Fyzická geografie: Klimatologie a hydrogeografie pro učitele
Pedagogická fakulta Masarykovy univerzity
RNDr. Aleš Ruda, Ph.D.

Všeobecná cirkulace atmosféry

Vzduchové hmoty

Vzduchové hmoty představují velké objemy vzduchu s horizontálně nevýraznými gradienty meteorologických prvků. V horizontálním profilu dosahují délek 2000–3000 km, vertikálně mohou sahat od zemského povrchu až po tropopauzu, nebo se na sebe nasouvat. Jednotlivé vzduchové hmoty jsou od sebe odděleny přechodnými oblastmi, tzv. atmosférickými frontami. Své vlastnosti získávají stagnací nebo pomalým pohybem vzduchu v oblastech svého vzniku. Rozdělit je tak můžeme podle:

1. geografické oblasti, ve které se formují,
2. vlastností povrchu, nad nímž vznikají,
3. termodynamického hlediska.

V závislosti na geografické poloze vzniku vzduchových hmot (VH) rozlišujeme arktickou nebo antarktickou VH, polární VH, tropickou VH a ekvatoriální VH. Kromě ekvatoriální vzduchové hmoty můžeme rozdělit uvedené typy podle vlastností povrchu, nad nímž vznikají, na mořskou a kontinentální VH, které lze podle lokální oblasti utváření blíže specifikovat (př. subpolární, monzunová aj.). Mořský vzduchu s sebou přináší vyšší srážkové úhrny, letní ochlazení a zimní oteplení přízemní atmosféry v porovnání s pevninou. Kontinentální vzduch je naopak suchý, v létě horký a v zimě studený. S ohledem na přemísťování vzduchových hmot dochází v důsledku jejich interakce se zemským povrchem k jejich transformaci, dokud mezi meteorologickými prvky vzduchové hmoty a hodnotami v dané oblasti nenastane rovnováha. Z termodynamického hlediska lze vymezit 3 typy vzduchových hmot:

1. teplé vzduchové hmoty – při přemisťování do dané oblasti se ochlazují, přinášejí oteplení, stabilní zvrstvení nebo inverzi, pro charakter počasí jsou typické slohy a slohové kupy, mrholení, advekční mlhy a nevýrazný denní chod meteorologických prvků,

2. studené vzduchové hmoty – při přemisťování do dané oblasti se oteplují, přinášejí ochlazení, labilní zvrstvení, pro charakter počasí jsou typické kupy, bouřková oblaka, v noci radiační mlhy a výrazně vyjádřený denní chod meteorologických prvků,

3. místní vzduchové hmoty – v dané oblasti si po několik dnů zachovávají své základní vlastnosti.

Vzduchové hmoty podle geografické polohy místa vzniku

Pevninský arktický vzduch se v zimě vytváří nad zasněženými a ledovci pokrytými oblastmi Nové Země, Barentsova a Karského moře a přilehlých částí pevniny severní Asie, Grónska a severu Severní Ameriky. Průměrná měsíční teplota vzduchu nejchladnějšího měsíce se pohybuje v evropských oblastech Ruska mezi −15 °C až −30 °C, v kontinentální oblasti Severní Ameriky −25 °C až −30 °C, v kontinentálních oblastech severní Asie −30 °C až −45 °C, ve vnitrozemí Grónska −40 °C až −50 °C a v oblasti Arktidy okolo −30 °C.  V létě ovlivňuje počasí pouze vnitrozemí Grónska (průměrná měsíční teplota je mezi −10 °C až −15 °C). V ostatní oblastech vystupuje průměrná měsíční teplota nad 0 °C, v oblastech Jakutsku a Verchojansku i nad 15 °C. Protože do ČR proudí v zimě nad pevninou, je velmi studený a vzhledem k nízkému nasycení vodními parami také suchý.  Na našem území působí hlavně v zimě.

Mořský arktický vzduch proniká do střední Evropy v chladnějších částech roku, kdy vzniká v okrajových oblastech zamrzlého Severního ledového oceánu mezi Grónskem a Špicberkami. V létě se formuje v oblasti Severního ledového oceánu a průměrná měsíční teplota vzduchu nejchladnějšího měsíce se pohybuje okolo −30 °C (Alert −33 °C), nejteplejšího pak 4 °C až 6 °C (Alert 4 °C). V okrajových oblastech jsou nízké teploty zmírňovány teplými mořskými proudy na hodnoty kolem −15 °C. Při pohybu nad Norským mořem se vzduch v nižších vrstvách ohřívá a zvyšuje tak obsah vodní páry, což může být výrazným zdrojem srážek. V ČR způsobuje zejména jarní přeháňky. Výrazněji je však typičtější pro západní Evropu.

Pevninský antarktický vzduch se nad Antarktidou vytváří celoročně. V důsledku vlivu Antarktické tlakové výše je velmi studený a suchý a na místech jeho vlivu byly naměřeny absolutně nejnižší teploty na Zemi (Vostok −89 °C). Průměrné měsíční teploty nejchladnějšího měsíce se pohybují kolem −50 °C až −65 °C (Vostok −69 °C), nejteplejšího v rozmezí −10 °C až −30 °C (Vostok −32 °C). V důsledku jeho izolace oceánem od přilehlých pevnin nedosáhne jeho vliv tak daleko a je postupně transformován.

Mořský antarktický vzduch obklopuje svou pevninskou verzi. V důsledku jeho kontaktu s oceánem není tak chladný, ale je vlhčí. Průměrná teplota nejchladnějšího měsíce se pohybuje kolem −15 °C až −20 °C (Casey −15 °C), nejteplejšího pak kolem 0 °C (Casey 0 °C). V zimním období se může dostat přes zadní stranu Jihopacifické tlakové výše až na jih Chile a Argentiny, kde způsobuje sněžení. Hlouběji do kontinentu se nedostává.

Pevninský polární vzduch se vytváří v centrálních částech kontinentů, proto je s výjimkou vnitrozemí jižní Argentiny výhradně zastoupen na severní polokouli. Průměrné měsíční teploty nabývají s ohledem na rozsáhlost území rozdílných hodnot. Zimní průměrná měsíční teplota nejchladnějšího měsíce se pohybuje v rozsahu −10 °C až −20 °C (př. Irkutsk −20 °C, Alma-Ata −7 °C), nejteplejšího pak 18 °C až 25 °C (Irkutsk 18 °C, Alma-Ata 23 °C). Vzduch přicházející do ČR se v chladné části roku vytváří v mírných zeměpisných šířkách Evropy, během léta pak vzniká nad severní polovinou Evropy, zejména v Rusku. Je zdrojem převážně suššího vzduchu spojeného v létě s horky a v zimě s mrazy.

Mořský polární vzduch vzniká nad oceány severní a jižní polokoule. V zimě neklesají průměrné měsíční teploty s výjimkou míst ovlivněných studenými mořskými proudy pod 0 °C (Stanley 0 °C, Glasgow 3,5 °C), v létě ovšem dosahují pouze hodnot v rozmezí 10 °C až 15 °C (Stanley 9 °C, Glasgow 14 °C). Do ČR přichází v zimě ze středních a severních zeměpisných šířek Severní Ameriky a přináší mírné teploty, v létě pak z vyšších zeměpisných šířek Atlantského oceánu s následným ochlazením. Při postupu nad vodami Atlantského oceánu nabývá vlastností mořské vzduchové hmoty a na naše území tak přináší srážky.

Pevninský tropický vzduch se formuje ve vnitrozemí severní Afriky, jižní Afriky, Arabského poloostrova, Mexika, Austrálie a Jižní Ameriky (Brazílie, Bolívie, Peru). Průměrné teploty nejteplejšího měsíce se pohybují mezi 28 °C až 35 ° (Rijád 34,5 °C), nejchladnějšího pak v intervale 10 °C až 15 °C (Rijád 14 °C). Vyznačuje se tedy vysokými teplotními amplitudami vzduchu a v důsledku ztíženého přísunu vláhy cirkulačními procesy uvnitř kontinentu také nízkým úhrnem srážek (méně jak 100 mm za rok). V místě kontinentálního tropického vzduchu byly naměřeny absolutně nejvyšší teplotní rekordy na Zemi (Al-Azízíyah v Libyi 58 °C, Rivadavia v Argentině 49 °C). V létě se do střední Evropy dostává z Balkánu a střední Asie. Je výrazně horký a suchý s vyšším obsahem prachových částic.

Mořský tropický vzduch je charakteristický vysokou vlhkostí a malými teplotními amplitudami. Průměrná měsíční teplota vzduchu nejchladnějšího měsíce se pohybuje kolem 20 °C až 25 °C (San Juan 24 °C), nejteplejšího pak 25 °C až 28 °C (San Juan 27 °C). Vzduchová hmota ovlivňující počasí ve střední Evropě pochází jak z oblastí Azorských ostrovů, tak i z okolí Středozemního moře. Vzduch je značně vlhký a relativně teplý. V zimě přináší mírné deštivé počasí, v létě pak deštivé, ale chladné počasí.

Ekvatoriální vzduch vzniká v okolí rovníku, je teplý a vlhký a vyznačuje se stálými průměrnými měsíčními teplotami v rozsahu 24 °C až 28 °C. V důsledku všeobecné cirkulace vzduchu se do Evropy nedostává.

Atmosférické fronty

Atmosférická fronta je poměrně úzká přechodná vrstva mezi vzduchovými hmotami různých vlastností. Je dlouhá až několik set kilometrů, přitom její šířka dosahuje jen desítek metrů. Zjednodušeně můžeme frontální rozhraní pokládat za plochu, jejíž průsečnice se zemským povrchem se nazývá frontální čára. Fronty mezi základními geografickými typy vzduchových hmot se nazývají hlavní atmosférické fronty.

Arktická/antarktická fronta odděluje arktický/antarktický a polární vzduch, polární fronta odděluje polární a tropický vzduch a tropická fronta je rozhraním mezi tropickým a ekvatoriálním vzduchem. Mezi teplotně rozdílným vzduchem vznikají uvnitř geografických typů vzduchových hmot tzv. podružné fronty. Vznik frontálního rozhraní se označuje jako frontogeneze a dochází k ní v důsledku přibližujících se proudnic (konfluenci). Tím se zvětšují horizontální gradienty teploty vzduchu a dalších prvků a vytváří se tak výrazné rozhraní. V opačném případě nastává rozpad fronty (frontolýza).

V případě nerotující Země by rovnováha mezi teplým a studeným vzduchem mohla nastat, kdyby byl teplý vzduch vytlačen nad studený a byl od něho oddělen horizontální plochou. Tato rovnováha může nastat i na rotující Zemi, ačkoli je frontální plocha skloněna vzhledem k horizontu o určitý úhel na stranu studeného vzduchu. Proudí-li vzduch podél frontální čáry, je fronta stacionární. Jakmile se vytvoří síla horizontálního tlakového gradientu, nastává přemísťování fronty směrem k teplému, nebo studenému vzduchu.

Tyto pohyblivé fronty můžeme podle termodynamického hlediska dále dělit na teplé, studené a okluzní. V případě stacionárních front (nepohyblivých) jsou izobary rovnoběžné s čárou fronty, u pohyblivých front protínají frontální čáru pod určitým úhlem.

Teplá fronta

Teplá fronta představuje rozhraní mezi teplým vzduchem, který se přemísťuje na místo chladnější vzduchové hmoty (obr. 4.1). Lehčí teplejší vzduch při svém postupu vystupuje nad klín chladnějšího vzduchu, během čehož kondenzuje vodní pára a na teplé frontě se tak vytváří rozsáhlý až 1000 km široký oblačný systém. Na čele fronty se nejdříve v pásmu 200–300 km vyskytují řasy (Ci) a řasové slohy (Cs), následují výškové slohy (As), které směrem k frontální čáře přecházejí v dešťová oblaka (Ns) doplněná v nižších patrech slohovými kupami (Sc).

Při postupu teplé fronty přes dané území lze pozorovat následující změny počasí (tab. 4.1):

meteorologický prvek	stav před frontou	stav při přechodu fronty	stav po přechodu fronty
vítr (směr)	J a JV	proměnlivý	J a JZ
teplota	chladněji s pomalým oteplováním	nárůst teploty	nárůst a ustálení
tlak	očekávaný pokles	vyrovnaný	rostoucí tendence
oblačnost	Ci → Cs → As → Ns → St v létě se objeví Cb	převážně stratocumulus	malá s Sc, v létě s občasnými Cb
srážky	déletrvající mírný déšť či mrholení, v zimě sněžení	mrholení, nebo beze srážek	beze srážek, mírný déšť či přeháňky
dohlednost	dobrá	zhoršená, ale zlepšující se	dobrá
rosný bod	rostoucí tendence	stálá hodnota	rostoucí tendence a ustálení

Studená fronta

Studená fronta je místo styku mezi teplou a studenou vzduchovou hmotou, kdy teplý vzduch ustupuje před studeným. Postup vzduchu je při zemském povrchu zpomalován třením, což se ve tvaru profilu studené fronty promítá do jejího klínovitého tvaru (obr. 4.2). Charakter počasí spojený se studnou frontou dokládá tab. 4.2. V závislosti na rychlosti postupu rozlišujeme dva druhy studené fronty:

1. studená fronta 1. typu (obr. 4.2a)
   1. má charakter výstupného proudění v celém výškovém profilu,
   2. oblačnost podobná teplé frontě, při přechodu se mění v opačném pořadí (Ns → Ci),
   3. srážky na čele fronty mají povahu přeháněk a bouřek, za frontou jsou vytrvalejšího rázu (srážkové pásmo je užší než u teplé fronty),
   4. před příchodem fronty mírně stoupá teplota a klesá tlak vzduchu, po přechodu teplota vzduchu klesá a tlak vzduchu vzrůstá,
   
   Obr. 4.2a Vertikální řez studenou frontou 1. typu,
   (zdroj: Pejmal, 1971; http: http://apollo.lsc.vsc.edu)
2. studená fronta 2. typu (obr. 4.2b)

   1. v České republice se vyskytuje častěji,

   2. do výšky 2–3 km má charakter výstupného proudění, výše pak sestupného proudění, protože teplý vzduch se nad frontální plochou pohybuje rychleji než samotná fronta, předbíhá ji a sestupuje,

   3. oblačnost má charakter kumulonimbů s přeháňkami a bouřkami,

   4. ve frontálním rozhraní se vytváří další frontální rozhraní – podružná studená fronta.

   
   Obr. 4.2b Vertikální řez studenou frontou 2. typu
   (zdroj: Pejmal, 1971)

Jednotlivé charakteristiky meteorologických prvků spojené s přechodem studené fronty zobrazuje tab. 4.2.

meteorologický prvek	stav před frontou	stav při přechodu fronty	stav po přechodu fronty
vítr (směr)	J a JZ	proměnlivý, nárazovitý	Z a SZ
teplota	tepleji	pokles	stálý pokles
tlak	klesající tendence	nízké hodnoty s následným růstem	rostoucí tendence
oblačnost	Ci a Cs, poté Cu či Cb	Cu či Cb	Cu
srážky	krátkodobé přeháňky	bouřky, silné dešťové nebo sněhové přeháňky	postupně ustávající
dohlednost	dobrá	zhoršená, ale zlepšující se	dobrá
rosný bod	rostoucí tendence	-	klesající tendence

Okluzní fronta

Okluzní fronta patří mezi podružné fronty a představuje rozhraní, kdy studený vzduch postupuje za teplým, a protože je rychlejší, vytlačí teplý vzduch do výšky.

Tento stav, kdy splývají vzduchové fronty, se označuje jako okludování. S ohledem na teplotní poměry studené vzduchové hmoty rozlišujeme teplou a studenou okluzní frontu (obr. 4.3 a, b).

Teplá okluzní fronta představuje situaci, kdy studený vzduch postupující za studenou frontou je teplejší než ten, který před teplou frontou ustupuje.

Studená okluzní fronta představuje opak a v našich zeměpisných šířkách je běžnější v létě. Ráz počasí spojený s okludováním dokumentuje tab. 4.3.

meteorologický prvek		stav před frontou	stav při přechodu fronty	stav po přechodu fronty
vítr (směr)		J a JV	proměnlivý	J a JZ
teplota	studená okluze	chladněji	pokles	chladněji
	teplá okluze	chladněji	nárůst	tepleji
tlak		očekávaný pokles	nízké hodnoty	rostoucí tendence
oblačnost		Ci → Cs → As → Ns	Ns (Cu či Cb)	Ns, As, roztrhané Cu
srážky		déšť s různou intenzitou	přeháňky, déšť s různou intenzitou	beze srážek, mírný déšť či přeháňky
dohlednost		zhoršená během srážek	zhoršená během srážek	postupné zlepšení
rosný bod		stálá hodnota	pokles při studené okluzi	pokles, při teplé okluzi nárůst

Základy synoptické meteorologie a předpovědi počasí

Synoptická meteorologie se zabývá na úrovni makroměřítka studiem atmosférických jevů a procesů. Zjištěné informace jsou s pomocí smluvených znaků (př. staniční kroužky) zaznamenány do synoptické (povětrnostní) mapy. Jejich analýzou můžeme sledovat vznik, vývoj a přemísťování cyklón a anticyklón, vzduchových hmot a atmosférických ploch a předpovídat tak počasí. Synoptické mapy nezobrazují pouze sledované skutečnosti v jedné výšce, ale díky aerologickým měřením, meteorologickým radiolokátorům a meteorologickým družicím naopak v různých tzv. izobarických hladinách. Informace z uvedených zdrojů zakódované do synoptických depeší (př. SYNOP, INTER, TEMP, AERO aj.) jsou za použití staničních kroužků (obr. 4.4) překreslovány do podkladových map.

Synoptické mapy můžeme rozdělit na přízemní a výškové synoptické mapy. Přízemní synoptické mapy obsahují údaje z přízemních meteorologických měření a pozorování, které probíhají v hlavních termínech (00.00, 06.00, 12.00 a 18.00 hodin světového času) a vedlejších termínech (03.00, 09.00, 15.00 a 21.00 hodin světového času). Zjištěná data o přízemní teplotě, tlaku a proudění vzduchu umožní identifikovat polohu hlavních synoptických objektů. Výškové synoptické mapy zobrazují již zmíněné meteorologické prvky zjištěné na základě aerologických pozorování, které probíhají v 00.00 a 12.00 hodin světového času.

Synoptická analýza představuje porovnání údajů zjištěných ze synoptických map. Základními principy takové analýzy je zejména komplexnost, trojrozměrnost a časová následnost.

Komplexností se bere v úvahu vzájemná spojitost a podmíněnost analyzovaných charakteristik počasí, kdy jsou hodnoty jedné a té samé charakteristiky porovnávány na různých místech, v různých výškách a v určitém čase.

Trojrozměrnost rozšiřuje pozorování hodnot různých meteorologických charakteristik do několika různých výškových hladin a napomáhá tak porozumět podmíněnosti počasí s výškově proměnlivými hodnotami meteorologických prvků.

Časová následnost zahrnuje porovnávání hodnot meteorologických charakteristik v časových okamžicích jdoucích po sobě, čímž lze velmi dobře sledovat jejich vývoj v čase.

V případě nedostatku dat z určitého území využívá synoptická meteorologie interpolaci a extrapolaci hodnot. Interpolaci lze získat chybějící údaje uvnitř území, v němž jsou některé hodnoty známé, extrapolací pak dopočet předpokládané hodnoty meteorologického prvku za hranicemi známých hodnot.

Analýza synoptické mapy (obr. 4.5) pak může probíhat v následujících krocích:

1. určení stabilních a nestabilních vzduchových hmot na základě druhu oblačnosti a formy srážek,

2. lokalizace a identifikace frontálních poruch,

3. zakreslení linií vyjadřující hodinové tendence (pokles, vzestup) tlaku vzduchu (izalobary),

4. stanovení polohy teplé, studené a okluzní fronty,

5. zakreslení izobar (po přechodu teplé fronty jsou přímočaré či zakřivené dovnitř tlakového útvaru, po přechodu studené fronty pak opačně),

6. určení typu fronty a směru postupu izobar za předpokladu gradientového větru,

7. srovnání s výškovými mapami absolutní a relativní barické topografie.

První úplný popis dějů v oblasti tlakové níže publikoval v roce 1928 německý meteorolog Heinrich Wilhelm Dove, přičemž označení „cyklone“ použil jako první anglický kapitán Henry Piddington ve 40. letech 19. století. Označil jím všechny atmosférické poruchy, v nichž cirkuluje vítr. Pojem „cyklone“ tak měl vystihovat spirálovitý (hadí) charakter pohybu vzduchu. O cyklonách, jako o tlakových nížích takto označených ženským rodem, psal v českých zemích až meteorolog Stanislav Hanzlík. Do té doby se místo o cyklóně mluvilo o cyklónu.

Meteorologická předpověď je v podstatě úloha založená na fyzikálních zákonech a matematických vztazích, jejímž cílem je vytvořit co nejpravděpodobnější scénář nadcházejícího vývoje atmosféry. Pro úspěšnou předpověď (úspěšnost se udává v %, tj. 100 % = nejúspěšnější předpověď) je potřeba znát co nejpřesnější údaje aktuálního stavu atmosféry. Ty lze získat z těchto zdrojů:

1. síť pozemních stanic vysílajících každých 6 hodin (či každou hodinu) zakódovanou zprávu obsahující data o základních meteorologických prvcích: oblačnost, dohlednost, relativní vlhkost, srážky, sněhová pokrývka, teplota vzduchu, teplota rosného bodu, směr a síla větru, tlak vzduchu a tlaková tendence,

2. aerologické stanice (4 x denně ve stejný čas po celém světě, v ČR v Praze – Libuši a v Prostějově) – aerosonda je vynesena pomocí meteorologických balónů do výšky cca 32 km, kde praskne a sonda spadne na zem, a každých pět vteřin měří teplotu, vlhkost a tlak vzduchu, teplotu rosného bodu, směr a rychlost větru + několikrát do roka měření ozonu a radioaktivity v atmosféře,

3. metody dálkové detekce (meteorologické družice, meteorologické radary, systémy detekce blesků aj.)

4. podnebné charakteristiky dané oblasti.

Předpovědi počasí lze rozdělit:

1. podle období, na které je vydávána
   1. velmi krátkodobá (0–12 h), nowcasting (0–2 h) – využívá numerických modelů, metod dálkové detekce a klasických koncepčních synoptických modelů
   2. krátkodobá (1–2–3 dny) – využívá hlavně numerických modelů
   3. střednědobá (4–8 dnů) – využívá numerických modelů a poznatků z teorie deterministického chaosu (při zadání jen o málo odlišných hodnot může výsledná předpověď vypadat úplně jinak)
   4. dlouhodobá (měsíce, sezóna) – využívá znalostí vazeb mezi složkami úplného klimatického systému (př. předpověď pro jižní Ameriku s ohledem na nástup jevu El Niňo či La Niňa
   5. předpověď klimatu (desetiletí, staletí)
2. podle účelu
   1. všeobecná – určená pro veřejnost, prezentovaná v médiích
   2. speciální – určená a přizpůsobená pro specializované uživatele (př. pro letectví, zemědělce, údržbu silnic atd.)
3. podle místa (oblasti)
   1. oblastní – konkrétně vymezená oblast
   2. liniová – pro dopravní potřebu – silniční, železniční, letecká
   3. místní – speciální předpověď pro konkrétní lokalitu

Mezi základní metody předpovědi počasí patří dnes již opouštěná klasická norská (frontologická) škola a nově nastupující numerické modelování. Norská škola představuje podle jejího zakladatele, norského meteorologa Vilhelma Bjerknese, synoptickou metodu předpovědi počasí, která je založená na teoretickém rozpracování termodynamiky a hydrodynamiky vzduchových hmot, atmosférických front, barických útvarů a všeobecné cirkulace atmosféry. Byla rozvíjená zejména v první polovině 20. století a spočívá v řešení následujících kroků:

1. analýza tlakového pole a větru při zemském povrchu v různých výškových hladinách stanovení geografické polohy synoptických objektů (cyklóny, anticyklóny, atmosférické fronty, vzduchové hmoty) a předpověď jejich pohybu,
2. předpověď vývoje synoptických objektů podle zákonitosti vývoje atmosférických procesů a jejich tendencí zjištěných při porovnávání za sebou následujících synoptických map,
3. stanovení synoptických objektů a jim odpovídajících charakteristik počasí, předpověď podmínek počasí s ohledem na denní chod meteorologických prvků,
4. zvážení vlivu lokálních faktorů.

Numerické modelování řeší již zmíněné teoretické základy termodynamiky a hydrodynamiky s využitím rovnic. Výsledkem jsou pak konkrétní modely pro předpověď počasí (v ČR např. Aladin nebo Medard).

Střední Evropa patří pro svou polohu mezi oblasti, kde vývoj počasí ovlivňují různé vzduchové hmoty. Výsledkem jejich působení na naše klima je pak široká paleta různých (charakteristických) projevů počasí. Pro potřeby předpovědi počasí byla vytvořena typizace povětrnostních situací. Při tvorbě katalogu synoptických situací je potřeba respektovat zachování delších přirozených cirkulačních celků, které jsou charakterizovány směrem proudění, rozložením tlakových útvarů, různorodým přechodem front a pohybem vzduchových hmot. V zásadě lze povětrnostní situace rozdělit na cyklonální a anticyklonální. Značení synoptických situací je založeno na tvorbě zkratek z anglického pojmenování konkrétní situace (např. NWc – northwest cyclone – označuje severozápadní cyklonální situaci). Katalog synoptických situací je k dispozici na webových stránkách ČHMÚ.

Charakteristika vybraných typů povětrnostních situací

Jednotlivé typy povětrnostních situací jsou doplněny shrnujícím popisem a obrázkem dokumentujícím základní rozložení tlakových útvarů a grafem zobrazujícím četnost výskytu daného typu během roku.

Střední Evropa je tak pod vlivem teplého vzduchu od jihu až jihovýchodu, který v létě přináší vysoké teploty (tropická vedra) a v zimě tání sněhu a teplotní inverze.

Z dalších typů povětrnostních situací zmíníme jen jihozápadní anticyklonální situaci (SWa), jejímiž hlavními řídícími tlakovými útvary jsou tlaková výše nad střední a východní Evropou a tlaková níže se středem jižně od Islandu. Od Azorských ostrovů je otevřen prostor pro příliv teplého vzduchu (letní maxima kolem 30 °C, zimní maxima 2 °C), který se tak dostává téměř do celé Evropy. Oproti tomu jihozápadní cyklonální situace (SWc) představuje s ohledem na značnou proměnlivost danou postupem studené fronty přes Alpy do střední Evropy tu nejsložitější povětrnostní situaci.

Všeobecná cirkulace atmosféry

Globální (planetární) cirkulací atmosféry popisujeme systém pravidelného vzdušného proudění na úrovni makroměřítka (zasahuje nad kontinenty i oceány), který se odehrává mezi zemským povrchem a spodní mezosférou. Jako každý systém má i tento svůj zdroj energie a faktory, které ho utvářejí. Hlavním zdrojem, který působí jako hnací motor celého systému je sluneční záření. Cirkulující vzduch je pak dále usměrňován rotací Země (respektive Coriolisovou silou), heterogenitou zemského povrchu a tření o něj, vertikálním teplotním gradientem, rozměrem zemské atmosféry aj.

Budeme-li uvažovat generalizované modely cirkulace, můžeme začít s představou nerotující Země s homogenním (stejnorodým) povrchem. V tomto případě by se intenzita slunečního záření snižovala od rovníku k pólům a vytvořila by se termicky podmíněná oblast nízkého tlaku vzduchu na rovníku a vysokého tlaku vzduchu na pólech. Mezi těmito tlakovými oblastmi by existovala jednoduchá cirkulační buňka, ve které by teplý vzduch vystupoval v oblasti rovníku a ve vyšších výškách by odtékal k pólům, kde by následně sestoupil a jako studený vzduch proudil při zemském povrchu zpět k rovníku.

Přidáme-li k tomuto modelu i zemskou rotaci, začne na pohybující se vzduch působit její Coriolisova síla, která způsobí odchylku výškového proudění vzduchu (kolem 30° zeměpisné šířky asi o 90°) směřujícího na sever a na jih od rovníku. V blízkosti 30° severní a jižní šířky by tak docházelo k hromadění vzduchu s následným zvýšením tlaku vzduchu a vznikem dynamicky podmíněného pásu vysokého tlaku v oblasti subtropů. V mírných šířkách by se následně jako přechodné pásmo vytvořil pás nízkého tlaku. Výměna vzduchu by tedy byla podmíněna horizontálním tlakovým gradientem mezi jednotlivými tlakovými oblastmi, což by vedlo k vytvoření tří cirkulačních buněk (rovník – subtropické oblasti, subtropické oblasti – mírné šířky, mírné šířky – polární oblasti). Skutečné rozložení tlakových útvarů však není tak jednoznačné a celkový mechanismus cirkulace je tím daleko složitější. Kromě popsaných parametrů je totiž potřeba brát v úvahu také různorodost zemského povrchu – rozložení pevnin a oceánů, tření o zemský povrch a v neposlední řadě také posun termického rovníku. Celkově tak nelze na zjednodušený model všeobecné cirkulace vzduchu nahlížet jako na stálou situaci, ale je potřeba ji zohlednit s ohledem na konkrétní území.

K základním zákonitostem všeobecné cirkulace atmosféry náleží:

1. převážně vírový charakter pohybu vzduchu (např. cyklonální proudění),
2. převaha horizontálních pohybů nad vertikálními,
3. převaha zonálního proudění (ve směru rovnoběžek) nad meridionálním,
4. proměnlivost atmosférické cirkulace a jejích složek,
5. změny směru a rychlosti proudění od vrstvy k vrstvě,
6. převládající západní přenos vzduchu v troposféře a spodní stratosféře v mírných šířkách (tření je zanedbatelné a projevuje se vliv Coriolisovy síly).

S ohledem na nastíněný model všeobecné cirkulace atmosféry můžeme planetární cirkulaci vzduchu idealizovat formou tří buněčného systému (obr. 4.6, 4.7), ve kterém rozlišíme:

1. cirkulaci tropických šířek, tzv. Hadleyovu buňku,
   • pasátová cirkulace
2. cirkulaci mírných šířek, tzv. Ferrelovu buňku,
   • západní proudění
3. cirkulaci polárních oblastí, tzv. polární buňku
   • východní proudění.

Cirkulace tropických šířek

Hlavní hybnou silou tropické cirkulace je stálý rozdíl průměrných teplot mezi rovníkovými a subtropickými oblastmi a tím i rozdíl tlaku vzduchu. Obrázek 4.7 (situace a–d) dokumentuje princip vzniku tropické cirkulační buňky. Mějme tedy tři oblasti B (rovník) a A, C (obratníky), ve kterých by za stejných podmínek insolace byly jednotlivé izobarické plochy ve stejné nadmořské výšce (a). V oblasti rovníku (oblast B) se však v důsledku vysokých hodnot insolace ohřívá vzduch, přičemž se zvětšují vzdálenosti mezi molekulami (vzduch se rozpíná) a na jednotku objemu tak připadá méně molekul vzduchu. Tím je vzduch lehčí a stoupá. Ve větších výškách se hromadí více vzduchu, izobarické plochy se vyklenují směrem nahoru a tlak vzduchu se zde zvyšuje (b). Naopak při povrchu se hodnota tlaku vzduchu snižuje a kolem rovníku vzniká pásmo nízkého tlaku vzduchu. V okolí obratníků (oblasti A a C) je v důsledku nižších hodnot insolace relativně chladněji a ve větší nadmořské výšce se tak vytváří oproti situaci nad rovníkem vrstva s nižším tlakem vzduchu. Ve stejné nadmořské výšce proto můžeme v poloze B´ naměřit hodnotu mezi 970–980 hPa, kdežto v polohách A´ a C´ hodnotu nižší než 970 hPa. Tím se mezi polohami B´ → A´ a B´ → C´ vytváří tlakový gradient podmiňující pohyb vzduchu (c). Ohřátý vzduch, jehož výstup do výšky asi 12–14 km je bezprostředně doplněn vznikem kupovité oblačnosti dotující rovníkové oblasti každodenními dešti, se tak roztéká se na obě polokoule. Během výstupu se ochlazuje podle vertikálního teplotního gradientu a při horní hranici troposféry se tak teplota vzduchu pohybuje kolem −60 °C. Cirkulace dále pokračuje pohybem studeného vzduchu do vyšších zeměpisných šířek (antipasáty). V oblasti obratníků dochází k hromadění studeného a tedy těžšího vzduchu a k následnému sestupu (subsidence). Tím se nad zemským povrchem vytváří pásmo vysokého tlaku, odkud vzduch proudí při povrchu zpět směrem k pásmu nižšího tlaku (oblast B) u rovníku jako pasátové proudění (d). Předpokládaný severojižní směr je však ovlivněn Coriolisovou silou a na severní polokouli nabývá severovýchodního a na jižní polokouli jihovýchodního směru. V oblasti rovníku dochází opět k zahřátí vzduchu a jeho výstupu, čímž se Hadleyova buňka uzavírá (obr. 4.8).

Vzhledem k nepoměrnému rozložení pevnin a oceánů existuje takto popsaná cirkulace po celý rok pouze v Tichém a Atlantském oceánu. Hlavními složkami tropické cirkulace jsou: tropická zóna konvergence, pasátové proudění, monzunové proudění, tropické cyklóny.

Tropická zóna konvergence

Tropická zóna konvergence (TZK) představuje pásmo nízkého tlaku ekvatoriálních šířek, kde dochází k setkávání (konfluenci) pasátového proudění a výstupu vzduchu spojeného se vznikem kupovité oblačnosti. V této oblasti je bezvětří, nebo zde vanou pouze slabé proměnlivé větry, proto se jí také říká rovníkové pásmo tišin (kalmové pásmo). Specifickým znakem této 200 – 300 km široké zóny je asymetrie v rozložení oblačnosti a srážek. TZK totiž není pásmem, v jehož středu je po celý rok geografický rovník, ale během roku se v závislosti na výšce Slunce nad obzorem posunuje za termickým rovníkem. V letním období se přesouvá k vyšším hodnotám insolace na severní polokouli a v zimním období převážně na jižní polokouli. Vzhledem k vyšší průměrné teplotě severní polokoule sahá do vyšších zeměpisných šířek právě tam (v červenci v západní Africe až ke 20° s.š a v Asie ke 30° s.š.). Při porovnání jejího průběhu zjistíme, že na západní polokouli vykazuje během roku daleko menší pohyb napříč zeměpisnou šířkou, než je tomu na východní polokouli.

Nachází-li se TZK v oblasti geografického rovníku, můžeme zde rozlišit dvě vnější a jednu vnitřní zónu. Vnější zóny jsou charakteristické přítomností kupovité oblačnosti a intenzivními srážkami, zatímco ve vnitřní zóně dochází jen ke slabé konvergenci, někdy s přítomnými západními větry. V případě výskytu východního proudění se může vytvářet sestupné proudění, které roztrhává oblačnost. Je-li však TZK vysunuta více na severní polokouli (př. v západní Africe), vytváří se kolem jádra zóny pásmo tišin následované 300–600 km širokým srážkovým pásem. Protože však pasáty jižní polokoule přecházejí rovník (následují pásmo nízkého tlaku okolo termického rovníku), stáčejí se vlivem Coriolisovy síly doprava a jižně od základní polohy TZK se vytváří druhotná zóna konvergence.

Pasáty

Označení pasát pochází ze španělsko-arabského slova pasada, které označuje převoz (pro plachetnice)a odedávna je k obchodování využívali mořeplavci (odtud anglický výraz trade winds – obchodní větry). Znalostí jejich proudění využil také Kryštof Kolumbus při plavbě do Indie přes Atlantský oceán. Pasáty představují pravidelné vzdušné proudění, které probíhá mezi subtropickou oblastí vysokého tlaku a rovníkovou oblastí nízkého tlaku. V oblasti sestupu vzduchu mezi obratníky a 30° zeměpisné šířky vane pouze slabý proměnlivý vítr. V koloniálním období působila tato oblast mořeplavcům velmi nepříjemné podmínky, zejména přestal-li vítr vát úplně a lodě se ani nepohnuly potřebným směrem. V dobách, kdy se přeplavovali koně, muselo dojít až na nejhorší, a to na shazování koní přes palubu z důvodu šetření pitnou vodou. Proto se této oblasti začalo mezi mořeplavci říkat koňské šířky. Na severní polokouli vanou pasáty vlivem uchylující síly rotace severovýchodním směrem, na jižní polokouli pak jihovýchodním směrem. I když se jedná o pravidelné větry, nelze jejich výskyt plošně zjednodušovat na celou oblast mezi obratníky. Stále vanou nad oceány, ale nad pevninami je jejich výskyt omezován charakterem reliéfu. Proto například mezi severovýchodní Afrikou a Arabským poloostrovem nevanou v červenci větry převažujícím severovýchodním směrem, ale spíše západním až severozápadním, čímž se přehřátý a suchý vzduch dostává ze Středomoří přes severní Afriku až k Indii (tzv. etésiové větry). Na krajinu tak mají pasáty důležitý vliv, protože do cílových oblastí přinášejí podmínky z místa jejich vzniku. Jihovýchodní pasát vzniká v celé své šíři převážně nad oceánem, proto do pobřežních či ostrovních oblastí přináší vlhký vzduch s mírnými teplotami. Oproti tomu severovýchodní pasát vanoucí na severní polokouli přináší různorodé podmínky. V severní Africe je v důsledku jeho vzniku nad přehřátou pevninou horký a suchý. Na karibské pobřeží jižní Ameriky však vane opět z oceánu a přináší tak na pevninu srážky. V pasátovém proudění lze vertikálně vymezit 3 vrstvy. Vrstva spodních pasátů dosahující výšky od 500 m v subtropických oblastech až do 2500 m v blízkosti rovníku se nad oceány směrem k rovníku postupně otepluje. Vrstva pasátové inverze dosahuje v okolí mocnosti kolem 1 km a její vznik souvisí s prvotním oteplováním při sesedání v oblasti subtropů a následným ochlazením od hladiny oceánu či relativně chladnější pevniny v zimě. Nejvýrazněji je tak inverze vyvinuta v zimě nad východními částmi oceánů, kde tečou studené mořské proudy. Přítomnost pasátové inverze brání vývoji kupovité oblačnosti, proto jsou zde srážky krátkodobé, nebo vůbec žádné. V průměru do výšky 6 km v subtropech a 10 km v blízkosti rovníku sahá vrstva horních pasátů. Jedná se o vzduch pohybující se východním směrem, který je v dané výškové hladině stabilnější, ale zato sušší.

V oblasti vzniku pasátového proudění se také setkáváme se situací, kdy na západních pobřežích kontinentů okolo obratníků dochází navíc v důsledku výstupu studených mořských proudů ke vzniku pouštních oblastí (obr. 4.9).

Ve východních částech oceánů (na západních pobřežích kontinentů) sestupuje vzduch z oblasti tlakové výše daleko rychleji než v západních částech oceánů. Tím se adiabaticky oteplí, ale nenabere vláhu, protože má tendenci vlhký vzduch vznikající evaporací hladiny oceánu tlačit k povrchu mořské hladiny (poloha zóny inverze). Nedojde tak k jeho nasycení vodními parami. Potenciální srážky, které se v přilehlých oblastech vytvoří, dosáhnou v důsledku výstupu studených mořských proudů hladiny kondenzace dříve, než dorazí na kontinent. Na pobřeží, které je pod vlivem suchého a horkého vzduchu z pevniny, se tak většinou dostaví pouze mlhy. Oproti tomu v západních částech oceánů (na východních pobřežích kontinentů) je situace opačná a evaporací vzniklá oblačnost má prostor pro vznik srážek. Vlivem pasátového proudění, termické nestability atmosféry a vysoké intenzity evaporace se zde vytvářejí podmínky pro vznik tropických cyklón.

Antipasáty

V rámci tropické cirkulace se toto označení využívalo pro odtok vzduchu z oblasti rovníku do subtropických šířek ve výšce 6 km (okolí obratníku) až 12 km (rovník). Skutečné proudění je však od tohoto realizovaného poněkud odlišné a nejlépe připomíná proudění nad západními částmi oceánů. Svůj charakter si antipasáty zachovávají je v rozmezí 16–20° zeměpisné šířky. Mimo to se v rámci tropické cirkulace vyskytuje mezi 30–35° s.š. a 25–30° j.š. ve výškové hladině 200 hPa subtropický jet stream (vysokorychlostní proudění se silnými západními větry) a okolo 10° s.š. a 10–20° j.š. tropický jet stream se silnou východní složkou proudění, který je omezen jen na letní období v oblasti jihovýchodní Asie, Indii a Africe.

Monzunové proudění

Monzuny (z arabského mausin – sezóna, roční doba) představují celoroční stálé proudění vzduchu sezónního charakteru. Jejich vznik je podmíněn různorodým zahříváním aktivního povrchu a tak vytvářením termicky podmíněných tlakových oblastí. V letním období (duben–září) se pevnina zahřívá rychleji než oceán, proto se nad ní vytváří oblast nízkého tlaku vzduchu a nad oceánem pak vysokého tlaku vzduchu. Vzduch má tendenci podle horizontálního tlakového gradientu proudit z oblasti tlakové výše do oblasti tlakové níže a proudí tak z oceánu na pevninu, na kterou přináší mírné teploty a srážky. Zimní monzun pracuje na podobném principu s tím rozdílem, že se během zimy (říjen–březen) pevnina rychleji ochladí než oceán a vytváří se tak nad ní oblast vysokého tlaku vzduchu, kdežto nad oceánem nízkého tlaku vzduchu. Vzduch proto v zimním období proudí z pevniny na oceán a na pobřežní oblasti přináší chladnější teploty a minimum srážek. Nejvíce z toho schématu proudění získají ostrovní oblasti ne příliš vzdálené od pevniny, protože jim i zimní monzun přináší srážky, které získal cestou přes přilehlou část oceánu. V jistém ohledu představuje monzunové proudění logické schéma, které je možné uskutečnit kdekoliv na Zemi, kde nastanou podobné podmínky. Proto nejsou monzuny výhradně doménou jižní, jihovýchodní a východní Asie, ačkoliv je zde jejich chod nejzřetelněji vyjádřen. Můžeme se tak s nimi setkat také v rovníkové a jižní Africe, severní a jižní Austrálii, západní části severní Ameriky v jisté obměně i v Evropě a jinde.

Zaměříme-li se však detailněji na příčiny a průběh vzniku tropických monzunů v Asii, zjistíme, že ani zde nelze podmínky vzniku tohoto proudění zobecňovat na pouhé rozdělení tlakových oblastí. Jak již bylo naznačeno vznik tlakových níží a výší závisí na teplotních poměrech. Tropická zóna konvergence (TZK), která se ztotožňuje s průběhem termického rovníku, se v letním období přesouvá k vyšším hodnotám insolace na severní polokouli a v zimním období převážně na jižní polokouli (obr. 4.10). Konkrétně nad asijskou pevninou je TZK v létě vzhledem k poloze Íránské tlakové níže vysunuta až nad oblast Íránu, Afghánistánu a Pákistánu, probíhá podhůřím Himaláje a pod obratník Raka se vrací až po opuštění asijské pevniny. Jak již bylo řečeno, k tropické zóně konvergence směřují z oblastí subtropického vysokého tlaku vzduchu pasáty. Vzhledem k posunu TZK překonávají pasáty jižní polokoule rovník a poté je jejich jihovýchodní směr stočen Coriolisovou silou doprava, čímž se mění na jihozápadní větry – monzuny. Pokud si nyní porovnáme tlakové hodnoty nad Indickým oceánem a asijskou pevninou, zjistíme, že nad pevninou se nachází oblast tlakové níže, kdežto nad oceánem tlakové výše. Tím se vytváří tlakový gradient pro pohyb monzunů, které tak v tomto období vanou z oceánu na pevninu. V zimě se TZK posouvá na jižní polokouli a nad silně se ochlazující asijskou pevninou vzniká Sibiřská tlaková výše, odkud spirálovitě proudí vzduch do periferních oblastí tlakové níže. Tím se opět vytvoří tlakový gradient pro pohyb zimního monzunu, který tentokrát získává severovýchodní směr. Tyto popsané zákonitosti platí pro pohyb tropických monzunů v jižní a jihozápadní Asii. Mimotropické monzuny jsou v létě poháněny vzduchem proudícím z oblasti Havajské tlakové výše a v zimě tlakovým gradientem mezi Sibiřskou tlakovou výší a Aleutskou tlakovou níží.

Tropické cyklóny

Tropické cyklóny představují specifický systém cyklonálních vírů charakteristický tlakovou níží ve svém středu, relativně malými rozměry (do 1000 km v průměru) oproti mimotropickým cyklonám, velkým tlakovým gradientem, silným nárazovitým větrem o rychlosti až 300 km.h⁻¹ a intenzivními srážkami. Termín „tropická“ vypovídá o oblastech vzniku, jíž je tropický pás, a pojem „cyklóna“ identifikuje spirální charakter dostředivého proudění vzduchu. Oblast vzniku tropických cyklón je kladena nad moři a oceány mezi 10–30° zeměpisné šířky obou polokoulí, přičemž 87 % nevzniká dále než do 20° zeměpisné šířky. Protože má na pohyb tropických cyklón výrazný vliv i Coriolisova síla, nevznikají tyto systémy níže než 5° zeměpisné šířky, kde je vliv uchylující síly zemské rotace příliš malý. Jsou však známy i případy vzniku tropických cyklón mimo tato vymezení, tedy blíže k rovníku i k mírným šířkám.

Proces vzniku tropických cyklón patří mezi současná témata výzkumu, ačkoliv není stále uspokojivě objasněn. Na jejich vzniku se podílí následujících šest významných faktorů, ačkoliv není nezbytně nutné, aby se projevily všechny:

1. existence předchozího cyklonálního systému s přiměřenou, ale nikoliv maximální rychlostí větru,
2. teplota mořské vody musí být v rozmezí 26–27 °C,
3. rychlý pokles teploty s výškou,
4. lokalizace mezi 5–30° zeměpisné šířky s minimální hloubkou moře 50 m,
5. dostatek vzdušné vlhkosti ve střední troposféře (2–8 km),

Tropická cyklóna se převážně vyvíjí z již slabě vyjádřené oblasti nízkého tlaku vzduchu většinou doprovázeného předchozí existencí cyklonálního systému (1). Primárním zdrojem energie je uvolňování latentního tepla při kondenzaci vodních par, které se vytvoří evaporací nad povrchovou vodou oceánů s teplotou vyšší než 26 °C (2). Tím se vytvoří labilní teplotní zvrstvení atmosféry (3), které určuje pohybovou energii cyklóny. Čím více latentního tepla se uvolní kondenzací vodní páry, tím rychlejší proudění vzduchu se vytvoří a tím více vodní páry se z povrchu oceánu vypaří. Vzduch v cyklóně proudí v důsledku Coriolisovy síly dovnitř celého systému na severní polokouli protisměru hodinových ručiček a na jižní polokouli naopak (4). Vystupuje nahoru a ve vyšších vrstvách z cyklóny vytéká ven, čímž se v jejím centru udržují nízké hodnoty tlaku vzduchu (950–970 hPa) a vytváří se tak sací účinek. Hladiny oceánu stoupá a vytvoří nebezpečnou záplavovou vlnu s vlnovou délkou kolem 250 m a výškou vlny až 32 m. Dosáhne-li stoupající vzduch potřebné intenzity, ochladí se a začne postupně klesat středem systému dolů. Ve struktuře tropické cyklóny lze rozeznat 3 specifické struktury (obr. 4.11).

V centru tropické cyklóny se tak vytváří oko cyklóny, ve kterém převažuje bezvětří a bezoblačná obloha. Oko cyklony je převážně kruhového tvaru a dosahuje velikosti od 3 km do 370 km. Naopak v jeho zázemí, stěna oka, dochází k intenzivnímu konvekčnímu proudění, které je doprovázeno vysokými rychlostmi větru, tvorbou oblačnosti typu cumulonimbus a nimbostratus, bouřkami a srážkami. Právě tato část tropické cyklóny způsobuje při kontaktu se zemským povrchem největší škody. Dále od oka cyklóny se pak v důsledku odstředivé síly utvářejí její jednotlivá spirální ramena, označená jako dešťové pásy, která jsou doprovázena vydatnými lijáky.

S ohledem na převládající vzdušné proudění (pasáty) se vzniklé cyklóny pohybují z východu na západ. V Indickém oceánu a západní části Tichého oceánu je vývoj tropické cyklóny významně ovlivněn polohou tropické zóny konvergence a pohybem monzunů. Podíl na formování a vývoji tropických cyklón mají také teplé mořské proudy, které v důsledku svého pohybu posunují například v Atlantském oceánu místo jejich vzniku západním směrem. Jakmile však tropické cyklóny překonají subtropické pásmo vysokého tlaku, dostávají se do místa vlivu západních větrů, parabolicky se zakřivují a mění směr svého pohybu na severovýchod. Některé z nich mohou být následně přeměněny na mimotropické cyklóny, které na rozdíl od tropických cyklón získávají energie z horizontálního teplotního gradientu, nebo se vyplní a zaniknou.

Zánik tropických cyklón způsobuje obecně několik faktorů. Pohybuje–li se cyklóna do oblastí s povrchovou teplotou oceánu nižší než 26 °C ztrácí potřebnou energii danou výparem a zaniká. Obdobně je tomu i v případě, kdy se přesune nad pevninu, kde se navíc projevuje tření zemského povrchu. K postupnému rozpadu cyklóny přispívají také trvalé srážky, které ochlazují hladinu oceánu, stejně tak promíchávání hladiny oceánu do hloubky 50–60 m v důsledku setrvání tropické cyklóny na jednom místě.

Ničivé účinky tropických cyklón byly natolik alarmující, že se USA v 60. a 70. letech 20. st. pokoušely prostřednictvím projektu Stormfury o umělý rozpad cyklonálního systému. Princip spočíval ve vypouštění jodidu stříbrného, který měl přispět k poklesu teploty dešťových pásů a tak k následujícímu zeslabení až zániku. Výsledky testované u hurikánu Debbie ukázaly nejdříve zeslabení o 31 %, ale vzápětí celý systém zesílil. Když se ani opakovaně nepotvrdily požadované účinky, byl projekt zastaven. Pozdější výzkumy prokázaly, že jodid stříbrný nemá dostatečný vliv na tvorbu potřebného množství přechlazených srážek, které by systém pomohly zeslabit. Další pokusy zvažovaly vypouštění ledovců, pokrytí hladiny oceánu substancí, která potlačuje výpar, či shazování suchého ledu do nitra cyklóny. Všechny snahy však ztroskotaly na velkých rozměrech cyklóny. Ale ani tak se lidé nevzdali pozorování a studování tohoto přírodního jevu. Vývoj tropických cyklón je nepřetržitě sledován satelity, a jak se přibližuje pevnině, je také monitorován Dopplerovým radarem. S použitím letadel typu WC-130 Hercules a WP-3D Orions je při jejich průletu tropickou cyklónou vypouštěna celá řada sond s GPS navigací přenášejících hodnoty naměřených fyzikálních parametrů. Od roku 2005 se také využívá bezpilotních letounů. Na základě takto prováděných měření je možné ve vztahu k teplotě mořské vody, vlhkosti vzduchu atd. vytvářet krátkodobé předpovědi pravděpodobného vývoje a pohybu cyklóny.

Hlavní oblastí vzniku tropické cyklóny je severozápadní část tropické zóny Tichého a Atlantského oceánu, dále pak severní a jižní část Indického oceánu a jižní část Tichého oceánu (obr. 4.12). S ohledem na dopady tropických cyklón na pevninu bylo v těchto oblastech zřízeno šest regionálních specializovaných meteorologických center, provozovaných USA, Japonskem, Indií, Francií, Austrálií, Indonésií, Fiji, Papuou Novou Guineí a Novým Zélandem. Nejpravděpodobnější období výskytu tropické cyklóny na severní polokouli je soustředěno mezi duben až listopad, přičemž v severozápadní části Tichého oceánu končí až v lednu. Pro jižní polokouli je hlavním obdobím listopad až duben.

Tropická cyklóna prochází při vývoji čtyřmi dílčími stádii (obr. 4.13):

1. tropická porucha – počátek utváření cyklonální činnosti příznačné výskytem konvekční kupovité oblačnosti,
2. tropická deprese – uspořádaný systém oblaků s viditelnou prostorovou cirkulací pohybující se rychlostí 62 km.h⁻¹, není vytvořeno oko cyklóny, ani není zřejmé spirálovité uspořádání ramen,
3. tropická bouře – organizovaný systém silných bouří s viditelnou povrchovou cirkulací o rychlostech mezi 62–117 km.h⁻¹, začínají se vytvářet spirální ramena, ale stále bez přítomnosti oka cyklóny,
4. tropická cyklóna – konečné stádium, pohybuje se rychlostí více jak 118 km.h⁻¹.

Podle příslušné rychlosti a síly větru se tropické cyklóny dělí podle Saffir-Simpsonovy stupnice do pěti kategorií, ačkoliv tato klasifikace nemusí odpovídat způsobeným škodám.

V různých částech země mají tropické cyklóny různá označení. V Severní Americe se používá název hurikán, který je patrně odvozen od mayského boha bouřek Huracana, z jehož pojmenování vzniklo také označení větru na Beaufortově stupnici s nevyšší rychlostí proudění – orkán. Tajfun je označení tropické cyklóny používané v severozápadní části Tichého oceánu, jehož odvození může spočívat v pojmenování bytosti z řecké mytologie (Typhon) spojované se silnými větry a bouřkami či v čínském slově“taifeng“ nebo japonském „taifu“ znamenající silný vítr. V dalších částech světa je možné se setkat s těmito regionálními názvy: chubasco (Mexiko), bagyo (Filipíny), willy-willy (Austrálie a Nový Zéland) aj.

Aby se předešlo rozdílnému pojmenování nejen tropických cyklón, ale i jejich stádií v jednotlivých částech světa a tak následnému nedorozumění při vydávání varování, začala být tropickým cyklonám přidělována jména. Na několik let dopředu se tak připravují seznamy použitelných jmen, které koordinuje buď Světová meteorologická organizace, nebo národní meteorologické úřady. V počátku nebyl v udělování jmen žádný řád a bouře se označovaly jménem svatého, který měl v den výskytu jmeniny, jménem neoblíbeného politika či s použitím hláskovací abecedy. Dnešní systém je standardizovaný a jméno první cyklóny začíná na písmeno A, druhé na B atd., přičemž se střídají mužská a ženská jména (dříve byla jen ženská). V některých oblastech (Japonsko, Čína) jsou jména nahrazena odpovídajícími čísly. Pokud tropické cyklóny nezpůsobí žádné větší škody, je jejich jméno dále používáno. V opačném případě jsou ze seznamu vyjmuta. Následující přehled dokumentuje právě ty tropické cyklóny, které za dobu pozorování způsobily největší škody nebo nabyly enormních znaků.

1. 1970 tropický cyklón Bhola – delta Gangy a Brahmaputry, více jak 300 000 obětí

2. 1975 tajfun Nina – Čína, 100 00 obětí následkem povodňové vlny na 62 přehradách

3. 1979 tajfun Tip – sz. část Tichého oceánu, minimální tlak 870 hPa v centru cyklóny

4. 1991 tropická bouře Thelma – zasáhla pobřeží Filipín

5. 1992 hurikán Iniki – Havajské ostrovy

6. 1994 hurikán John – od dob měření je nejdéle trvající tropickou cyklónou

7. 2004 tropická cyklóna Gafilo – historicky největší škody v oblasti Madagaskaru

8. 2005 hurikán Katrina – pobřeží Mexického zálivu, zasažení New Orleans, způsobené škody přesáhly 100 mld. USD

9. 2008 hurikán Andrew – pobřeží USA, celková škody 41 mld. USD

Cirkulace mimotropických šířek

Na proudění vzduchu se v rámci mimotropické cirkulace severní polokoule výrazně podílí kontrast v rozložení pevnin a oceánů, na jižní polokouli má zase vliv výrazná převaha oceánu s dominancí velmi chladné Antarktidy. Nepravidelnost v rozložení pevnin a oceánů tak ovlivňuje vznik a setrvání tlakových útvarů. V zimním období se nad chladnou pevninou severní polokoule zesiluje dominantní postavení Sibiřské tlakové výše a o něco slabší Kanadské tlakové výše, nad teplejším oceánem pak dominuje Aleutská tlaková níže a Islandská tlaková níže. Tyto tlakové útvary jsou zesílené pouze v zimním období a během léta slábnou. Na jejich místo se tak v oceánském prostoru posouvají v důsledku pohybu tropické zóny konvergence Azorská tlakové výše a Havajská tlaková výše, které patří mezi stálé tlakové útvary a během roku se pohybují mezi subtropickými a mírnými šířkami. Dosahují mimořádných rozměrů (3–4 tis. km) a vzduch v nich nesestupuje pravidelně. V jejich východních částech je sestup vzduchu rychlejší než v západních částech a ten tak nemá možnost nabrat vláhu. Proto je jeho vliv na přilehlé západní pobřeží kontinentů oproti východním částem spíše sušší. Nad přehřátou pevninou Íránu a Indie zesiluje během letního období také vliv Asijské tlakové níže (Íránské tlakové níže), jejíž přítomnost ovlivňuje jak monzunové proudění, tak cirkulaci vzduchu v mírných šířkách.

Rozložení tlakových útvarů mezi subtropy a polárními oblastmi způsobuje, že ve většině oblastí mírných šířek převládá západní proudění vzduchu. To je na severní polokouli zesílené v zimním období, kdy je vzduch nucen proudit z tlakových výší na jižním okraji mírného pásu (Azorská a Havajská tlaková výše) k tlakovým nížím (Islandská a Aleutská tlaková níže) na jeho severním okraji. Uchylující složka zemské rotace (Coriolisova síla) odklání přímý směr doprava a proudící vzduch tak nabývá jihozápadního až západního směru. Zonalita tohoto proudění je na severní polokouli výrazně narušena pouze ve východní Sibiři a centrální části Severní Ameriky, kde například dominantní postavení Sibiřské tlakové výše podmiňuje vznik zimních monzunů. V létě je západní proudění zeslabené a výměnu vzduchu určuje hodnota insolace. Otevírá se také prostor pro častější vpády chladnějšího vzduchu ze severu a teplejšího z jihu. Tím se zesiluje meridionální výměna vzduchu. Část vzduchu ze západního proudění se po výstupu po polární frontě vrací zpět do nižších šířek, větší část však pokračuje směrem k pólům. Tam se ochladí, sestoupí k zemskému povrchu a na základě tlakového gradientu mezi polárními a mírnými šířkami proudí do nižších zeměpisných šířek. Coriolisova síla odklání přímý směr doprava a proudící vzduch tak nabývá na severní polokouli severovýchodní až východní složky směru a na jižní polokouli pak jihovýchodní až východní složky směru. Podle převažujícího směru je tento typ proudění vzduchu v polárních oblastech označován jako východní větry.

Výše popsané tlakové změny jsou více příznačné pro severní polokouli. Situace na jižní polokouli je vzhledem k výrazné absenci pevnin v mírných šířkách a stálému vlivu Antarktidy o něco jednodušší. Přítomnost Antarktidy jako chladného kontinentu vedla k vytvoření stálé oblasti tlakové výše (anticyklóna), která svými nízkými teplotami zřetelně odděluje polární a antarktickou vzduchovou hmotu. Na její periferii se v mírných šířkách nachází rovnoměrně rozložený pás nízkého tlaku vzduchu, mezi nímž a subtropickou oblastí vysokého tlaku vzduchu je vyvinuto stálé západní proudění. Vzhledem k absenci pevniny a tedy i menší třecí síly nabývají západní větry vysokých rychlostí. Podle zpráv mořeplavců tak byly patřičné jižní zeměpisné šířky 40°, 50° a 60° označeny jako „řvoucí čtyřicítky“, „běsnící padesátky“ a  „ječící šedesátky“.

V mírných a vysokých zeměpisných šířkách východní Asie se vytvářejí analogické podmínky pro vznik monzunů – mimotropických monzunů. Ty jsou však oproti tropickým monzunům méně stálé.

Výrazným specifikem proudění vzduchu v mimotropických šířkách je s ohledem na pravidelné či nepravidelné změny v rozložení hlavních tlakových útvarů přítomnost intenzivní cyklonální činnosti s vývojem anticyklón a existence dvou typů atmosférické cirkulace: zonální a meridionální typ cirkulace.

Cyklonální činnost

Intenzivní cyklonální činnost představuje nepřetržitý vznik, vývoj a přemísťování cyklón a anticyklón. Podle podmínek vzniku můžeme odlišit termické a frontální cyklóny. Termické cyklóny vznikají v důsledku nerovnoměrného zahřívání zemského povrchu, kdy nad relativně velkými oblastmi (100–200 km) vznikají lokální výstupné pohyby vzduchu doprovázené poklesem atmosférického tlaku. K tomu dochází převážně v létě nad pevninou a v zimě nad teplejšími oceány.

Frontální cyklóny se vytvářejí na hlavních atmosférických frontách jako důsledek teplotní heterogenity a zpočátku mají charakter vlnové poruchy. Na polární frontě můžeme v zimě očekávat větší cyklonální činnost než na arktické frontě. Nejčastější případ vzniku cyklóny nastává při pohybu přední části vlny (teplý vzduch) směrem do studeného vzduchu a zadní části do teplého vzduchu (obr. 4.14).

Poruchy tím nabývají charakteru teplé a studené fronty. Teplý vzduch tak proniká nad studený a proudění začíná získávat znaky vírového pohybu. Tato situace představuje první část vývoje cyklóny označované jako stádium vlny (obr. 4.14b). Při pokračujícím průniku teplého vzduchu do studeného vytváří teplý vzduch tzv. teplý sektor cyklóny, pro který je příznačný pokles tlaku vzduchu a vírový systém proudnic. Toto stádium se nazývá stádium mladé cyklóny (obr. 4.14c). Studená fronta se oproti teplé pohybuje rychleji, čímž je teplý vzduch vytlačován směrem vzhůru a teplý sektor cyklóny se tak zužuje (obr. 4.14d, e, f). Po vzniku okluzní fronty je teplý vzduch vytlačen od zemského povrchu a cyklóna začíná být teplotně stejnorodá. Začíná se vyplňovat a postupně zaniká. Nastává stádium odumírání cyklóny (obr. 4.14g, h). Odumírání cyklóny nemusí ovšem znamenat její definitivní zánik. Často se vytváří situace, kdy mají studené fronty na obou stranách okluze různou teplotu, čímž se opět obnovuje teplotní asymetrie, vytváří se další teplý sektor cyklóny a celý proces tak probíhá na novo. V tomto případě mluvíme o opětovném vývoji cyklóny, tedy o regeneraci cyklóny. Ve střední a horní troposféře se cyklóny pohubují průměrnou rychlostí 30–40 km.h⁻¹. Na jedné hlavní frontě se nevytváří pouze jedna cyklóna, ale hned několik cyklón – série cyklón. Ty se mohou spojit a vytvořit jednu centrální cyklónu.

Projevy počasí jsou v mladé cyklóně určeny charakterem tří oblastí (obr. 4.15):

1. přední a střední část studeného vzduchu,
2. teplý sektor cyklóny,
3. týlová část studeného vzduchu.

Počasí v první oblasti je určeno vlastnostmi teplé fronty, které je spojeno zejména se vznikem předfrontální oblačnosti v pořadí Ci, Cs, As a Ns a vypadáváním trvalých srážek z oblačnosti Ns v pásmu 300–100 km. Teplý sektor cyklóny vyplňuje v zimě vlhký mořský vzduch, který se při příchodu nad kontinent začíná ochlazovat. To má za následek vytvoření inverzního teplotního zvrstvení a oslabení turbulentní výměny vzduchu. Následuje radiační ochlazení a tvorba oblačnosti typu St a Sc, jejíž spodní patra mohou klesnout k zemi a vytvořit tak mlhu. Naopak během přítomnosti vlhkého (mořského) arktického vzduchu pozorujeme vývoj kupovité oblačnosti typu Ac a Sc s následujícím příchodem přeháněk. Pokud je teplá vzduchová hmota stabilní, vypadávají srážky ve formě mrholení. V létě můžeme teplou a stabilní vzduchovou hmotu očekávat v anticyklónách, kdy pozorujeme teplé a bezoblačné počasí doprovázené relativně malou dohledností. Třetí, týlová část studeného vzduchu, určuje podmínky počasí podle počátečních vlastností studeného vzduchu. Při rychlém vzestupu tlaku vzduchu způsobeném kontinentálním arktickým vzduchem lze během noci očekávat vyjasnění a během dne jen slabou kupovitou oblačnost.

Anticyklóny

Vznik a vývoj anticyklón je výsledkem termických příčin (př. ochlazování vzduchu od zemského povrchu) nebo vývoje cyklonální činnosti na frontálních rozhraních.

Podle vlastností tlakového pole při zemském povrchu lze anticyklóny rozdělit na následující typy:

1. stacionární subtropické anticyklóny – nachází se mezi 10° a 40° zeměpisné šířky obou polokoulí se stěžejním rozšířením nad oceány, dosahují délky 3000–4000 km a vertikálně zabírají celou troposféru, na jejich rovníkové periferii se generují pasáty, např. Azorská tlaková výše a Havajská tlaková výše,
2. sezónní studené anticyklóny mírných šířek – dosahují v průměru kolem 3000 km a mocnosti 600–800 m, zesilují v zimním období nad chladným kontinentem, vytvářejí podmínky pro studené proudění, např. Kanadská tlaková výše a Sibiřská tlakové výše,
3. arktické a antarktické zimní anticyklóny – vznikají jako následek ochlazování přízemní atmosféry dlouhovlnným vyzařováním zemského povrchu, jsou poměrně stabilní, charakteristické inverzí a silným prouděním vzduchu na periférii,
4. putující anticyklóny – postupují mezi dvěma po sobě následujícími cyklónami, vytvářejí hřebeny vysokého tlaku vzduchu,
5. anticyklóny uzavírající sérii cyklón – vyvíjejí se z putujících anticyklón, jejichž pohyb se zpomalil.

V důsledku převládajících sestupných pohybů vzduchu můžeme v anticyklóně očekávat převážně bezoblačné počasí, ačkoliv jsou i případy, kdy se vyskytují oblaka. Právě v chladné části roku se počasí může „kazit“. Setkáváme se tak se dvěma základními typy počasí. Málo oblačné počasí s nízkými teplotami se vytváří při aktivních sestupných pohybech vzduchu zejména nad pevninou, nad kterou proniká kontinentální arktický či polární vzduch s malou vlhkostí vzduchu.

V důsledku subsidenčních inverzí teploty a vysušování vrstev volné atmosféry zde nevznikají příznivé podmínky pro vznik oblačnosti. Oproti tomu počasí s rozsáhlou vrstevnatou oblačností typu St a Sc je typické pro rozpadající se anticyklóny, ve kterých se mohou objevit i slabé výstupné proudy. Tento typ počasí můžeme nejčastěji očekávat ve střední Evropě v podzimním období, kdy dochází k rozsáhlé advekci relativně teplého a vlhkého vzduchu nad pevninu. Oblačnost v anticyklónách může také souviset s přemísťováním teplého mořského vzduchu cyklonálních systémů přes severní sektor anticyklón (např. situace ve střední Evropě, kdy střed anticyklóny leží nad Středomořím a severně nad anticyklónou postupují východním směrem přes jižní Skandinávii cyklóny).

V letních anticyklónách můžeme nejvyšší teploty pozorovat v jejich střední části, a to jako následek silného radiačního ohřevu přízemní atmosféry. V důsledku sestupného proudění vzduchu (subsidence) se vytváří inverzní vrstva, která brání pronikání výstupných proudů do výšky kondenzační hladiny. Na okrajích anticyklóny však již můžeme pozorovat kupovitou oblačnost.

Pohyb vzduchu ve vyšší atmosféře

Ve vyšší atmosféře lze na obou polokoulích stejně jako v subtropických šířkách pozorovat vysokorychlostní proudění vzduchu se západní složkou – polární jet stream (obr. 4.16). Jedná se o rychle proudící vzduch vázaný na relativně úzký kanál, kterého využívají letadla letící ze západu na východ. Jeho poloha se ovšem během roku mění a výsledný tvar může v důsledku styku chladného polárního a teplého tropického vzduchu nabývat charakteru meandru. Tento vlnovitý projev jet streamu se nazývá Rossbyho vlny.

---

Shrnutí a literatura