východu Slunce. Tento typ je typický pro pøímoøské oblasti a mírný pás.

letní neboli pevninský typ, kdy zemský povrch nemá dostatek vody, která by mohla být vypaøována. Maximum absolutní vlhkosti je dopoledne, v odpoledních hodinách je vedlejší minimum. V období západu Slunce nastává tzv. podružné maximum. Hlavní minimum nastává na konci noci, resp. s východem Slunce.

Denní chod pomìrné (relativní) vlhkosti vzduchu má opaèný prùbìh než denní chod teploty vzduchu.

V urèitých výškách atmosféry je množství vody závislé na teplotním režimu. Do výšky 1 km je soustøedìno 50 % vody (troposféra obsahuje celkovì 99 % atmosférické vody). Vlhkost atmosféry s výškou klesá, nebo dochází k poklesu teploty. Vody je v atmosféøe krajnì nerovnomìrnì. Prùmìrnì na 1 m² atmosféry pøipadá 28,5 kg vody. Tento malý obsah je však velmi dùležitý pro život organismù.

V atmosféøe dochází ke kondenzaci. Voda mùže kondenzovat:

rùstem obsahu vody až k dosažení stavu nasycení - tato možnost je velice omezená, nebo s rostoucí výškou klesá teplota a snižuje se geometricky tlak vzduchu pøi nasycení. Tento zpùsob je možný pouze bezprostøednì u zemského povrchu a v pøilehlých èástech atmosféry. Typickým pøíkladem takovéto kondenzace jsou mlhy z vypaøování, které vznikají tak, že se nad relativnì teplý vlhký povrch nasune relativnì chladný vzduch a dojde k vypaøování.

stoupáním vzduchu, který se zároveò adiabaticky ochlazuje - pøi ochlazování dojde ke stavu nasycení a k zažehnutí kondenzace. Jedinì tímto zpùsobem mohou vznikat v atmosféøe oblaka. Výstup vzduchu je možný prostøednictvím termické konvekce a turbulence, pøi pøetékání horských pøekážek nebo podél vln v atmosféøe.

Nezbytnou podmínkou kondenzace je pøítomnost kondenzaèních jader.

OBLAKY

Bìhem 18. století bylo zjištìno, že se oblaky skládají z vodních kapièek a ledových krystalù. Na pøelomu 20. a 30. let 20. stol. byl objeven Bergeronem a Findeisenem difusní pøenos (viz Vodní pára v atmosféøe I.) v oblacích.

Oblaky mají tendenci setrvávat ve stejných výškách, a to proto, že množství vody v nich obsažené je na jedné stranì relativnì velké a na druhé stranì naopak relativnì malé. V oblacích o teplotì 0 C je obsaženo vody 0,5 g * m^-3 (pro srovnání u zemského povrchu pøi 0 C a stavu nasycení, tj. 6,1 hPa, je množství vody 5 g * m^-3). Je to dáno tím, že výška, v níž se oblaky nacházejí, je mnohem chladnìjší. Normální kupa (cumulus) obsahuje 1 000 t vody, bìžný bouøkový mrak (cumulonimbus) 50 000 až 300 000 t vody. To co vnímáme jako oblak jsou zkondenzované èástice (vodní èástice, ledové krystaly) o rozmìrech 2 až 70 mm. Pro srovnání velikost 200 mm mají kapky mrholení, bìžný d隝 má kapky o rozmìrech 500 až 2 000 mm. Z toho vyplývá, že èástice v oblacích jsou mnohem menší než èástice pøi srážkách.

Oblaèné kapky mají velké tøení a malou rychlost pádu, což je pøíèinou jejich pospolného udržení v oblacích. Vodní èástice o 5 mm dosahuje rychlosti pádu 2,5 m * h^-1, s rostoucí velikostí oblaèných kapek se jejich rychlost zvyšuje. Pro oblaènou kapku o 50 mm je rychlost pádu již 360 m * h^-1. Propadávání kapek je brždìno existencí výstupných proudù. Rychlost tìchto proudù se pohybuje mezi 3 až 5 m * s^-1.

V oblacích se bìžnì vedle vodních kapek vyskytují ledové krystaly. Pro vznik ledových krystalù je nutná teplota nižší než  12 C. Pro pøímý vznik ledu je nutné pøekonání pøesycení vodních par oproti vodním kapkám. Výška, která odpovídá teplotní hladinì  12 C, je zvána hladina ledových jader. Pøi teplotách do  20 C se vedle ledových èástic bìžnì vyskytuje kapalná voda s tím, že pøevažuje. Ve prospìch pøevahy ledových èástic je nutná teplota nižší než  20 C, avšak do  30 C stále nalezneme v oblacích pøechlazenou kapalnou vodu. Nìkdy se mùže pøechlazená kapalná voda vyskytovat v oblacích i do  40 C. Od této hranice jsou oblaky tvoøeny pouze ledovými èásticemi.

Poznámka: V laboratorních podmínkách se podaøilo kapalnou vodu udržet
až do   72 C. V polárních oblastech jsou pozorovány oblaky tvoøené kapalnou vodou. Z toho vyplývá, že kapalná voda se mùže vyskytovat i pod  40 C, pokud pøi této teplotì došlo ke kondenzaci.

Podle skupenství vody, které je závislé na teplotì okolního prostøedí, rozlišujeme tøi typy oblakù:

oblaky vodní, které jsou složeny výluènì z vodních èástic v kapalné fázi a nacházejí se pod hladinou ledových jader (  12 C, výjimeènì i  5 C);

oblaky smíšené, které jsou složeny z èástic v kapalné i tuhé fázi. Nacházejí se v pásmu mezi  12 a  30 C a za oblaky smíšené považujeme i oblaky pøesahující do okolních pásem.

oblaky ledové (krystalické), které jsou složeny výluènì z èástic tuhé fáze vody. Tyto oblaky leží celé ve výškách, kde jsou teploty  30 až  40 C a nižší.

Podmínky oblakù vyvolávat srážky

Aby oblaky vydávaly ve støedních a vysokých zemìpisných šírkách srážky, musí se jednat o oblaky smíšené. Srážky vznikají tak, že okolo vodních krystalkù dojde ke stavu nasycení. Avšak tlak nasycení je vìtší u kapalné vody než u ledu, a proto vodní páry, které jsou vùèi kapce nasycené, jsou vùèi ledu pøesycené. Vodní páry jsou pohlcovány desublimací ledové èástice a vodní kapky se postupnì vypaøují, zmenšují na úkor ledových èástic. Ledové èástice narùstají až do takových rozmìrù, kdy je umožnìn jejich pád. Bìhem pádu ledová èástice nabaluje i ostatní ledové èástice a prostøednictvím koagulace mùže pøejít z ledu do skupenství kapalného. Forma srážek dopadajících na zemský povrch závisí na teplotì vzduchu pøi zemském povrchu.

V nízkých zemìpisných šírkách a v nejteplejším období støedních šírek mohou srážky vypadávat pouze z velkých oblakù. Zde závisí stav nasycení na velikosti vodních kapek, tj. na zakøivení jejich hladin. Pro malou kapku platí analogie kapalné vodní èástice; pro velkou kapku analogie ledové èástice. Toto má na svìdomí termická konvekce, která odnáší èástice ze zemského povrchu. Tyto èástice jsou v atmosféøe obøími kondenzaèními jádry, ze kterých vznikají vodní èástice obdobných rozmìrù.

Po vìtšinu roku na území Èeské republiky mohou vydávat srážky pouze oblaky smíšené, jen v nejteplejších èástech roku mohou nìkdy vydávat srážky oblaky vodní.

Od 7 km a výše se nacházejí ledové oblaky, avšak jejich srážky nemají nadìji dosáhnout zemského povrchu. Zemského povrchu dosáhnou jen pøi velmi záporných teplotách a navíc musí ledový oblak ležet bezprostøednì pøi zemském povrchu. Pak mùže dojít k vydávání “snìhových jehlièek”, což je vlastnì jen reakce velmi podchlazeného oblaku a povrchu.

Ve výškové úrovni, kde se nacházejí oblaky, musí být teplota blízká teplotì rosného bodu.

Klasifikace oblakù

Má dvousetletou historii a je v souèasnosti koordinována WMO. První “produkty” mezinárodní klasifikace oblakù se vztahují k roku 1932. Souèasná klasifikace je z roku 1956. Z hlediska klasifikace je hlavním pracovním materiálem Meteorologický atlas oblakù. V mezinárodní klasifikaci oblakù jde o to, aby v jejich výskytu, èetnosti a posuzování bylo jasno. Oblaky jsou zaøazovány do jednotlivých úrovní. Nejvyšší úrovní je pøíslušnost oblakù do výškového patra, na jejímž základì jsou vyèleòovány ètyøi rodiny, které jsou rozlišovány podle úrovne, v níž leží základna oblaku.

V rámci CL existují ještì oblaky s vertikálním vývojem, které jsou vlastnì ètvrtým èlenem této rodiny, avšak jsou mimo mezinárodní klasifikaci.

Dále se oblaky dìlí na skupiny a uvnitø nich na druh (správnìji èesky rod), tvar (druh), odrùdu a doplòkové vlastnosti. Druhù (rodù) oblakù je celkem 10 a rozlišujeme je podle celkových makrotvarù oblakù. Základem pro pojmenování druhù (rodù) oblakù jsou vymyšlené latinské názvy a jejich èeské ekvivalenty - cirrus (øasa), cumulus (kupa), stratus (sloha). Oblaèné tvary jsou definovány podle vnìjšího vzhledu (barvy, sytosti, pomìru svìtla a stínu, vláknitosti, makrotvaru). Tvarù je více než 10 a lze pro každý oblak pøiøadit pouze jeden tvar. Odrùda vychází ze stupnì prùsvitnosti nebo z makroskopiènosti. Odrùdy lze dávat dohromady a vytváøet z nich konglomeráty. Doplòkové tvary jsou detaily, kterými pøípadnì ještì urèujeme druh, tvar a odrùdy, pokud nám nevystaèují.

Druhy oblakù

cirrus (Ci) - øasa

Oblaky vysokého patra (u nás ve výšce nad 5 km), které jsou tvoøeny ledovými krystalky. Jedná se o osamìlé jednotlivé pruhy (pásy, šmouhy, vlákna) støíbøité nebo šedé barvy. Vyskytují se uspoøádané do pásù. Jsou-li uspoøádány k horizontu, jsou prvním ze “èlenù” oblaèného systému teplé fronty. Ci mohou mít tvar pruhù (spisatus), “zobáèkù” (uncinus), vloèkovitých seskupení (floccus) èi rybí kostry (fibratus) nebo se sbíhat do urèitého bodu (radiatus).

cirrocumulus (Cc) - øasová kupa

Cc mají narozdíl od Ci výraznou lokalizovatelnou strukturu. Jsou tvoøeny zrny nebo soustøedìnými pruhy, vlnkami èi chomáèky. Struktura Cc je pravidelnì uspoøádána. Cc jsou stejnì jako Ci oblaky vysokého patra, tedy oblaky ledovými. Kromì ledu však mùže Cc obsahovat i pøechlazenou vodu. Tvoøící se výrazná vertikální struktura nasvìdèuje nestabilitì v dané výšce, Cc nasvìdèují pøíchod nasouvající se studené fronty. Na Cc jsou zajímavé optické tvary napø. vloèkovitì vyhlížející (floccus).

cirrostratus (Cs) - øasová sloha

Cs je taktéž oblakem vysokého patra. Jde o oblak pouze ledový, pokrývající celou oblohu nebo její èást ve formì šedostríbrného závoje. Slunce jím prosvítá. Cs je dosti èasto následovníkem Ci, nasvìdèuje tedy pøíchod teplé fronty.

Pro Cs a Cc jsou typické halové jevy, které se projevují jedním nebo dvìma velkými kruhy kolem Slunce a Mìsíce. Tyto soustøedné kruhy mají úhlovou vzdálenost 22 nebo 46 a je pro nì typická duhová struktura, nebo vznikají rozkladem svìtla na ledových krystalcích. Vedle halo øadíme k halovým jevùm “vedlejší” Slunce v úhlové vzdálenosti 22 a 46 a “boèní” Slunce v úhlové vzdálenosti 120 .

altocumulus (Ac) - vysoká (vyvýšená) kupa

Oblak støedního patra (základna je mezi 2 až 7 km nad zemí), tvoøený pøechlazenou vodou. Ac není schopen vydávat srážky. Z deseti druhù oblakù je nejvariabilnìjší. Ac je pro Slunce neprùchozí, jeho okraje jsou výrazné a ostré. Ac nìkdy lemují okraje studené fronty. Pásy Ac se ukazují pøi pøetékání horských pøekážek jako vlny nebo mají èoèkovitou podobu (lenticularis), jsou-li v závìtøí. Velikost Ac je 5 až 10 . Ac vertikálnì vzhlížející (tvaru vìžièek èi cimbuøí) zveme castellanus, plošné nazýváme stratiformis. Dalšími tvary jsou šupiny, válce èi šachová pole. Ac castellanus lemuje bouøková oblaka, a proto vytvoøí-li se tento typ Ac ráno, je 90% pravdìpodobnost bouøek.

I na Ac vznikají optické jevy, a to napø. irizace, což je zbarvení okrajù oblakù a nejen nich duhovými barvami.

altostratus (As) - vysoká (vyvýšená) sloha

Souvislý oblak, který zaujímá celou oblohu nebo její èást. Jde o støednì až svìtle šedý oblak, na jehož pozadí lze lokalizovat sluneèní èi mìsíèní kotouè. Svìtlo, které proniká tímto oblakem, není schopno vytváøet stíny. As je oblakem smíšeným a je schopen vydávat slabé srážky. As je tøetím v poøadí nasouvající se teplé fronty (po Ci a Cs). V zimì z As drobnì snìží. Hustý As zveme opacus, prùsvitný translucidus.

stratocumulus (Sc) - slohová kupa

Oblak nízkého patra (do výšky 2 km nad zemským povrchem), ve kterém lze identifikovat jednotlivé kupy, které jsou nahromadìny na obloze nebo v její èásti. Sc jsou pøevážnì vodní oblaky, a proto nemohou vydávat srážky. Sc lemují okraje studené fronty. Vývoj Sc smìøuje vìtšinou od základny vzhùru. Sc mùže mít podobu èoèky (lenticularis), vyrùstat ve formì vìžièek (castellanus), mít vzhled plochy (stratiformis). Na Sc lze zaregistrovat gloriolu (“brockenské strašidlo“), která vzniká díky rozkladu svìtla. Jejím projevem vztaženým na Sc jsou zvìtšené stíny, které jsou lemované duhovým kruhem.

stratus (St) - sloha

Nepøíliš mocný (desítky až stovky metrù) šedý oblak nízkého patra, jehož základna se vytváøí do výšky 2 km. St vytvoøený pøi zemi vnímáme jako mlhu. St je pøevážnì vodní oblak, nemùže tedy vydávat srážky. Jen pøi výraznì chladných dnech mohou ze St vypadávat “snìhové jehlièky”. Jestliže St vyplòuje celé kotliny, hovoøíme o oblaèném moøi (nebulosus).

nimbostratus (Ns) - dešová sloha

Tmavošedý oblak vytváøející souvislou vrstvu na obloze. Ns má znaèný vertikální rozsah (až nìkolik km), jeho základna leží ve výšce 2 km. Je tvoøen kapkami i ledovými èásticemi a vypadávají z nìj srážky frontálního charakteru, díky èemuž získává matný vzhled. Ns je pøecházející (poslední) èlen teplé fronty. Je zcela neprùsvitný. Pokud dosahují jeho èásti (vèetnì srážek) až k zemskému povrchu, zveme jej precipitatio.

cumulus (Cu) - kupa

Bílý až šedobílý oblak s vertikálním vývojem, jehož základna leží ve výšce do 2 km a výška je závislá na vývoji bìhem dne. Cu jsou typickými letními oblaky a jejich vznik je podmínìn termickou konvekcí. Cu jsou tvoøeny vodou èi pøechlazenou vodou a srážky zpravidla vydávat nemohou. Z hlediska vertikálního vývoje rozlišujeme tøi tvary Cu:

humilis (“oblak hezkého poèasí”) - zploštìlý oblak, jehož vertikální rozsah je menší než horizontální rozmìr (výška nepøesahuje polovinu rozmìru základny).

mediocris - oblak s pokroèilejším vertikálním vývojem, výška je rovna rozmìru základny.
Cu humilis a mediocris nevydávají srážky bìhem teplé èásti roku. Jestliže od rána pøeroste humilis v mediocris, naznaèuje to labilní vývoj atmosféry.

congestus - výraznì vertikálnì vyvinutý Cu. Výška pøesahuje dvojnásobek rozmìru základny. Vzhled oblaku je stejný ve všech jeho èástech. U tohoto typu Cu se mùžeme setkat s nepøíliš vydatnými letními srážkami. Congestus svìdèí o labilitì atmosféry a je dokladem velké termické konvekce. Vypadávají-li z nìj srážky je zván congestus precipitatio, je-li roztrhaný je zván fractus.

cumulonimbus (Cb) - bouøkový oblak

Aby vznikl, musí termická konvekce proniknout do velkých výšek. Cb obsahuje vodní kapky i ledové krystalky. Dùsledkem obsahu ledových èástic má horní èást Cb nezøetelný, rozmazaný okraj. V Cb dochází k turbulentnímu proudìní, díky nìmuž èástice mohou mìnit svou polohu. Srážky z Cb mají charakter krátkých prudkých lijákù doprovázených krupobitím. Z hlediska vzhledu není Cb jednolitý:

calvus - 1. vývojová fáze Cb. Tento tvar Cb je podobný Cu congestus.

capillatus - 2. vývojová fáze Cb, pøi které je již pokroèile vyvinutý a v jeho horní èásti se vytváøí útvar podobný kovadlinì se øasovitou strukturou. Cb capillatus zasahuje do výšky 6 až 8 km, extrémnì vyvinutý i do spodní stratosféry.

Cb, ze kterých èní výbìžky ve formì protuberancí, jsou zvány pannus. Mají-li Cb výrùstky tvaru òader, zveme je mamma. V subtropech se nad pevninami s extrémnì vyvinutými Cb, které mají složité turbulentní proudìní, pojí výskyt vírù s vertikální osou. Tyto víry, ve kterých je výrazný podtlak, vyrùstají z pøední èásti Cb a v Americe jsou zvány tornáda, v Evropì tromby.

Rozlišujeme Cb vytváøející se uvnitø vzduchové hmoty vlivem termické konvekce (bouøky z tepla) a Cb vázané na studené atmosférické fronty (frontální bouøky).

Oblaèný systém studené fronty

Vlož Studená_fronta.jpg

Vzhledem k tomu, že se studená fronta nasouvá, dochází u jejího èela k intenzivnímu výstupnému proudìní, které je pøíèinou vzniku Cb. Podle rychlosti postupu rozlišujeme studenou frontu

prvního druhu (pomalu postupující), u které se díky jejímu pomalému postupu vzduch teplé vzduchové hmoty dostává po frontálním rozhraní do velkých výšek. Proto u tohoto typu studené fronty vznikají díky nasouvání se na teplý vzduch kromì Cb i na nì navazující Ns a As. Teprve v urèité vzdálenosti se vytváøí Cc. V menších vzdálenostech pøed frontou se mohou vytvoøit Ac a Sc. Srážkové pole studené fronty prvního druhu je až 400 km široké. Srážky na èele fronty mají charakter pøehánìk, dále za frontou pøecházejí v trvalé srážky.

druhého druhu (rychle postupující), u jejíhož èela je teplý vzduch nucen prudce stoupat. Srážkové pole je široké 100 km. Oblaèný systém studené fronty druhého druhu je tvoøen zpravidla Cb vázanými na èelo fronty. Za èelem fronty se rychle vyjasòuje. Pøed i za frontou se ale mohou objevit Cc, Ac a Sc.

U obou druhù studených front se liší výstup teplých vzduchových proudù u èela fronty. Sklon studené fronty je obecnì vìtší než u teplé fronty. Zpravidla se pohybuje mezi 1 až 1,5 a èasto mùže nabývat výraznì vertikálního úklonu, èímž napomáhá výraznému vertikálnímu postupu teplého vzduchu.

Na rovníku mohou Cb dosahovat výšek pøes 20 km, v mírných zemìpisných šírkách jen do 12 km. V rovníkových oblastech tvoøí vertikálnì vyvinuté Cb hroznovitá oblaka (cluster clouds).

Oblaèný systém teplé fronty

Vlož Teplá_fronta.jpg

I v pøípadì teplé fronty dochází k výstupnému klouzání. Úhel sklonu teplé fronty je zpravidla 0,5 . Délka oblaèného pásma je výraznì vìtší než u studené fronty. Šírka oblaèného systému je 600 až 1 000 km, srážkové pásmo je široké 300 až 400 km. Pøi stoupání teplého vzduchu dochází k adiabatickým procesùm, které jsou pøíèinou vzniku Ci a Cs. Za Cs následují As, ze kterých mohou vypadávat srážky, které však nesáhnou zemského povrchu. Za As následuje hlavní srážkové pásmo tvoøené Ns. Po jejich pøechodu se poèasí uklidòuje, dochází k vyjasnìní a nastává relativnì teplejší poèasí.

Typické teplé fronty se u nás objevují jen v chladné èásti roku, nebo v létì vzniku teplých front zabraòuje ohøívání studené vzduchové hmoty vlivem insolace.

Vlnové oblaky

Jedná se o oblaky s vertikálním vývojem objevující se v chladném pùlroce. Naznaèují stabilitu poèasí nebo naopak oblevu. Vznikají ochlazováním zemského povrchu. Na hranici mezi stabilní a ménì stabilní vzduchovou hmotou vzniká díky advekci (pøenosu vzduchové hmoty urèitých vlastností) zvlnìné rozhraní. Díky proudìní v ménì stabilní èásti atmosféry dochází ke vzniku 0,5 až 2 km širokých pásù vlnových oblakù. Vlny jsou èasto vynucené, napø. pøi pøetékání vzduchu pøes horské pøekážky. Jakmile se objeví vlnové oblaky, je zde nadìje, že skonèí inverze. Pruhy vlnových oblakù jsou vìtšinou složeny z Ac lenticularis, resp. Sc, Cc, pøípadnì u zemského povrchu St.

Oblaènost

Je to meteorologický prvek udávající stupeò pokrytí oblohy oblaky. Pro potøeby synoptické meteorologie se oblaènost udává v soustavì osminové (0 až 8), kde poèet osmin udává stupeò pokrytí oblohy oblaky (9 znamená, že nebylo možné oblohu pozorovat).

Pro potøeby klimatologie je oblaènost udávána v desetinách (0 až 10). Pro Zemi jako celek je celková hodnota oblaènosti v desetinném vyjádøení 5,4.

Hodnota oblaènosti na Zemi se liší z hlediska geografického i èasového. Velká oblaènost je v rovníkovém pásu a pásu podél polárních kruhù. Naopak nejmenší oblaènost je podél obratníkù. Ve støedoevropském pøechodném podnebí je minimum oblaènosti na konci srpna a zaèátkem záøí, maximum je na zaèátku zimy.

Nejvíce oblaènosti se vytváøí vlivem noèní radiaèní inverze v ranních hodinách, pøièemž tato oblaènost má vertikální vývoj. Kupovitá oblaènost se vyvíjí odpoledne a veèer. V našich podmínkách je nejvíce oblaènosti kolem 14 h, druhotné maximum je v období východu Slunce.

MLHA

Jev vznikající kondenzací vodní páry v èásti atmosféry pøiléhající k zemskému povrchu. V meteorologii hovoøíme o mlze, je-li zeslabena horizontální dohlednost pod 1 km. Pøíèinou zeslabení je pøítomnost produktù kondenzace vodní páry v atmosféøe.

Je-li horizontální dohlednost zeslabena zneèišujícími látkami, hovoøíme o zákalu. Pøi zeslabení dohlednosti na 1 až 10 km hovoøíme o kouømu, jehož pøíèinou je pøítomnost produktù kondenzace vodní páry.

Pro vznik mlhy je dùležitá velká pomìrná vlhkost vzduchu r. Mìla by být 100 %, avšak vìtšinou se mlha vytváøí pøi r = 98 % nebo ve mìstech
pøi r = 95 %. Pøi nižších teplotách staèí pro vznik mlhy nižší hodnota r (pøi teplotì menší než 20 C staèí r = 80 %). Pro vznik mlhy mají velký význam kondenzaèní jádra antropogenního pùvodu a ledové krystaly, na kterých dochází ke kondenzaci døíve než na “normálních” kondenzaèních jádrech.

Struktura mlhy je podobná struktuøe oblakù. Do  8 až C jde o pøechlazené vodní èástice, od  8 až C mají mlhy vodní i krystalickou strukturu a od C a níže se setkáváme s ryze krystalickými mlhami.

Mlhy mohou vznikat pøi snižování pøízemní teploty až na teplotu rosného bodu - mlhy z ochlazování, nebo rùstem obsahu vodní páry ve vzduchu až na úroveò stavu nasycení - mlhy z vypaøování.

1) Mlhy z ochlazování

Advekèní mlha vzniká ochlazováním relativnì teplého a vlhkého vzduchu pøi jeho advekci (pøesunu) nad chladnìjší povrch. S advekèními mlhami se nejèastìji setkáme v místì styku teplých a studených oceánských proudù, nebo tyto proudy jsou zpùsobeny proudìním vzduchu. Nejvìtší výskyt advekèních mlh je v okolí Labradoru a Newfoundlandu, v oblasti Ochotského moøe, v oblastech míšení rovníkových proudù omývajících kontinenty (pobøeží Mexika, Kalifornie, Peru, Chile, Namibie, Angoly, Sahary). Oblasti míšení teplých a studených vzduchových hmot mají velmi mocné advekèní mlhy, které jsou až 1 000 m silné.

Radiaèní mlha (z vyzaøování) vzniká radiaèním ochlazováním vzduchu od zemského povrchu, jehož teplota se snižuje následkem efektivního vyzaøování. Radiaèní mlhy jsou typické pro kontinentální klima. Jsou mocné nìkolik desítek, maximálnì stovek, metrù. Tvoøí se od podzimu do jara. Radiaèní mlhy se šírí od zemského povrchu smìrem vzhùru, avšak nìkdy se šíøí snižováním základny nízkých oblakù druhu stratus. Takovéto mlhy oznaèujeme jako vysoké a jejich pøíèinou je vnitøní vyzaøování stratu.

Neexistuje typicky advekèní nebo typicky radiaèní mlha. Mlhy, které vznikají ochlazováním zemského povrchu, jsou radiaènì-advekèní nebo advekènì-radiaèní.

2) Mlhy z vypaøování

Pro jejich vznik je tøeba, aby docházelo k postupnému zvyšování obsahu vodní páry až na úroven stavu nasycení. Mlha z vypaøování vzniká vypaøováním vody z povrchu teplejší vodní plochy do chladnìjšího vzduchu. Tyto mlhy se vyskytují v oblasti Antarktidy, arktických moøí, u okrajù ledovcù a nad vnitøními moøi (Èerné, Baltské moøe). Mlhy z vypaøování dosahují mocnosti pouze nìkolika stovek metrù.

Denní chod mlh

V nízko položených oblastech je maximum mlhy vázáno na ranní hodiny, v horských oblastech je maximum vázáno na odpolední hodiny (v horách je chod mlhy narušován denním chodem oblaènosti).

DRUHY SRÁŽEK

V meteorologii rozlišujeme dva druhy srážek, a to srážky padající (døíve vertikální), které u nás pøevažují, a srážky usazené (døíve horizontální), které vznikají pøímou kondenzací vody na zemském povrchu èi jiným mechanismem.

Padající srážky

d隝 - z oblakù vypadávající vodní kapky o rozmìru 0,5 až 2 mm, výjimeènì i vìtší (takovéto vodní kapky jsou tak nestabilní, že se samy dìlí).

mrholení - husté vodní srážky složené výhradnì z velmi malých kapièek o prùmìru menším než 0,5 mm.

sníh - voda v pevném skupenství, skládající se z ledových krystalkù hvìzdicového tvaru šesterecné soustavy. Pøi teplotách vyšších než  5 C se jednotlivé krystaly spojují ve vìtší vloèky. Naopak pøi nižších teplotách mají vloèky menší rozmìr.

snìhové krupky - srážky složené z bílých ledových èástic, jejichž prùmìr je 2 až 5 mm. Pøi dopadu na tvrdý povrch odskakují a èasto se tøíští. Vìtšinou se vyskytují pøi pøízemních teplotách vzduchu kolem 0 C.

snìhová zrna - srážka složená z velmi malých bílých a neprùhledných zrnek ledu, která mají prùmìr menší než 1 mm. Pøi dopadu na tvrdý povrch neodskakují ani se nerozbíjejí.

námrazové krupky - snìhová zrna obalená vrstvou ledu o prùmìru 5 mm. Vyskytují se pøi teplotì kolem 0 C. Po dopadu na tvrdou plochu odskakují a tøíští se.

kroupy - kulové, kuželovité nebo i nepravidelné kusy ledu o prùmìru vìtším než 5 mm. Maximální prùmìr krup se mùže pohybovat kolem 8 cm, jejich maximální hmotnost mùže být i vìtší než 300 g. Pro stavbu krup je typické støídání vrstev èirého a zakaleného ledu, nìkdy se uvnitø krup vyskytuje i kapalná voda. Kroupy jsou vázány na cumulonimby. Bìhem svého utváøení v bouøkovém oblaku vodní èástice zaujímá rùzné výšky s rùznou teplotou, což je dùsledek mohutných výstupných a sestupných vzdušných proudù uvnitø bouøkového oblaku. Nakonec èástice nabude takových rozmìrù, že ji turbulentní proudy neudrží a padá k zemi.

zmrzlý d隝 - zmrzlé ledové vodní kapky dopadající na zemský povrch. Zmrzlý d隝 naznaèuje radikální zmìnu poèasí.

Usazené srážky

V našich podmínkách nejsou usazené srážky pøíliš významné, jejich roèní úhrn je 10 mm * rok^-1. Naopak v oblastech pøíbøežních pouští èi v Antarktidì jsou usazené srážky velice významné, nebo jsou takøka jediným zpùsobem, jak si atmosféra se zemským povrchem pøedává vodu. Nejlepší podmínky pro usazené srážky jsou v rovníkových oblastech, kde je jejich roèní úhrn 30 mm * rok^-1.

Podle mechanismu vzniku mùžeme rozèlenit usazené srážky na 3 skupiny:

srážky vznikající pøímou kondenzací vody na horizontálních plochách zemského povrchu (radiaènì podmínìné srážky)

rosa - aby vznikla, musí být teplota rosného bodu t vìtší než 0 C a minimální teplota t_min dosažená bìhem noci musí být taktéž vìtší než 0  C.

zmrzlá rosa - vznikne tak, že po vzniku rosy klesne teplota na bod mrazu a zkondenzovaná rosa zmìní skupenství. Zmrzlá rosa má formu pevného ledu, který kompaktnì drží na tìlesech. Aby vznikla musí být t > 0 C, t_min < 0 C.

jíní (šedý mráz) - vzniká pøechodem atmosférické vodní páry do pevného skupenství (desublimací). Narozdíl od zmrzlé rosy má jíní formu poprašku ledových krystalù, který lze z povrchu tìlesa snadno setøít. Aby vzniklo musí být t < 0 C (resp. t < C), t_min < C.

Pøedpokladem pro výskyt tìchto srážek je klidné poèasí s takøka úplným bezvìtøím bìhem noci (rychlost pohybu vzduchu musí být menší než 2 m * s^-1), nebo vzduch není promícháván turbulencí, a pokles teploty bìhem noci na teplotu rosného bodu. Podle toho, kde se aktuální hodnota teploty rosného bodu nachází, vzniká jeden z tìchto druhù srážek.

Pøi vyšší rychlosti pohybu vzduchu, a to 2 až 4 m * s^-1, by došlo ke vzniku mlhy. Pøi proudìní o rychlosti vyšší jak 4 m * s^-1 nejsou podmínky ani pro vznik radiaènì podmínìných srážek ani pro vznik mlhy.

srážky vznikající pøi advekci relativnì teplého vzduchu nad relativnì studeným povrchem (advekènì podmínìné srážky)

ovlhnutí

námraza - srážka vyskytující se pøi pronikání teplého vzduchu nad studený povrch. K jejímu výskytu dochází pøi oblevì, a to tehdy, když teplota pronikajícího vzduchu se pohybuje kolem  5 až 0 C a teplota pøedmìtù, na nichž se námraza utváøí, je menší než  5 C. Námraza vzniká jak z kapalné vody, tak z vodní páry. Pevnì ulpívá na návìtrné stranì pøedmìtù a nabývá takových rozmìrù, až dosáhne destruktivních úcinku. V Èeské republice jsou ideální podmínky pro vznik námrazy v horských oblastech.

krystalická námraza (jinovatka) - vzniká pøi pronikání relativnì teplejšího vzduchu nad relativnì chladnìjší povrch, ale jen pøi velmi záporných teplotách (teplota pøitékajícího vzduchu musí být menší
než  10 C a pøedmìtù menší než  15 C). Vodní pára desublimuje na návìtrné stranì tìles ve formì krystalù. Krystalická námraza nevytváøí kompaktní vrstvu, naopak je lehká a lze ji setøást.

Pro tyto srážky je typické, že nad relativnì chladným povrchem proudí relativnì teplý vzduch. Advekènì podmínìné srážky se vytváøejí na návìtrných stranách tìles, pøièemž pronikající teplejší a vlhèí vzduch je tìlesy ochlazován a díky tomu dojde ke kondenzaci èi desublimaci vodní páry na tìlesech.

srážky, které jsou produktem fázových zmìn vody ze srážek padajících, na zemském povrchu

Voda, která spadne ve formì deštì, snìhu èi mrholení, zmrzne na zemském povrchu.

ledovka - dochází k mrznutí kapek pøechlazeného deštì (teplota kapek je menší než 0 C) na zemském povrchu. Ledovka je schopna obalit tìlesa do kompaktní ledové vrstvy i na dobu nìkolika dní. Výskyt ledovky je spojen se stykem odlišných vzduchových hmot ve vyšších vrstvách atmosféry, pøièemž zde musí být výrazná inverzní vrstva. Ledovka se vytváøí neobvyklými procesy uvnitø oblasti s chladnou vlnou vzduchu.

náledí - dochází k mrznutí dešových kapek na prochlazeném zemském povrchu. S náledím se vìtšinou setkáváme na zaèátku oblevy.

zmrazky - ledová plotna vzniklá zmrznutím kaluže.

BARICKÉ POLE

Tlak vzduchu vytváøí skalární pole, tzn. že každý bod v atmosféøe mùžeme definovat urèitou hodnotou tlaku vzduchu. Izobarické plochy (hladiny) jsou takové plochy, které v atmosféøe spojují všechny body s urèitou hodnotou tlaku vzduchu. V nižších hladinách atmosféry leží izobarické plochy s vyšší hodnotou tlaku vzduchu, zatímco výše ležící mají hodnotu tlaku vzduchu menší.

Hodnoty izobarických ploch

Izobarické plochy nemají rovnobìžný prùbìh se zemským povrchem. Nìkde jsou vypuklé k zemskému povrchu, jinde naopak vpouklé.

Vertikální barický stupeò (vertikální vzdálenost odpovídající poklesu tlaku vzduchu o jednotkovou hodnotu) je závislý na teplotì. V teplém vzduchu tlak ubývá pomaleji než ve vzduchu studeném. Urèitá izobarická plocha bude tedy mít v teplém vzduchu výšku vìtší než ve vzduchu chladnìjším. Izobarická plocha vlastnì udává teplotu vzduchu, v nìmž leží.

Nìkteré izobarické plochy zemský povrch protínají. Èáry vymezené prùseèíky izobarických ploch se zemským povrchem neboli izobary udávají pøízemní tlakové pole.

Výšková poloha izobarické plochy k zemskému povrchu nebo k jiné izobarické ploše je dùležitým teplotním ukazatelem. Polohu izobarických ploch vyjádøíme pomocí map barické topografie, pøièemž tyto mapy jsou dvojího druhu:

mapy absolutní barické topografie vyjadøují výšku urèité izobarické plochy vzhledem k zemskému povrchu (hladinì moøe);

mapy relativní barické topografie znázoròují výškový rozdíl mezi dvìma zvolenými izobarickými plochami.

Mapy barické topografie mají velký význam pro tvorbu meteorologických modelù. Nejèastìji jsou zpracovávány mapy absolutní barické topografie zobrazující výšku 850 a 1 500 hPa nad zemským povrchem. V mapách relativní barické topografie se nejèastìji setkáme s hladinou 500 hPa nad hladinou 1 000 hPa.

Mapy barické topografie se vyjadøují v mìøítku 10 gpm (geopotenciální metr), pøièemž gpm je blízký klasickému metru a vychází z jeho úpravy v dùsledku zmìny gravitaèního pole Zemì.

Mapy barické topografie informují o teplotních podmínkách v pøíslušné vrstvì atmosféry nad zemským povrchem. V místech, kde je vyšší tlak vzduchu, jsou izobarické plochy vypuklé, naopak v místech, kde je tlak vzduchu nižší, jsou izobarické plochy vhloubené.

Mezi dvìma místy mùžeme urèit vektor poklesu tlaku vzduchu v horizontálním smìru. Tento vektor smìøuje z oblasti vyššího tlaku kolmo na normály k izobarám do oblasti nižšího tlaku vzduchu. Tuto skuteènost zapíšeme

Horizontální barický gradient vyjadøuje pokles tlaku vzduchu na horizontální jednotku vzdálenosti. Narozdíl od vertikálního barického gradientu, jehož úcinky eliminuje gravitace, není horizontální barický gradient eliminován žádným èinitelem. Horizontální barický gradient je jedinou silou, která je schopna uvádìt vzduch do pohybu. Horizontální barický gradient je o ètyøi øády menší než vertikální barický gradient, na jeden poledníkový stupeò (111 km) je horizontální barický gradient 1 až 3 hPa.

U horizontálního barického gradientu rozlišujeme složku vertikální a mnohem menší složku horizontální, avšak horizontální složka uvádí vzdušnou masu v pohyb.

Máme-li vedle sebe oblast se studeným a oblast s teplým vzduchem, tak tlak v oblasti se studeným vzduchem ubývá rychleji než tlak v oblasti s teplým vzduchem.

V urèitých výškách se horizontální tlakový gradient zaèíná shodovat s horizontálním gradientem teploty, tj. vzestup tlaku je spjat se vzestupem teploty a naopak sestup tlaku je spjat s poklesem teploty.

ZÁKLADNÍ BARICKÉ ÚTVARY

Na pøízemní mapì tlakového pole jsou hlavními útvary tlaková níže (cyklona) a tlaková výše (anticyklona).

tlaková níže (cyklona) je útvar, kolem nìjž se koncentricky uzavírá alespoò jedna izobara, pøièemž smìrem do centra níže dochází k poklesu tlaku. Kolem níže dochází ke koncentrickému proudìní proti smìru pohybu hodinových ruèièek.

tlaková výše (anticyklona) je útvar, kolem nìjž se koncentricky uzavírá alespoò jedna izobara, pøièemž smìrem do centra výše dochází k vzestupu tlaku. Kolem výše dochází ke koncentrickému proudìní ve smìru pohybu hodinových ruèièek.

brázda nízkého tlaku vzduchu vyjadøuje pokles tlaku vzduchu smìrem k urèité ose.

høeben vysokého tlaku vzduchu vyjadøuje vzestup tlaku vzduchu od urèité osy na periferii.

barické sedlo je bod na styku dvou proti sobì ležících tlakových výší (nebo høebenù vysokého tlaku vzduchu) a dvou proti sobì ležících tlakových níží (nebo brázd nízkého tlaku vzduchu) tak, že tyto útvary jsou položeny do pomyslného køíže.

Brázdy a høebeny tlaku vzduchu a barická sedla jsou analogií brázd, høebenù a sedel na topografické mapì.

Jestliže bychom charakterizovali podmínky urèitého místa na Zemi, napø. mírných zemìpisných šírek severní polokoule, dojdeme k závìru, že v pøední èásti tlakové níže (cyklony) dochází k pøenosu teplých proudù od jihu a v zadní èásti k pøínosu chladných proudù od severu. U tlakové výše (anticyklony) dochází v pøední èásti k pøenosu chladných proudù od severu a v zadní èásti k pøívodu teplých proudù od jihu.

Na výškové napì se projevuje na èele tlakových níží (resp. týle tlakových výší) pøívod teplého vzduchu. Díky tomu dojde k tvorbì výškového høebene na týlu tlakové níže (resp. na èele výše) a vytvoøí se výšková brázda tlaku vzduchu.

VÝŠKOVÉ VARIACE TLAKU VZDUCHU

V pøípadì teplé tlakové níže (cyklony) se zaène projevovat to, že v jejím centru tlak ubývá pomaleji než na její periferii. Dùsledkem toho je, že takováto cyklona by byla již v malé výšce nahrazena výškovou tlakovou výší (anticyklonou).

V pøípadì studené tlakové níže (cyklony) je v jejím centru rychlejší pokles tlaku než na její periferii. Dùsledkem je, že taková cyklona má podobu výškové níže. Takovéto výškové níže se rozkládají v celé troposféøe.

Teplá tlaková výše (anticyklona) je vysokou tlakovou výší a obvykle prostupuje celou troposféru.

Studená tlaková výše (anticyklona) má podobu nízké cyklony a je vyjádøena na pøízemní barické mapì.