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

Meteorologické prvky a jejich klimatologické charakteristiky

Sluneční záření

Intenzita slunečního záření

Sluneční záření (elektromagnetické i korpuskulární – proud elektricky nabitých částic elektronů, protonů, neutronů aj.) je převážným zdroje energie v rámci celého planetárního systému. Ostatní existující energetické zdroje (geotermální energie, energie kosmického nebo radioaktivního záření, energie z elektrických výbojů v atmosféře) se podílejí jen nepatrnou částí (0,024 %). Energie elektromagnetického vlnění je v planetárním geosystému přeměněna na jiné druhy energie, a to na tepelnou, elektrickou či druhotně na kinetickou nebo energii dlouhovlnného záření.

Kvantitativně lze velikost záření vyjádřit jeho intenzitou ve wattech (W) na metr čtvereční (m^-2). Za časový interval vyjadřujeme celkovou intenzitu ve Wh (watt hodinách) nebo kWh (kilowatt hodinách). Celkovou intenzitu elektromagnetického záření Slunce, které dopadá na horní hranici atmosféry na plochu 1 m² kolmou k paprskům, nazýváme při střední vzdálenosti Země – Slunce solární konstanta. Její hodnota se pohybuje okolo 1366 W.m^-2. Protože však Země obíhá kolem Slunce po eliptické dráze a obecně platí, že intenzita záření klesá s druhou mocninou vzdáleností od zdroje záření, mění se tak v průběhu roku také hodnota solární konstanty (v perihéliu je asi o 3,43 % vyšší a v aféliu asi o 3,26 % nižší). Od konce 19. století se hodnota solární konstanty odvozovala z pozemských měření (např. pyrheliometrem) a od roku 1978 se přidala i družicová měření, přičemž se zjistilo, že hodnota solární konstanty kolísá v čase v souladu s proměnami sluneční aktivity. Významný je zejména 11letý cyklus.

S ohledem na střední vzdálenost Země – Slunce můžeme uvažovat rovnoběžný dopad slunečních paprsků na zemský povrch. Množství záření (neboli intenzitu přímého slunečního záření) dopadající na horizontální plochu zemského povrchu pak označujeme jako insolace (obr. 3.1).

Její hodnota závisí na zenitové vzdálenosti Slunce a je tak proměnlivá v průběhu dne i roku, ale i na libovolné části zemského povrchu. Z obr. 3.1 je zřejmé, že insolace na horizontální ploše a.b bude menší než na jednotce plochy a´.b, která je vůči směru slunečních paprsků kolmá. Čím větší je úhel dopadu slunečních paprsků (čím výše je na obloze), tím kratší cestu musí paprsky absolvovat a tím více energie dopadá na jednotku plochy. Insolaci na horní hranici atmosféry označujeme jako extraterestrální insolace a její nepravidelný roční režim nazýváme solární klima. Je tedy zřejmé, že množství dopadajícího slunečního záření je dáno stálým sklonem zemské osy k ekliptice a závisí na zeměpisné šířce.

Změny slunečního záření v atmosféře

Elektromagnetické záření obsahuje záření různých vlnových délek. Spektrum slunečního záření zahrnuje gama záření (< 0,01 nm), rentgenové záření (0,01–10 nm), ultrafialové záření (0,01–0,39 µm), viditelné záření (0,4–0,76 µm), infračervené záření (0,761–1000 µm), mikrovlny (1 mm až 1 m) a radiové vlny. Pro stanovení energetické bilance Země je důležité záření vlnových délek od 0,1 µm do 100 µm. 99 % z celkového toku slunečního záření připadá na rozmezí 0,1–4 µm, proto se pro potřeby meteorologie označuje záření v tomto intervalu jako krátkovlnné na rozdíl od dlouhovlnného záření atmosféry a zemského povrchu, jehož vlnové délky jsou větší než 4 µm.

Ultrafialové záření je neviditelné, tvoří necelých 7 % záření před vstupem do atmosféry a převážná část je ho pohlcena ozonem ve stratosféře. Viditelné záření představuje asi 47 % a lze ho rozložit na jednotlivé spektrální barvy od fialové (nejkratší vlnové délky) přes modrou, zelenou, žlutou a oranžovou až po červenou (nejdelší vlnové délky). Infračervené záření zahrnuje s podílem 46,5 % dlouhovlnné a tepelné záření.

Při průchodu atmosférou se mění kvantitativní i kvalitativní vlastnosti slunečního záření (atmosférická extinkce). Kvantita záření (intenzita) se zmenšuje jeho pohlcováním, kvalita pak rozptylem na molekulách vzduchu a aerosolech. Čím delší dráhu sluneční paprsek absolvuje, tím výraznějším změnám podléhá. Mimo jiné dochází také se změnou hustoty vzduchu k refrakci paprsků. Ta způsobuje podle Snelliova zákona (při přechodu z prostředí opticky řidšího do prostředí opticky hustšího se paprsek láme ke kolmici k rozhraní obou prostředí) jejich ohyb a tak i změnu směru, ze kterého byly zdrojem vyslány.

Pohlcování slunečního záření v atmosféře

Pohlcování záření má výrazně selektivní charakter, což znamená, že jednotlivé plyny pohlcují záření pouze určitých vlnových délek, a jen asi 15 % z celkového záření je pohlceno. Převážný podíl na jeho pohlcování mají vodní páry, dusík, kyslík, ozon a oxid uhličitý. Kyslík pohlcuje zejména záření krátkých vlnových délek v ultrafialové a viditelné části spektra. Stratosférický ozon se podílí na pohlcování převážně většiny ultrafialového záření, méně pak záření infračerveného. V infračervené části spektra výrazně pohlcuje sluneční záření oxid uhličitý a vodní páry, což způsobuje zahřívání atmosféry a zesílení skleníkového efektu atmosféry. Zároveň dochází také k pohlcování dlouhovlnného tepelného vyzařování zemského povrchu a jeho zpětnému vyzáření, které se tím například v noci podílí na snižování tepelných ztrát.

Rozptyl slunečního záření v atmosféře

Mezi nejvýznamnější změnu slunečního záření patří difuze slunečního záření na molekulách a atomech plynů (molekulární/Rayleighův rozptyl) a také na větších kapalných a pevných částicích (aerosolový rozptyl). Na rozdíl od přímého slunečního záření se rozptýlené záření šíří všemi směry, čímž vytváří domněnku, že záření nepřichází od Slunce, ale od celé oblohy.

V molekulárním rozptylu platí tzv. Rayleighův zákon, který říká, že čím je kratší vlnová délka, tím je záření výrazněji rozptylováno. K rozptylu dochází na molekulách a atomech plynů vzduchu. V rozptýleném záření ve viditelné části spektra převládají kratší vlnové délky (modrá a fialová), které vysvětlují modré zbarvení oblohy. Oproti tomu v přímém záření převládají dlouhovlnné části spektra a zbarvení vycházejícího či zapadajícího Slunce nebo samotná barva Slunce na modré obloze se tak jeví jako červenožluté. Krátkovlnné záření ve spektru modré a zelené barvy se prakticky zcela rozptýlí.

K aerosolovému rozptylu dochází na větších kapkách a pevných částicích větších než 1,2 µm. Samotný rozptyl není závislý na vlnové délce, a proto nedochází ke změně spektrálního složení. V důsledku toho mají oblaka nebo mlha bílé až šedé zbarvení.

U obou dvou druhů rozptylu dochází se vzrůstající výškou a tím spojeným snižováním obsahu příměsí a poklesem hustoty vzduchu k poklesu intenzity rozptylu. Snížení obsahu příměsí podmiňuje nárůst modrého zbarvení oblohy a snížení hustoty vzduchu snižuje intenzitu molekulárního rozptylu až na nulovou hodnotu, kdy můžeme na horní hranici atmosféry pozorovat černé zbarvení.

Úloha záření v energetické bilanci Země

Záření, které dopadá na zemský povrch, rozdělujeme na:

• přímé sluneční záření,
• rozptýlené záření,
• globální záření,
• odražené záření,
• dlouhovlnné záření (vyzařování Země a zpětné záření atmosféry).

Přímé sluneční záření představuje krátkovlnné záření, jehož paprsky dopadající na zemský povrch můžeme považovat za rovnoběžné. Jeho intenzita se udává ve W.m^-2 a klesá s rostoucí dráhou paprsků v atmosféře (pokles nadmořské výšky), s poklesem výšky Slunce nad obzorem a s růstem zakalení atmosféry. Hodnoty intenzity přímého slunečního záření se proto mění nejen v průběhu dne a roku, ale také podle sklonitosti a orientace reliéfu.

Rozptýlené záření zahrnuje obdobně záření krátkovlnné. Jeho intenzitu ovlivňuje množství přítomných částic, oblačnost, sněhová pokrývka, zeměpisná poloha a výška Slunce nad obzorem. Je známo, že ve vyšších zeměpisných šířkách prodlužuje rozptýlené záření v zimním období bílý den.

Globální záření spojuje v meteorologii celkové krátkovlnné (přímé a rozptýlené) sluneční záření. Intenzita globálního záření roste zejména s výškou Slunce nad obzorem a s poklesem zakalení atmosféry. Maximální hodnoty globálního záření proto obecně klesají od nízkých zeměpisných šířek k pólům. Jeho maximální roční úhrny však připadají na subtropické oblasti vysokého tlaku vzduchu, kde jsou podmíněny velkou intenzitou přímého slunečního záření, které je jen nepatrně zeslabováno pohlcováním a rozptylem v suché a čisté atmosféře. Výjimku zde představují pobřežní oblasti se zvýšenou cyklonální činností.

Část globálního záření dopadajícího na horní hranici atmosféry nebo zemský povrch se od vzduchových částic, vodních kapek či aktivního povrchu odráží a nazývá se pak jako odražené záření. Poměr mezi množstvím odraženého záření a celkově dopadajícího záření označujeme termínem albedo (%). V atmosféře mají největší hodnoty albeda kupovitá oblaka altocumulus (70–75 %) a stratokumulus (55–65 %). Albedo aktivního povrchu závisí zejména na jeho zbarvení a struktuře. Nejvyšších hodnot dosahuje sněhová pokrývka a ledové plochy (80–90 %). Zajímavé je i albedo vodní plochy, které je při výšce Slunce 45° téměř zanedbatelné, ale je-li Slunce níže než 5°, je albedo 70–80 %. Proto se při východu a západu Slunce vodní hladina leskne. Průměrná hodnota planetárního albeda (poměr množství záření odraženého Zemí do kosmického prostoru k množství záření vstupující na horní hranici atmosféry) se pohybují okolo 30 %.

Aktivní povrch a atmosféra se pouze nepodílejí na kvalitativních a kvantitativních změnách slunečního záření, ale také vlastní záření vyzařují. Oproti slunečnímu záření se s ohledem na skutečnosti vyplývající ze základních zákonů záření (Planckův, Stefan-Boltzmanův, Wienův zákon posunu aj.) jedná o dlouhovlnné záření v oblasti infračerveného a tepelného záření. To je ve vzduchu s výjimkou intervalu vlnových délek 8–12 µm převážně pohlcováno oxidem uhličitým a vodními parami. Záření v tomto intervalu vlnových délek ovšem uniká do meziplanetárního prostoru, a proto se pro výše uvedený interval spektra používá označení atmosférické okno. Zmíněné dlouhovlnné záření můžeme rozdělit na tepelné vyzařování Země a zpětné záření atmosféry. Zpětné záření atmosféry je vždy menší než vyzařování zemského povrchu. Jejich rozdíl lze vyjádřit matematicky a nazývá se efektivní vyzařování Země. Atmosféra tedy dobře propouští sluneční záření, ale dlouhovlnné vyzařování aktivního povrchu a své vlastní vyzařování jako filtr zachycuje, čímž má výrazný vliv na oteplování Země. Tato funkce atmosféry se vžila jako skleníkový efekt.

Princip skleníkového efektu vyplývá z radiační (energetické) bilance Země. Sluneční energie dopadající na Zemi musí být v dlouhodobém režimu vyrovnána celkovému množství energie, které je Zemí vyzařováno (obr. 3.2). V opačném případě by došlo k destabilizaci klimatického systému. Zemi opouštějí dva základní druhy záření, odražené sluneční záření a dlouhovlnné tepelné vyzařování Země. Odražené sluneční záření představuje asi 30 % z celkového slunečního záření (20 % odráží oblaka, 6 % atmosféra a 4 % zemský povrch). Zbylých 70 % přicházejícího záření je pohlceno atmosférou, zemským povrchem a oceány, přičemž absorbovaná energie je využita k ohřevu.

Jak již bylo zmíněno, i Země podobně jako Slunce vydává tepelné záření. Protože je však zemský povrch mnohem chladnější než sluneční, musí v souladu se zákonem Wienova posunu vyzařovat tepelnou energii na mnohem delších vlnových délkách. Mluvíme tak o dlouhovlnném vyzařování Země. Zemská atmosféra díky svému chemickému složení propouští viditelné a krátkovlnné infračervené záření, dlouhovlnné záření však nikoliv. Dochází tak k absorpci 71 % povrchového tepelného záření. Dohromady s teplem získaným přímou absorpcí slunečního záření a teplem přineseným konvekčním prouděním a kondenzací vodních par (latentní teplo) vytváří atmosféra nad zemským povrchem přikrývku podobnou poklici nad hrncem. Z naznačené energetické bilance je vidět, že atmosférou a zemským povrch je absorbováno 235 W.m^-2. Stejné množství energie je také vyzářeno do vesmíru. Kladný zbytek (zpětné záření atmosféry 324 W.m^-2 – odražené dlouhovlnné záření 235 W.m^-2 = 89 W.m^-2) se pak podílí na oteplování atmosféry. Energie tepelného vyzařování Země se zvyšuje, dokud se nevyrovnají ztráty pohlcováním atmosférou a neustaví se teplotní rovnováha. Jakákoliv změna (složení plynů), narušující tento mechanismus, tak povede k ustanovení nové rovnováhy (oteplení nebo ochlazení).

Pojem skleníkový efekt byl poprvé použit francouzským vědcem J. B. J. Fourierem a pochází od skleníků používaných v zahradnictví. Nicméně procesy, které probíhají ve skleníku, se liší od těch, které popisuje skleníkový efekt, proto se nejedná o přesné pojmenování. Skleník je vybudován ze skla, které brání úniku ohřátému vzduchu. Když však skleník otevřeme, vzduch se promíchá a teplota uvnitř poklesne. Skleníky tak brání konvekčnímu proudění. Oproti tomu skleníkový efekt brání unikání jednoho druhu záření.

Zaměříme-li se na radiační (energetickou) bilanci soustavy aktivní povrch – atmosféra, můžeme identifikovat celou řadu teplotních transportních mechanismů.

Mezi základní způsoby transportu tepelné energie náleží:

• turbulentní tok tepla (H)

  představuje neuspořádaný vírový pohyb v atmosféře, který je v období insolace orientován do atmosféry s maximem před polednem a před západem Slunce mění orientaci z atmosféry směrem k aktivnímu povrchu s minimem v nočních hodinách,

• latentní tok tepla (LE)

  má charakter turbulentního pohybu a zahrnuje ztrátu tepla při vypařování nebo příjem tepla při kondenzaci, maximálních hodnot dosahuje kolem poledne a minima v noci,

• dlouhovlnné vyzařování Země

• tok tepla do nebo z podloží aktivního povrchu (G)

  závisí na vlastnostech substrátu a je přímo úměrný jeho tepelné vodivosti a změně teploty s hloubkou, v období insolace je orientován do podloží, v nočních hodinách pak obráceně,

• molekulární vedení tepla (M)

  spočívá v předávání tepla dotykem jednotlivých molekul vzduchu, vzhledem k malé intenzitě se zanedbává.

Výslednou energetickou bilanci aktivního povrchu (R_Z) můžeme vyjádřit jako součet turbulentního toku tepla, latentního toku tepla a toku tepla do nebo z podloží aktivního povrchu.

V ročním chodu složek energetické bilance připadají maxima na letní měsíce a minima na zimní. V rovníkových, vlhkých tropických a subtropických oblastech je energetická bilance po celý rok kladná. Převážná část tepla je zde transportována latentním tokem. Suché tropické a subtropické oblasti mají v důsledku nízké vlhkosti nižší hodnotu energetické bilance. Aktivní povrch se v těchto oblastech silně zahřívá, čímž výrazně zvyšuje podíl turbulentního toku tepla. V polárních oblastech je s výjimkou 2–3 měsíců energetická bilance záporná a převažuje vyzařování z aktivního povrchu.

Teplotní režim atmosféry

Teplotní režim atmosféry zahrnuje rozložení teploty vzduchu v rámci denního a ročního chodu, stejně jako sledování jejich neustálých změn zahrnujících i sledování teploty povrchu půdy a jejího podloží. V návaznosti na energetickou bilanci aktivního povrchu je zřejmé, že denní i roční chod teploty vzduchu a její změny s nadmořskou výškou jsou podmíněny insolací, albedem a efektivním vyzařováním aktivního povrchu.

Ve fyzikální soustavě SI se pro stanovení teploty používá Kelvinova stupnice, v klimatologii Celsiova a některé státy (USA, Kanada či Velká Británie) využívají Fahrenheitovu stupnici. Pro správné pochopení procesů odpovědných za tepelné změny v atmosféře je potřeba připomenout pár fyzikálních termínů týkajících se tepelných vlastností látek.

tepelná kapacita je schopnost tělesa pohlcovat teplo, charakterizuje ji koeficient tepelné kapacity (tepelná kapacita vody je vyšší než půdy)

tepelná vodivost představuje schopnost látek šířit a vést teplo (písčitá půda má vyšší koeficient tepelné vodivosti než nehybný vzduch)

teplotní vodivost vystihuje schopnost tělesa nebo látky zahřívat se nebo ochlazovat se (např. teplotní vodivost půdy při 10% vlhkosti)

Denní a roční chod teploty vzduchu

Teplota vzduchu je základní meteorologický prvek a měří se ve výšce 2 m nad zemským povrchem. Označuje se jako přízemní teplota. Ve výšce 0,05 m nad zemí se také měří přízemní minimální teplota. U teplotních charakteristik je nezbytné znát jejich průběh. V klimatologii se proto sleduje denní a roční chod. Denní chod vyjadřuje teplotní změny během 24 hodin, roční chod analogicky vyjadřuje změnu teploty během jednoho roku, k čemuž se používají denní, dekádové či měsíční charakteristiky.

Denní chod teploty vzduchu

Prohřívání nebo ochlazování přízemní vrstvy atmosféry probíhá zdola nahoru, proto je téměř patrná shoda denního chodu teploty vzduchu a aktivního povrchu. Amplituda (rozdíl nejvyšší a nejnižší hodnoty) teploty vzduchu je však v porovnání s výkyvy teplot aktivního povrchu méně výrazná a snižuje se s rostoucí nadmořskou výškou (obr. 3.4). Vzestup teploty je tak u aktivního povrchu strmější a její pokles naopak pozvolnější.

Hodnota denní amplitudy závisí na následujících faktorech:

• charakter počasí

  při radiačním typu počasí (malá oblačnost, malá rychlost větru) je teplotní amplituda větší než při advekčním typu počasí (horizontální přenos vzduchu, velká oblačnost),

• roční období

  v mírných šířkách je nejvyšší amplituda v důsledku malé zásoby tepelné energie v podloží po zimním období na jaře – v noci pak převažuje ochlazování dlouhovlnným vyzařováním povrchu – do další zimy se amplitudy snižují,

• zeměpisná šířka

  od rovníku k subtropickým šířkám amplitudy narůstají (souvislost s převažujícím typem radiačního počasí), odtud se k pólům snižují,

• vzdálenost od pobřeží

  oceanita umožňuje díky vysoké tepelné kapacitě vody teploty zachovat po delší dobu, naopak kontinentalita s ohledem na rychlost oteplování a ochlazování povrchu amplitudu prohlubuje,

• tvar reliéfu

  vypouklé tvary reliéfu mají menší amplitudy než rovinaté a ty menší než vhloubené (vytváření lagun studeného vzduchu),

• pokryvu aktivního povrchu

  přítomný vegetační pokryv snižuje transpirací ohřev přízemní vrstvy atmosféry oproti holému povrchu, který se pouze otepluje.

Teplotní amplituda se snižuje také s rostoucí výškou. Výkyvy teplot, které jsou pozorovatelné v horní troposféře, však již nesouvisí se změnami aktivního povrchu. Vzhledem k rozdílným hodnotám tepelné kapacity vody a pevniny jsou teplotní amplitudy výraznější nad pevninou než nad oceánem.

Roční chod teploty vzduchu

Roční chod teploty vzduchu závisí zejména na režimu výměny vzduchových hmot, zeměpisné šířce a stupni kontinentality. Křivky ročního chodu teploty se převážně vyznačují jedním maximem a jedním minimem. V planetárním měřítku rozlišujeme několik typů ročního chodu teploty vzduchu (obr. 3.5).

• rovníkový typ

  se vyznačuje malou amplitudou (5 °C) a přítomností dvou nevýrazných maxim v období slunovratů, (křivka 1)

• tropický typ

  je charakteristický vyšší amplitudou (5 °C při pobřeží, 10–15 °C nad pevninou) a jedním teplotním maximem a minimem v období nejvyšší a nejnižší výšky Slunce nad obzorem, (křivka 2)

• typ mírného pásu

  vykazuje extrémní teplotní hodnoty po letním a zimním slunovratu (na severní polokouli se maxima a minima objevují v červenci a lednu, nad oceány a v horských oblastech pak v srpnu a únoru – důsledek pomalejšího prohřívání a ochlazování oceánů a postupného prohřívání a ochlazování jednotlivých vrstev troposféry), amplitudy nad pevninami kolísají v rozmezí 10–15 °C u pobřeží a 60 °C uvnitř kontinentu), lze vymezit oblast subtropickou, vlastní mírnou a subpolární, (křivky 3, 4, 6, 7)

• polární typ

  má vyšší teplotní amplitudy (30–40 °C nad pevninou, 20–25 °C nad oceány), přičemž maxima vrcholí v polárním létě a minima na konci polární noci, (křivka 5)

Vybočením z takto zaběhlého teplotního chodu dochází při neperiodických, pravidelných a dlouhodobých změnách, které souvisí s odchylkou od celkového trendu počasí. Tyto výkyvy se označují termínem singularity a většinou jsou způsobeny vpádem odlišných vzduchových hmot. Příkladem může být babí léto (oteplení) na přelomu září a října, ledoví muži (náhlé ochlazení) v květnu či vánoční obleva (vpád vlhkého oceánského vzduchu) koncem prosince. Mnohé ze singularit jsou obsaženy v lidových pranostikách a ne všechny mají vědecké vysvětlení.

Změna teploty vzduchu s výškou

Změna teploty vzduchu s výškou se v meteorologii označuje jako vertikální teplotní gradient. Ten se určuje pro interval výšky 100 m a jeho průměrná hodnota v troposféře je 0,65 °C na 100 m. Tato hodnota není neměnná, ale závisí na denní a roční době, nadmořské výšce a poloze místa. V planetární mezní vrstvě atmosféry je hodnota vertikálního teplotního gradientu podmíněna radiační bilancí systému aktivní povrch – atmosféra a turbulentní výměnou tepla. Ve střední a vyšší troposféře (asi 2000 m – tropopauza) dochází ke kondenzaci vodní páry a tvorbě oblaků, během kterého se uvolní latentní teplo. To způsobí zmenšení hodnoty vertikálního teplotního gradientu na 0,5 °C na 100 m. V tomto případě mluvíme o tzv. vlhkoadiabatickém gradientu, přičemž adiabatický děj nazýváme takový děj, kdy nedochází k výměně energie s okolní atmosférou. Dochází-li k adiabatickému přemísťování suchého nebo vodní párou nenasyceného vzduchu, vyjadřujeme změnu teploty tzv. suchoadiabatickým gradientem, jehož zaokrouhlená hodnota činí 1 °C na 100 m.

V případě přetékání vzduchu přes horské překážky může vzduch být vzduch před výstupem chladnější než po sestupu do původní úrovně. Tyto procesy označujeme jako pseudoadiabatické (obr. 3.6).

Z údolí (500 m n. m.) v pravé části obrázku byl do tlakové níže poblíž pohoří vysán vzduch, který postupně proudí přes horský hřeben z údolí vlevo (500 m n. m.). Při výstupu se původně suchý vzduch ochlazuje podle suchoadiabatického gradientu o 1 °C na 100 m a z původních 15 °C má v 1500 m teplotu 5 °C. V této výšce začíná v ochlazeném vzduchu ke kondenzaci vodních par, čímž se uvolní latentní teplo, které ochlazování zpomaluje. Vzduch se tak dále bude ochlazovat podle vlhkoadiabatického gradientu o 0,5 °C na 100 m a na vrcholu hřebenu ve výšce 3000 m bude jeho teplota -2,5 °C. Mimo to budou na návětrné straně vypadávat srážky. Při sestupu do údolí bude vzduch značně ochuzen o vodní páry a do údolí sestoupí o mnohem sušší, než byl na začátku výstupu. Sestupující vzduch se tak bude oteplovat podle suchoadiabatického gradientu a po sestupu do údolí bude jeho teplota 22,5 °C, tedy o 7,5 °C vyšší než před výstupem. I kdyby vzduch obsahoval v první části svého sestupu vodní páry a oteploval se tak podle vlhkoadiabatického gradientu, musí být na sestupné straně teplejší, protože se větší část svého sestupu oteploval suchoadiabaticky. Typickým příkladem pseudoadiabatického děje je fén, který je typický pro oblast Alp, západního Kavkazu nebo Skalnatých hor, či chinook vanoucí ve Skalnatých horách.

V horských oblastech je změna teploty s výškou výrazně modifikována utvářením reliéfu. Ve větších nadmořských výškách se atmosféra díky přítomnosti aktivního povrchu v létě silně prohřívá a v zimě naopak ochlazuje. Lze proto tvrdit, že pro horské oblasti je charakteristická kontinentalita klimatu.

Inverze teploty

Inverzí teploty se má na mysli případ vertikálního rozložení teploty neodpovídající normálnímu zvrstvení, kdy se teplota se stoupající nadmořskou výškou zvyšuje. Podle výšky inverzní vrstvy rozlišujeme přízemní inverze a inverze ve volné atmosféře (výškové inverze).

Přízemní inverze zahrnují podle příčin jejich vzniku inverze radiační a advekční. Radiační inverze vznikají ochlazováním přízemní vrstvy atmosféry od aktivního povrchu v období záporné energetické bilance. Tato situace nastává zejména za jasných nocí při malých rychlostech větru. Advekční inverze nastávají při přemísťování teplejšího vzduchu nad chladnější, k čemuž dochází například v zimních měsících prouděním teplejšího vzduchu nad sněhovou pokrývkou. Časový i vertikální rozsah inverzí je určován charakterem aktivního povrchu.

Inverze ve volné atmosféře můžeme rozdělit na:

• radiační

  vznikají ochlazováním vzduchu od intenzivně vyzařující horní hranice oblaků,

• subsidenční

  vznikají poklesem vrstvy vzduchu ve vysokém tlaku vzduchu, kdy se nad relativně chladnější vrstvou nachází vrstva teplejší,

• pasátové

  představují pasátovou subsidenci, kdy vlhký pasátový vzduch klesá dolů a nad ním se nachází teplejší suchý vzduch,

• turbulentní

  nastávají ve vrstvách blízkých aktivnímu povrchu, kdy dochází turbulentním prouděním ke změně podmínek a vrstva nad tím je beze změny.

Vlivem denního a ročního chodu energetické bilance aktivního povrchu dochází k časovým změnám aktivního povrchu a jeho podloží. Teplota aktivního povrchu půdy vykazuje při radiačním počasí jedno maximum kolem poledne a minimum před východem Slunce. Hodnotu teplotní amplitudy povrchu půdy výrazněji ovlivňuje oblačnost (snižuje), výměna vzduchových hmot či vegetační kryt a sněhová pokrývka (snižuje). V souvislosti s tokem tepla do podloží se mění také teplotní poměry půdy. Tyto změny udávají Fourierovy zákony, z nichž lze zmínit alespoň dva následující:

1. perioda výkyvů teploty půdy se s hloubkou nemění,

2. teplotní amplituda se s aritmetickým růstem hloubky zmenšuje (v hloubce 10–30 m nastává úroveň stálé teploty).

Geografické rozložení teploty vzduchu

Rozložení teploty vzduchu je v planetárním měřítku ovlivňováno energetickou bilancí, všeobecnou cirkulací atmosféry a mořskými proudy. Při porovnání průměrných lednových (obr. 3.7) a červencových (obr. 3.8) teplot lze vyvodit následující závěry:

1. průměrná teplota klesá od rovníku k pólům

   • pokles hodnoty insolace, v polárních oblastech mají izotermy téměř kruhový průběh,

2. rozloha kontinentů v subarktickém a arktickém pásu umožnila vznik oblastí s extrémně nízkými teplotami

   • patrné zejména na střední Sibiři a v severní Kanadě, kde je v důsledku sněhové pokrývky vysoká hodnota albeda,

3. v ekvatoriálním pásu se průměrné měsíční teploty mění od ledna do července a opačně jen velmi pozvolna

   • insolace se v této oblasti během roku příliš nemění, výjimku představují Andy,

4. průběh izoterm vykazuje nad kontinenty v mírných šířkách a v subarktickém pásu intenzivní pohyb během roku

   • oproti těm samým izotermám nad oceány jsou v zimě izotermy protáhlé ve směru k rovníku, v létě pak ve směru k pólu,
   • dokumentuje kontrast oceanity a kontinentality klimatu,

5. oblasti s vyšší nadmořskou výškou jsou chladnější než okolní nížiny

   • v důsledku poklesu teploty s výškou, př. Andy,

6. oblasti stálého sněhu a ledu jsou vždy intenzivně chladné

   • př. Grónsko a Antarktida (stanice Vostok – nejnižší teplota −89,6 °C) – vysoká nadmořská výška a vlivem sněhové a ledové pokrývky vysoká hodnota albeda,

7. izotermy v oblasti Evropy vykazují během roku odlišný chod

   • letní izotermy mají v důsledku převažujícího vlivu insolace rovnoběžkový průběh,
   • zimní izotermy vykazují poledníkový průběh v důsledku zesílení tlakových center (Islandská tlaková níže a Azorská tlaková výše) a tedy zesíleného západního proudění,

8. západní pobřeží kontinentů na jižní polokouli jsou v oblastech tropických a subtropických šířek chladnější než jim odpovídající východní pobřeží

   • západní pobřeží omývají studené mořské proudy.

S ohledem na průměrné teplotní rozdíly vzduchu mezi lednem a červencem (obr. 3.9) jsou patrné následující zákonitosti:

1. roční teplotní amplituda na severní polokouli stoupá se vzrůstající zeměpisnou šířkou

   • platné do úrovně subarktického pásu,
   • důsledkem je kontrast insolace mezi létem a zimou v závislosti na zeměpisné šířce,

2. největší teplotní amplitudy jsou patrné v subarktickém a arktickém pásu Asie a severní Ameriky

   • 2 centra: SV Sibiř a Kanada s V Aljaškou,
   • vysoké hodnoty letní insolace a velmi nízké v zimě spojené s tvorbou anticyklón,

3. v tropickém pásu lze v okolí obratníků v místech se nejvyšší letní teplotou vzduchu sledovat vzestup teplotní amplitudy

   • př. severní Afrika (Al-Azízíyah v Libyi – nejvyšší naměřená teplota vzduchu 57,8 °C) suchý vzduch bez větší oblačnosti umožňuje intenzivní zahřívání a ochlazování povrchu,

4. roční teplotní amplitudy jsou ve stejné zeměpisné šířce větší nad pevninami než nad oceány

   • v důsledku větší tepelné kapacity vody nad pevninou,
   • nejmenší roční amplituda nad oceány je v ekvatoriálním pásu

5. v důsledku stálá hodnota insolace během roku a vysoké hodnoty tepelné kapacity vody.

Voda v atmosféře

V zemské atmosféře je voda přítomna ve třech skupenstvích, kapalné skupenství (srážky), plynné skupenství (vodní pára) a pevné skupenství (krystalky ledu). Její význam v krajinné sféře je vzhledem k vláhově energetické bilanci nezastupitelný. Mimo jiné je voda v atmosféře také součástí hydrologického cyklu a do atmosféry se dostává výparem z aktivního povrchu. Ten může probíhat evaporací, výparem z neživého substrátu (fyzikální proces), nebo transpirací, výparem z nadzemních částí rostlin (fyziologický proces). V mírných šířkách převažuje transpirace nad evaporací. Sledují-li se oba druhy výparu dohromady, mluvíme o evapotranspiraci. Opačný proces přechodu plynné fáze ke kapalné označujeme jako kondenzaci a dochází k ní při ochlazení vzduchu bohatého na vodní páry. Do atmosféry se může voda dostat také přechodem z pevného skupenství (led) v plynné, tzv. sublimací. Proces přechodu kapalného skupenství k pevnému pak označujeme termínem mrznutí, opakem je tání.

Pojem výpar je však nutné odlišit od pojmu výparnost, jímž se vyjadřuje maximálně možný výpar, který není ohraničený zásobami vody. Výpar z aktivního povrchu je závislý jak na vlastnostech atmosféry, tak aktivního povrchu. Jeho hodnota roste s obsahem vláhy v podloží aktivního povrchu, jeho teplotou, sytostním doplňkem vzduchu a rychlostí větru. Přenos vodní páry do atmosféry probíhá turbulentním prouděním a molekulární difuzí, kdy molekula vodní páry proniká do druhé, sušší molekuly vzduchu.

Vlhkost vzduchu

Vlhkost vzduchu představuje základní meteorologický prvek vyjadřující množství vodních par ve vzduchu. K vyjádření obsahu vodních par v atmosféře se využívají následující charakteristiky:

1. napětí (tlak) vodních par (e)

   • vyjadřuje dílčí (parciální tlak) vodní páry ve směsi se suchým vzduchem (15–20 hPa),
   • je-li vzduch nasycený (není schopen přijmout žádnou vodní páru) nahrazujeme tuto charakteristiku napětím nasycení (E),

2. poměrná (relativní) vlhkost vzduchu (r)

   • vyjadřuje poměr skutečného napětí vodních par e k maximálně možnému napětí nasycení E při dané teplotě
   

3. sytostní doplněk (d)

   = deficit vlhkosti
   • vyjadřuje rozdíl mezi maximálním napětím a skutečným napětím vodních par = udává chybějící množství vodních par, aby se vzduch stal nasyceným
   

4. absolutní vlhkost vzduchu (a)

   = hustota vodní páry, měrná hmotnost vodní páry
   • vyjadřuje množství vodních par (g.m^-3) v jednotce objemu vzduchu při zvolené teplotě,

5. specifická (měrná) vlhkost vzduchu (s)

   • vyjadřuje poměr hmotnosti vodních par v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu,
   • bezrozměrná veličina,

6. poměr směsi (w)

   • podíl hmotnosti vodních par a hmotnosti suchého vzduchu v daném objemu,
   • bezrozměrná veličina,

7. rosný bod (τ)

   = teplota rosného bodu
   • teplota, při které by vodní páry nacházející se ve vzduchu tento vzduch nasytily,
   • při poklesu teploty pod rosný bod dochází ke kondenzaci par a vzniká rosa nebo mlha,
   • při relativní vlhkosti nižší než 100 % je teplota rosného bodu vždy nižší než teplota vzduchu.

S ohledem na spojitost mezi vlhkostí vzduchu a jeho teplotou souvisejí se změnami teploty vzduchu také výkyvy množství vodních par v přízemní atmosféře. Napětí vodních par má jednoduchý nebo dvojitý chod. Jednoduchý denní chod souvisí s malou intenzitou turbulence a je typický nad vodními plochami, může zasahovat i na pobřeží či extrémně vlhký povrch souše. Jeho průběh souvisí s denním chodem teploty aktivního povrchu a výparu a označuje se jako mořský nebo zimní typ (maximu kolem 13. hodiny → nárůst intenzity výparu, minimum kolem 4. hodiny → zmenšení výparu, kondenzace). Dvojitý denní chod je příznačný pro větší nadmořské výšky nad aktivním povrchem a označuje se jako typ letní nebo pevninský. Ranní minimum a dopolední maximum kopírují jednoduchý chod, druhé minimum v odpoledních hodinách souvisí se zvýšenou turbulencí a konvekcí a večerní maximum je následkem poklesu intenzity turbulence. Pro roční chod napětí vodní páry platí v našich klimatických podmínkách totéž, co pro roční chod teploty vzduchu. U některých charakteristik např. u relativní vlhkosti, však tato souvislost neplatí.

Kondenzace vodních par v atmosféře

Zdrojem vodních par pro atmosféru je aktivní povrch, proto s nadmořskou výškou obsah vodní páry ve vzduchu klesá, k čemuž přispívá také její kondenzace. Z aktivního povrchu jsou vodní páry vynášeny do větší výšky, kde v důsledku celkového poklesu teploty vzduchu s výškou dochází při dalším výstupu k poklesu teploty vzduchu na rosný bod (obr. 3.10).

Dalším výstupem se vodní páry sráží na kondenzačních jádrech (aerosoly) do mikroskopických kapiček – zárodečných kapek. Úroveň, ve které ke kondenzaci dochází, se nazývá hladina kondenzace. Kromě přechodu do kapalného skupenství mohou přejít vodní páry desublimací do pevného stavu a vytvořit tak ledové krystalky. Nad zárodečnými kapkami napětí nasycení vodních par klesá, proto v nasycené atmosféře dochází k jejich slučování a tvorbě oblačných kapek nebo krystalů. Rychlost jejich pádu je relativně malá a k udržení ve vzduchu stačí jen malé výstupné proudy. Ty se pak hromadí a vytvářejí oblak. Do určité výšky jsou oblaka tvořena výhradně kapkami vody, ale nad tzv. hladinou ledových jader (úroveň teploty –12 °C) ledovými krystalky. Hranice přechodu mezi kapkami a krystalky není ostrá a tvoří ji přechodná vrstva. V důsledku slučování vodních kapek či agregace ledových krystalků dochází v oblaku k jejich pádu, během kterého mohou být ledové krystalky využity k tvorbě nových krystalků a vodní kapky mohou v důsledku výstupných proudů kolovat nad hladinou kondenzace. Při jejich nadměrném růstu je ve vzduchu už neudrží ani výstupné proudy a dochází k jejich vypadávání ve formě tzv. vertikálních srážek. Podle teploty vzduchu pak mají charakter pevného, kapalného nebo smíšeného skupenství.

Jsou-li nad zemským povrchem příznivé podmínky pro kondenzaci vodních par (relativní vlhkost 90–95 %, teplota nedosahuje rosného bodu, přítomnost hygroskopických kondenzačních jader), vzniká mlha. Vznik mlhy můžeme ztotožnit s ochlazováním vzduchu bohatého na vodní páry, což se děje například při výdechu v zimě při nízkých teplotách. Mlhy patří mezi hydrometeory a nejčastěji se rozlišují podle podmínek jejich vzniku na mlhy radiační, advekční a mlhy z vypařování.

Radiační mlhy vznikají ochlazením vzduchu od aktivního povrchu. Advekční mlhy souvisí s přemísťováním relativně teplého vzduchu nad studený vzduch a mlhy z vypařování se tvoří při výparu z teplejší vodní plochy do studeného vzduchu, kde následně dochází ke kondenzaci.

V případě, že se vzniklá mlha dostává opět do kontaktu s teplejším vzduchem, přestává být vzduch nasycený vodními parami a v atmosféře se vyskytují jen mikroskopické kapičky vody. V tomto případě mluvíme o kouřmu, které oproti mlze zvětšuje dohlednost na 1–10 km. K tomuto jevu dochází například na peruánsko-chilském pobřeží, kde je tento jev označován jako garua. Kouřmo však nemá nic společného s kouřem, tedy pevnými prachovými částicemi, jejichž výskyt v atmosféře se označuje jako zákal patřící mezi litometeory.

Podle příčin výstupného pohybu vzduchu vedoucího k jeho ochlazování, lze rozlišit tři typy vzniku:

1. vynucený výstup vzduchu na horských překážkách → orografické srážky,

2. výstup vzduchu v důsledku konvekce → konvektivní srážky,

3. výstup při pohybu vzduchových hmot → cyklonální srážky.

Orografické srážky

Vzduch přitéká k horské překážce, na níž dochází k vynucenému výstupu. Do hladiny kondenzace e vzduch ochlazuje podle suchoadiabatického gradientu o 1 ºC na 100 m výšky, po dosažení hladiny kondenzace se tvoří oblaka a při dalším výstupu se vzduch podle vlhkoadiabatického gradientu ochlazuje. Tím dochází k vypadávání srážek. Po překonání horské překážky vzduch sestupuje na závětrné straně a otepluje se podle suchoadiabatického gradientu, tj. vzduch se stává teplým a suchým. Zvýšení srážek na návětrné straně horských překážek je důsledkem orografického zesílení srážek, zatímco na závětrné straně vzniká srážkový stín (např. srážkový stín za Krušnými horami).

Konvektivní srážky

Ke konvekci dochází při nerovnoměrném zahřívání zemského povrchu, kdy se vytváří bublina zahřátého vzduchu, který má menší hustotu než jeho okolí, a stoupá vzhůru. Tím se adiabaticky ochlazuje a při dosažení hladiny kondenzace vznikají kupovitá oblaka. Při intenzivní konvekci se oblaka vyvíjí vertikálně do podoby bouřkového oblaku (cumulonimbu) v případě, že vzduch je teplý a vlhký (menší pokles teploty s výškou při kondenzaci – je teplejší oproti okolí, což podporuje výstup) nebo teplota vzduchu v okolní atmosféře ubývá rychleji než teplota ve vystupujícím, adiabaticky se ochlazujícím vzduchu (což podporuje výstup) – teplotně nestabilní vzduch.

Vlastní atmosférické srážky vznikají v oblacích v okamžiku, kdy výstupné proudy nejsou schopné udržet kapičky vody v atmosféře a dochází tak k jejich vypadávání. V tomto případě je označujeme jako vertikální srážky, které můžeme podle tvaru, velikosti a skupenství rozdělit do několika druhů:

• déšť – vodní kapky o průměru nejméně 0,5 mm a maximálně 2 mm (větší kapky se tříští),
• mrholení – malé kapky vody o průměru menším než 0,5 mm,
• sníh – ledové krystalky hvězdicovitého tvaru (při teplotách nad −5 ºC  se tvoří vločky),
• sněhové krupky – bílá, neprůsvitná, kulovitá ledová zrna (průměr 2–5 mm), po dopadu se tříští,
• sněhová zrna (krupice) – bílá, neprůsvitná ledová zrna (průměr menší než 1 mm), netříští se, vypadávají ze sloh,
• zmrzlý déšť – průhledná ledová zrna (průměr menší než 5 mm), vzniká mrznutím dešťových kapek nebo roztátých vloček,
• námrazové krupky – sněhová zrna obalená vrstvičkou ledu, vznikají kolem bodu mrazu a doprovázejí déšť,
• kroupy – kuličky či kousky ledu o průměru 5–50 mm i více, vznikají při přeháňkách a bouřkách,
• sněhové jehličky – jehlicovité, sloupkovité nebo destičkovité krystalky ledu typické pro polární oblasti.

Kondenzací vodní páry na chladném povrchu, předmětech nebo vegetaci vznikají horizontální srážky, ke kterým patří:

• rosa – vodní kapky různé velikosti vzniklé radiačním ochlazováním, v teplém půlroce se vytváří nejčastěji večer nebo v noci,
• zmrzlá rosa – zmrzlé kapky bělavé barvy,
• jíní (šedý mráz) – ledové krystalky tvaru bílých jehlic, šupin či vějířků (vzniká jako rosa, ale teplota je vždy pod bodem mrazu),
• jinovatka (krystalická námraza) – ledové krystalky jehlicovitého nebo vláknitého tvaru (usazují se při mlze za silného mrazu),
• ovlhnutí – povlak vodních kapek na svislých plochách (vzniká prouděním teplého vlhkého vzduchu, který se na plochách předmětů ochlazuje a kondenzuje),
• námraza – trsy vláknitých bílých ledových krystalků vznikající za silných mrazů, mohou způsobit škody,
• ledovka – sklovitá, ledová vrstva, vznikající zmrznutím přechlazených vodních kapek deště nebo mrholení na předmětech, jejichž teplota je nižší než 0ºC (dopadající kapky před zmrznutím splynou a vytvoří souvislý ledový obal),
• náledí, zmrazky – pokrývají povrch a vznikají mrznutím nepřechlazených kapek deště nebo mrholení na povrchu, jehož teplota je nižší než 0 ºC.

Množství srážek představuje další meteorologickou charakteristiku, která se uvádí v mm vodního sloupce. Jeden milimetr srážek tak odpovídá jednomu litru vodu na 1 m². Množství srážek se nejčastěji sleduje v denním, měsíčním nebo ročním chodu a označuje se jako srážkový úhrn.

I když je rozložení srážek velmi proměnlivé, můžeme rozlišit dva základní typy jejich denního chodu: pevninský a mořský.

Pevninský typ je charakteristický dvěma maximy (ráno a po poledni) a dvěma minimy. Maxima jsou vázána na denní chod oblačnosti. V mírných šířkách je pevninský chod výrazný během léta, ale v rovníkových oblastech po celý rok. Mořský typ má oproti pevninskému jen jedno výrazné maximum v ranních hodinách a jedno minimum po poledni. Maximální hodnoty jsou odrazem růstu nestability teplotního zvrstvení vzduchu, čímž se zesiluje konvekční proudění. V horských oblastech se maximum srážek z důvodu tvorby konvektivních oblaků dostavuje v pozdním odpoledni, při úpatí následkem kondenzace ve studeném vzduchu stékajícím ze svahů a radiačním ochlazování oblaků spíš v noci.

V ročním chodu můžeme v závislosti na zeměpisné šířce, utváření reliéfu a charakteru všeobecné cirkulace atmosféry vymezit několik specifických typů (obr. 3.11).

• Rovníkový typ

  (křivka 1) je charakteristický pro ekvatoriální oblast mezi 10° s. a j. š. V jinak vyrovnaném chodu se vyskytují dvě období srážkových maxim, která jsou vázána na nejvyšší hodnoty insolace. Ty přicházejí v období rovnodennosti, kdy je výška Slunce přímo v zenitu, a proto se těmto srážkám říká zenitální deště.

• Tropický typ

  (křivka 2) má jedno výrazné maximu tzv. období dešťů, které vzniklo postupným sbližováním rovníkových maxim, je vázáno na letní období a trvá asi 4 měsíce.

• Typ tropických monzunů

  (křivka 3) se vyskytuje v oblastech s dobře vyvinutým monzunovým prouděním (J a JV Asie, severní Austrálie). Průběhem je podobný tropickému typu, ale díky suché zimě má daleko výraznější období dešťů. Srážkové úhrny mohou být navíc zesilovány vlivem orografie (př. abnormální srážky na úpatí Himalájí).

• Subtropický středomořský typ

  (křivka 4) má vlivem pohybu polární fronty na jih a s ní spojenou cyklonální činností maxima posunutá na zimní období. V létě převládá vliv subtropických anticyklón, které přinášejí méně srážek.

• Pevninský typ mírných šířek

  (křivka 5) je typický letními maximy, která jsou způsobena cyklonální činností. Oproti tomu zimní období je srážkově podprůměrné.

• Mořský typ mírných šířek

  (křivka 6) má maxima podmíněná cyklonální činností v zimě nebo jsou srážky rovnoměrně rozděleny po celý rok. Nachází se na západních okrajích kontinentů.

• Monzunový typ mírných šířek

  (křivka 7) je podobný pevninskému typy mírných šířek, ale má výraznější letní maxima. Vyskytuje se na východním pobřeží Asie.

• Polární typ

  (křivka 8), uvažujeme-li severní polokouli, má poněkud složitější průběh. Pevninské oblasti jsou charakteristické letními maximy, kdy je ve vzduchu větší množství vodních par. V přímořských oblastech Arktidy se však maxima mohou v důsledku cyklonální činnosti přesunout na zimní období.

Geografické rozložení srážek ovlivňuje především celkový režim oblačnosti, obsah vody v oblacích, rozložení oceánů, tvar a rozložení pevnin, vertikální členitost reliéfu atd. Rozložení oblačnosti závisí zejména na všeobecné cirkulaci atmosféry. Dále je-li obsah vody v oblacích malý a oblaka nedosahují k hladině ledových jader, jsou srážkové úhrny menší. Přítomnost oceánu je pro tvorbu srážek velmi důležité, nicméně nepředstavuje určující faktor. Příkladem mohou být oblasti suchých tropů, jejichž srážkový deficit je způsoben přetrvávajícími anticyklonálními útvary a radiačním charakterem počasí. Reliéf se na distribuci srážek podílí zejména dvěma svými charakteristikami. Velká vertikální členitost představuje pro proudění vzduchu určitou překážku, která na návětrných stranách nutí vzduch vystoupat. Ten se následně adiabaticky ochlazuje, což vede k tvorbě a vypadávání srážek. Tímto si lze vysvětlit zesílený srážkový efekt na návětrných stranách (podhůří Himalájí, návětrné strany Šumavy či Krušných hor). Naopak na závětrných stranách vzniká srážkový stín. Srážky ovšem s rostoucí nadmořskou výškou nestoupají do nekonečna, ale jen do kritické úrovně, odkud opět klesají. Výška této hladiny není stálá, ale různá. Obecně platí, že u pohoří uvnitř kontinentu je výše než na pobřeží.

Rovníkové oblasti jsou charakteristické vysokými ročními srážkovými úhrny (1000–2000 mm), které vznikají v důsledku vysoké vlhkosti vzduchu a silného konvekčního proudění. Nejvyšších hodnoty až kolem 3000 mm se vyskytují v pevninské části tzv. tropické zóně konvergence, kde je jednak zesílená konvekce a kam zasahují vlhké pasáty. Tyto oblasti se nacházejí při pobřeží Guinejského zálivu, dolní tok Amazonky či na ostrovech v Tichém oceánu.

V monzunových oblastech Indického oceánu zvyšují srážkové úhrny jednak monzuny a jednak přítomnost návětrných svahů Himaláje. V Čerápundží v Indii bylo během jednoho roku naměřeno maximum téměř 23 000 mm srážek.

Suché tropické a subtropické oblasti trpí srážkovým deficitem (300 mm). Ten je způsoben přítomností tlakových výší, studených mořských proudů, vysokých teplot a malé vzdušné vlhkosti.

V mírném pásu souvisí vyšší srážkové úhrny s cyklonální činností, přičemž úhrn srážek klesá s narůstající kontinentalitou od západních pobřeží (500–1000 mm) směrem na východ do centra kontinentu (300–500 mm). Výrazné výkyvy způsobuje přítomnost horských celků (Alpy, Skalnaté hory, Andy).

Nízké srážkové úhrny v polárních oblastech jsou způsobeny zejména nízkým obsahem vodních par a stálou přítomností oblasti vysokého tlaku.

Oblačnost

Oblaka se liší složením, tvarem, výškou a příčinami vzniku. Podle toho je můžeme rozdělit do následujících skupin.

1. oblaka podle složení

• vodní – tvořená pouze vodními kapkami
• smíšená – směs vodních kapek a ledových krystalků
• ledová – tvořená výhradně ledovými krystalky

2. oblaka podle tvaru

(obr. 3.18, http://mraky.astronomie.cz)

• řasa – Cirrus (Ci)
  • představuje jemné mraky vláknité struktury bez vlastního stínu,
  • jsou nejvyššími mraky troposféry, a proto jsou složeny výhradně z ledových krystalků,
  • vzniká výstupem teplého vzduchu na frontálním rozhraní a upozorňuje na teplou frontu,
• řasová kupa – Cirrocumulus (Cc), „beránky“
  • je skupina nebo vrstvy bílých oblaků, které nevrhají vlastní stín,
  • bývá tvořena ledovými krystalky nebo přechlazenými kapičkami vody,
  • vzniká zejména vlnovými a konvekčními pohyby v horní troposféře,
  • je laicky známá také jako „beránky“,
• řasová sloha – Cirostratus (Cs)
  • vytváří bělavý závoj – průsvitný pro sluneční i měsíční svit, překrývá úplně nebo částečně oblohu a dává vznik halovým jevům,
  • vzniká, když se plošně rozsáhlý vlhký vzduch ve vyšší atmosféře nasytí a dá vzniknout ledovým krystalkům,
• vyvýšená kupa – Altocummulus (Ac)
  • je bělavý až šedý oblak s výraznými okraji a vlastním stínem,
  • je výhradně složena z vodních kapek,
  • vznik podmiňuje terénní překážka nebo frontální systém vyvolávající výstupné pohyby a následnou kondenzaci,
• vyvýšená sloha – Altostratus (As)
  • připomíná hustý cirostratus se šedým až modrým zbarvením,
  • přechází ze střední do vysoké oblačnosti, proto je tvořena krystalky i vodními kapkami a je vázána na atmosférickou frontu,
  • má nepatrnou strukturu, přes kterou prosvítají obrysy Slunce, nevyskytují se halové jevy,
• dešťová sloha – Nimbostratus (Ns)
  • vytváří nízkou tmavou oblačnou plochu, která zakrývá Slunce i Měsíc,
  • vznik je spojený s přechodem front a je předpokladem trvalého vypadávání dešťových i sněhových srážek,
• slohová kupa – Stratocumulus (Sc)
  • tvoří šedé nebo bělavé skupiny nebo vrstvy oblaků s tmavými místy,
  • vzniká přeměnou z kupy nebo slohy a vlnovým pohybem při proudění vzduchu,
  • tvarem připomíná dlaždice, oblázky či valouny,
• sloha – Stratus (St)
  • je rovnoměrná souvislá šedavá vrstva s jednotvárnou základnou,
  • nejčastěji vzniká z mlhy nebo odpařováním velké vzdušné vlhkosti v místech její akumulaci při dešti (př. les),
  • dává srážkám charakter mrholení, ledových jehliček či sněhových zrn,
• kupa – Cumulus (Cu)
  • tvoří osamocená oblaka s ostrými obrysy a mohutnými věžemi,
  • vzniká jako důsledek termických konvektivních pohybů,
  • má téměř vodorovnou základnu, bíle osvětlené části nahoře a málokdy z ní prší,
• bouřkový oblak – Cumulonimbus (Cb)
  • představuje mohutný oblak s velkým vertikálním rozsahem,
  • vzniká z kupy za předpokladu mohutné konvekce,
  • má vrchol zploštěný do kovadliny a zasahující až do tropopauzy,
  • je příčinou intenzivních srážek v podobě přeháněk a bouřek (s možným výskytem krup).

3. oblaka podle průměrné výšky základny

(obr. 3.18)

• oblaka vysoká mají základnu ve výšce 5–13 km, jsou tvořena zejména ledovými krystalky a mají bílou barvu, vláknitý nebo slukovitý tvar, náleží sem oblaka typu Ci, Cc, Cs,
• oblaka střední mají vláknitou až vrstevnatou stavbu se základnou ve výšce 2–7 km, oblaka typu Ac mohou být uspořádána do linií, oblaka typu As dávají namodralé zbarvení,
• oblaka nízká jsou tmavě šedé barvy bez výrazné struktury, výška jejich základny je do 2 km a jsou základem pro trvalé srážky, patří sem oblaka typu Ns, Sc, St,
• oblaka s vertikálním vývojem mají spodní základnu ve výšce 0,5–1,5 km a mohou zasahovat až do stratosféry, jejich typickým průběhem jsou krátkodobé bouřkové srážky, náleží sem oblaka typu Cu, Cb.

4. oblaka podle příčiny jejich vzniku

• oblaka z konvekce (Cu, Cb) vznikají uvnitř vzduchových hmot nebo na frontách, a to jako následek adiabatického ochlazování při silných výstupných pohybech vzduchu,
• oblaka z výstupných klouzavých pohybů (Ns, As, Cs) souvisí s mechanismem atmosférických front, na nichž při výstupu vzduchu vznikají,
• oblaka vlnová (Sc, Ac, Cc) jsou vázána na teplotní inverze ve volné atmosféře, ve které je potlačena turbulence; vlny se mohou tvořit také na vrcholcích hor, přes které přetékají vzduchové hmoty – oblaka vznikají na návětrné straně a na straně závětrné se rozpouštějí, což vypadá, jako by se z hory kouřilo – tzv. kouřící hora,
• oblaka z vyzařování (St) vznikají v období záporné energetické bilance, kdy dochází k intenzivnímu dlouhovlnnému vyzařování aktivního povrchu a tedy jeho ochlazování, oblaka jsou v malé výšce,
• zvláštní oblaka
  • perleťová oblaka jsou vzácná (Aljaška, Skandinávie), vyskytují se ve výšce 20–30 km a jsou tvořená pravděpodobně přechlazenými kapičkami vody či kulových částí ledu, které se třpytí jako perleť,
  • stříbřitá oblaka jsou modravé nebo stříbřité barvy, vyskytují ve výšce kolem 80 km a skládají se z jemných částeček kosmického prachu,
  • kondenzační pruhy tryskových letadel představují oblaka, která se tvoří po průletu letadel jako následek kondenzace vodních pár obsažených v plynech unikajících z motorů letadla,
  • oblaka z požárů mají charakter hustého a tmavého oblaku, který je tvořen spalinami velkých požárů,
  • sopečná oblaka mají výrazně vyvinutou kupovitou strukturu, vznikají při sopečná činnosti a v případě výskytu velkého množství vodní páry mohou být i zdrojem srážek, v atmosféře mohou setrvávat i několik měsíců, čímž mohou ovlivnit i ráz klimatu (výbuch sopky Krakatoa 1883)

Na kapkách vody nebo na ledových krystalcích mohou vznikat ohybem, lomem či odrazem světelných paprsků optické jevy, tzv. fotometeory. Mezi ně patří halové jevy, gloriola, duha a korona.

Halové jevy vznikají jako důsledek ohybu a lomu světla při průchodu tenkými vrstvami oblaků typů cirrus a cirostratus. Na obloze je lze pozorovat jako světle zbarvené pruhy, oblouky či kruhy. Mezi nejčastější halové jevy patří malé halo (kruh o úhlové vzdálenosti 22° od oka pozorovatele), zřídka pak velké halo (kruh o úhlové vzdálenosti 46°), v jejichž středu je Slunce nebo Měsíc. Mimo tyto jevy lze také sledovat halový sloup, protislunce či cirkumzenitální oblouk.

Gloriola se zobrazuje v podobě barvených kruhů okolo stínů předmětů na oblacích nebo v mlze. Korona (aureola) představuje namodralé až načervenalé kruhy kolem Měsíce a Slunce, které lze pozorovat v tenkých oblacích.

Nejnápadnějším a snad i nejznámějším fotometeorem je duha, která vzniká rozkladem viditelného světla na jednotlivá barevná spektra při průniku dešťovými kapkami. Duha se pak jeví jako světelný oblouk (zevnitř následují barvy: modrá, zelená, žlutá a červená) o poloměru 42° na pozadí tvořeném oblaky, které jsou současně ozářené Sluncem. Duha se může vyskytovat pouze při zenitové vzdálenosti Slunce větší jak 48°. Kromě popsané hlavní duhy se objevuje také duha vedlejší. Je slabší, její poloměr je 52° a spektrum barev je obrácené než u hlavní duhy.

Oblačnost představuje stupeň pokrytí oblohy oblaky. V klimatologii se udává v desetinách, v synoptické meteorologii se vyjadřuje v osminách (0 = jasno … 4/8, 5/10 = polojasno … 8/8, 10/10 = zataženo). Denní a ročních chod oblačnosti ovlivňuje teplotní režim zemského povrchu. Menší oblačnost umožňuje větší konvekci s výraznějšími teplotními extrémy a amplitudami, větší oblačnost naopak menší teplotní amplitudy a nevýrazné extrémy.

Denní chod oblačnosti závisí na mnoha faktorech (teplotní zvrstvení, vlastnosti vzduchové hmoty aj.) a je rozdílný u různých druhů oblaků, proto je s denní dobou a zeměpisnou šířkou značně proměnlivý. Jako příklad můžeme uvést vznik oblaků typů stratus, která jsou vázána na dlouhovlnné vyzařování, a proto vznikají hlavně v noci. Oproti tomu kupovitá oblačnost je závislá na nestabilním teplotním zvrstvení a následné konvekci, která dosahuje největší maxim přes den.

Roční chod oblačnosti závisí především na dynamice atmosférické cirkulace, které se v různých klimatických oblastech liší. Rovníkové oblasti jsou v důsledku vysoké vyrovnané insolace charakteristické vysokou oblačností v průběhu celého roku. Tropická maxima jsou vázána na období největší insolace, tedy okolo slunovratů, v monzunových oblastech jsou to zase období letních monzunových dešťů. Subtropické zóny vykazují největší oblačnost s příchodem cyklonální činnosti v zimním období, která je vázána na přesun polární fronty. V mírných šířkách je největší oblačnost vázána na zimu (zvýšená cyklonální činnost), nejmenší pak na podzim a léto.

Tlak vzduchu

Tlak vzduchu a barické pole

Zemská atmosféra má hmotnost asi 5,157.10¹⁸ kg a v tíhovém poli Země působí na zemský povrch svou tíží. Tělesný povrch dospělého člověka tak musí čelit sloupci o tíze asi 15 000 kg. To, že naše těla nejsou takovou silou rozmačkána, je způsobeno přítomností plynů v tělesných tekutinách a tkáních, které působícím protitlakem pomáhají tento tlak vyrovnat.

Síla, která působí sloupcem vzduchu v daném místě atmosféry kolmo na jakkoliv orientovanou plochu, se označuje jako tlak vzduchu. V soustavě SI se hodnoty tlaku vzduchu vyjadřují v hektopascalech (hPa), ale v meteorologické a klimatologické literatuře se lze setkat i s dříve užívanými jednotkami, jako jsou milibar (mbar), torr, nebo milimetr rtuťového sloupce (mm Hg). Průměrná hodnota tlaku vzduchu činí na hladině moře při teplotě 15 °C 1013,27 hPa.

S měnící se nadmořskou výškou se také mění hustota vzduchu, která je podle stavové rovnice plynů přímo závislá na tlaku vzduchu a nepřímo na jeho teplotě. V případě, že by byla zemská atmosféra homogenní, byla by její výška jen 8 000 m. Ve skutečnosti však sahá do vzdálenosti 40 000 km od povrchu.

Čím výše nad hladinou moře leží dané místo, tím kratší je sloupec vzduchu nad každým cm² jeho plochy. Tím je také menší i váha vzduchu, a proto tlak vzduchu s rostoucí nadmořskou výškou klesá. Změnu poklesu hodnoty tlaku vzduchu na 100 metrů udává vertikální barický gradient.

Zonální rozložení tlaku vzduchu je způsobeno rozdílným množstvím slunečního záření dopadající na zemský povrch, s čímž souvisí teplotní změny aktivního povrchu. Zároveň je také určující pro vzdušné proudění. Rozložení atmosférického tlaku se označuje jako barické pole, které si můžeme představit jako plochu, které je ohraničené čarami stejných hodnot, tzv. izobarami. Změnu tlaku vzduchu v horizontálním směru vyjadřuje horizontální tlakový gradient. Pro jednotlivé výškové polohy tlaku vzduchu se pak konstruují mapy barické topografie. Z výše uvedeného je zřejmé, že na celkové hodnotě tlaku vzduchu má podíl jak vertikální, tak horizontální složka tlakového gradientu.

V barickém poli můžeme rozlišit oblasti vysokého a nízkého tlaku vzduchu, které jsou na synoptických mapách znázorněny různě utvářenými izobarami. Mezi základní barické útvary (obr. 3.12) patří cyklóna, anticyklóna, brázda nízkého tlaku, hřeben vysokého tlaku a barické sedlo.

Cyklóna (tlaková níže) představuje tlakovou níži, která je tvořená uzavřenými izobarami. Nejnižší hodnota tlaku vzduchu se nachází ve středu cyklony, směrem od středu tlak vzduchu roste. Cyklóna vzniká v teplejším vzduchu, který stoupá směrem vzhůru, vodní páry v ní obsažené formují oblačnost a v dané výšce kondenzují. Vlivem Coriolisovy síly se vzduch pohybuje na severní polokouli proti směru hodinových ručiček a na jižní polokouli po směru.

Anticyklóna je tlakovou výší a je stejně jako cyklóna tvořená uzavřenými izobarami s tím rozdílem, že uprostřed je nejvyšší hodnota tlaku vzduchu, která od středu klesá. Anticyklóna vzniká v chladnějším vzduchu, který klesá směrem k povrchu a přitom se adiabaticky otepluje, čímž přináší jasné a bezoblačné počasí. Vlivem Coriolisovy síly se vzduch v anticyklóně pohybuje na severní polokouli po směru hodinových ručiček, na jižní polokouli pak proti směru.

Pásmo nízkého tlaku mezi dvěma anticyklónami představuje brázda nízkého tlaku. Průběh izobar ji znázorňují jako neuzavřený tvar písmene „V“. Osa brázdy sleduje místo s nejnižším tlakem, přičemž na obě strany od ní tlak vzduchu narůstá. V Evropě se nejčastěji vytváří v poledníkovém směru od Skandinávského poloostrova až po Středozemní moře. Po její přední části pak proudí z jihu do České republiky teplý vzduch, který může v letním období přinést tropický vzduch až do jižního Švédska. V zimě zase naopak proudí po její zadní straně chladný arktický vzduch, jenž může v subtropickém pásu způsobit ojedinělé sněžení.

Izobary hřebene vysokého tlaku spíše připomínají neuzavřený tvar písmene „U“. Nachází se mezi dvěma oblastmi nízkého tlaku a osa hřebene představuje místo nejvyššího tlaku vzduchu, které na obě strany klesá. Do střední Evropy zasahuje nejčastěji z jihozápadu výběžek Azorské tlakové výše, který má za následek krátkodobé zlepšení počasí.

Barické sedlo je oblast mezi dvěma cyklónami / brázdami nízkého tlaku nebo anticyklónami / hřebeny vysokého tlaku, které jsou položeny do kříže. V jejich středu se nachází tzv. neutrální bod.

Časové změny a rozložení tlaku vzduchu

Tlak vzduchu není na jednom místě stálý, ale proměnlivý v čase. Změny bývají pozvolné a mají jak periodický, tak neperiodický charakter. Známy jsou ovšem i skokové změny tlaky vzduchu v rozmezí 20–30 hPa. Denní chod tlaku vzduchu má spíše periodický charakter a nejzřetelnější změny jsou známy v tropických oblastech, které jsou typické dvěma maximy (před polednem a před půlnocí) a dvěma minimy (brzy ráno a po poledni). Příčinami těchto změn je zejména nerovnoměrné zahřívání aktivního povrchu, pohyby vzduchových hmot a slapy atmosféry.

Roční chod tlaku vzduchu je spojen s pohybem tlakových útvarů a s tlakovými změny stálých tlakových útvarů. V ročním chodu můžeme rozlišit tři základní typy: pevninský, oceánský a monzunový typ. Pevninský typ je vyjádřen maximálními hodnotami v zimě a minimálními v létě. Jejich rozdíl roste se stupněm kontinentality. U oceánského typu můžeme rozlišit dva podtypy. Oceánský typ vysokých zeměpisných šířek je charakteristický maximem na začátku léta a minimem v zimě. Oceánský typ mírných šířek má mimo monzunové oblasti dvě nevýrazná maxima v zimě a v létě, na jaře a na podzim pozorujeme minimální hodnoty. Monzunový typ má zřetelné maximum v období zimních monzunů, minimum v období letních monzunů.

Geografické rozložení tlaku vzduchu má zonální charakter a je výrazně ovlivněno nerovnoměrným rozložením pevnin a oceánů a hodnotami insolace během roku (obr. 3.13).

V okolí rovníku převládá oblast rovníkového pásu nízkého tlaku. Jeho příčinou je vysoká hodnota insolace a průměrně vysoké a vyrovnané teploty vzduchu.

V oblasti obratníků až 35° severní a jižní šířky se rozprostírá subtropické pásmo vysokého tlaku vzduchu, které vzniká jako následek sestupu studeného vzduchu vystouplého v rovníkových oblastech. Zde můžeme zmínit výrazný vliv stálých tlakových útvarům, např. Azorská tlaková výše, Havajská tlaková výše, Jihoatlantská tlaková výše v oblasti ostrova Svatá Helena, Jihoindická tlaková výše mezi Madagaskarem a Austrálií a Jihopacifická tlaková výše západně od Chile.

V okolí pólů se vlivem silně ochlazeného vzduchu rozkládá polární oblast vysokého tlaku vzduchu. Velký význam má pro výskyt těchto oblastí především ochlazující vliv sněhové pokrývky a ledu, přičemž antarktická tlaková výše je vlivem rozsáhlého zalednění Antarktidy a každoročního tání Arktidy výraznější než arktická. Nicméně během zimního období, kdy zamrzá Severní ledový oceán, dochází k propojení klimatických charakteristik s přilehlou ochlazenou pevninou severní Asie a Severní Ameriky, čímž se vytváří pásmo vysokého tlaku vzduchu rozsáhlejší, než je v danou chvíli nad Antarktidou. V létě se však v oblasti Grónska, Barentsova moře a severně od Čukotského moře rozpadá na tři samostatné tlakové výše. Výslednou mozaiku doplňuje podél polárních kruhů subpolární pásmo nízkého tlaku, které představuje brázdu nízkého tlaku mezi tlakovými výšemi v oblasti subtropů a pólů. K významným stacionárním tlakovým útvarům náleží Islandská tlaková níže a Aleutská tlakové níže. Islandská (Severoatlantská) tlaková níže v létě částečně oslabuje a posunuje se na západ. Po jejím jižním okraji se do Evropy dostává vlhký oceánský vzduch z Atlantského oceánu. Po jižním a východním okraji Azorské (Severopacifické) tlakové výše proudí do západní Kanady a oblasti Aljašského zálivu vlhký oceánský vzduch, který zejména v zimě zmírňuje teploty. Na severní polokouli je subpolární pásmo nízkého tlaku narušováno sezónně zesíleným anticyklonálním prouděním, a to vytvořením Kanadské tlakové výše a Sibiřské tlakové výše, která vzniká nad ochlazenou střední a severní částí Asie se středem nad Mongolskem a jejíž vliv se promítá také do charakteru počasí ve střední Evropě. V letním období se vzduch nad asijským kontinentem rychle zahřívá, pole vysokého tlaku vzduchu mizí a je vystřídáno rozsáhlou oblastí nízkého tlaku, kterou představuje Íránská tlaková níže. I ta může v letním období ovlivnit počasí jižní a střední Evropy. Jižní polokoule je vzhledem k absenci pevnin charakteristická přítomností souvislého pásu nízkého tlaku. Sezónní tlakové útvary se vyskytují také v centrálních oblastech Jižní Ameriky, Afriky a Austrálie.

Šířka a poloha těchto tlakových pásem není během roku stálá, ale mění se. Svůj podíl na tom má především pohyb Slunce, heterogenita zemského povrchu a nerovnoměrnost v rozložení pevnin a oceánů. Například hranice rovníkového pásu nízkého tlaku se v létě nacházejí v rozmezí 35° severní šířky a 5° jižní šířky a v zimě v rozmezí 15° severní šířky a 25° jižní šířky. Rozložení základních tlakových center má určující význam pro planetární cirkulaci vzduchu.

Proudění vzduchu

Základní charakteristiky proudění vzduchu

Vítr je zjednodušeně proudící vzduch. Jeho proudění je závislé na prostorovém rozmístění polí atmosférického tlaku a má vždy tendenci rozdílné hodnoty tlaku vyrovnávat. Proudí tedy z oblasti vyššího tlaku do oblasti nižšího tlaku. U větru rozlišujeme jeho směr a rychlost. Okamžitý stav pole proudění větru můžeme na základě orientace vektorového pole vyjádřit pomocí čar, tzv. proudnic. Mezi hlavní příčiny proudění vzduchu patří síla horizontálního tlakového gradientu, Coriolisova síla, odstředivá síla a síla tření. Velikost horizontálního tlakového gradientu uděluje vzduchu zrychlení. Jakmile se vzduch dostane do pohybu, začne na něj působit odstředivá síla zemské rotace a Coriolisova síla, která způsobuje stáčení vzdušných proudů na severní polokouli vpravo a na jižní polokouli vlevo. Protože je její velikost dána vztahem

kde w představuje úhlovou rychlost zemské rotace, v rychlost větru a j zeměpisnou šířku, má největší intenzitu ve větších zeměpisných šířkách, zatímco na rovníku je nulová (sin 0° = 0). Vznikne-li v horizontální rovině rozdíl atmosférického tlaku, začne se vzduch nejdříve pohybovat ve směru horizontálního tlakového gradientu (G), tedy kolmo na izobary. Zároveň ale začne působit Coriolisova síla (C), která je kolmá na směr pohybu, a změní tak směr pohybu vzduchových částic. Se vzrůstající rychlostí vzrůstá i Coriolisova síla a za nějaký čas dojde k ustálenému proudění, kdy síla barického gradientu je v rovnováze s Coriolisovou silou. Nepůsobí-li žádné další síly, proudí částice ve směru přímkových izobar tak, že nízký tlak se nachází po levé straně. Takovému větru říkáme geostrofický (obr. 3.14).

Ve skutečnosti jsou však izobary zakřiveny. Aby se vzduch pohyboval podél zakřivených izobar, musí být v každém místě a okamžiku v rovnováze síla barického gradientu, Coriolisova síla a odstředivá síla (O). V cyklonách působí odstředivá síla proti směru horizontálního barického gradientu, v anticyklóně pak ve směru této síly. Nastane-li rovnováha těchto sil, mluvíme o gradientovém větru (obr. 3.14). Vektor gradientové ho větru v je tečnou k izobarám, kolmý na vektor G a na severní polokouli směřuje od vektoru G doprava, na jižní doleva.

Ve skutečnosti však představují geostrofický a gradientový vítr pouze idealizované podoby větru, protože do výšky 1–1,5 km nad zemským povrchem je proudění větru ovlivňováno třením o zemský povrch. To vítr zpomaluje a mění jeho směr. Změnu rychlosti a směru větru lze vyjádřit s pomocí Ekmanovy spirály, kdy se se vzrůstající výškou stáčejí větry na severní polokouli více doprava a na jižní více doleva.

Síla tření (R) vzniká jako následek drsnosti aktivního povrchu a má tak zeslabující tendenci. Proto s rostoucí výškou roste také rychlost větru. V případě přímkových izobar se musí hodnota vektoru G vyrovnat součtu opačného působení vektorů C a R. Uvažujeme-li severní polokouli a tedy orientaci vektoru Coriolisovy síly C doprava, musí se vektor výsledného větru v stočit vzhledem k vektoru G směrem k nižšímu tlaku o úhel b. Jeho velikost je s ohledem na velikost Coriolisovy síly nulová na rovníku a maximální na pólu. V případě zakřivených izobar se musí velikost vektoru G rovnat součtu vektorů C, O a R, čímž je potřeba zohlednit také odstředivou sílu.

Kromě charakteru aktivního povrchu se na proudění vzduchu podílí také charakter georeliéfu. Ten může proudění vzduchu zrychlovat, nebo zpomalovat. Vertikálně členitý reliéf způsobuje ohyb proudnic vzduchu nahoru a tak jejich přiblížení (konfluence), čímž se rychlost větru zvyšuje. Oproti tomu na závětrné straně se proudnice rozbíhají (difluence) a rychlost se zpomaluje. V tomto případě dochází k orografickému zrychlení nebo zpomalení. U vysokých překážek dochází k tak výraznému zvlnění proudnic, že se přenáší až do dvacetinásobku relativní výšky překážky. Za překážkou následně vznikají vlny, které mohou vést ke vzniku vírových pohybů a vlnových oblaků. V horní části troposféry mohou za jasného počasí způsobovat turbulence. Obdobně dochází také k těmto projevům v pravidelné městské zástavbě. Pokud vítr překážku obtéká, může dojít v úzkém místě ke střetu více proudnic, což způsobuje abnormální zrychlení větru.

V atmosféře se můžeme setkat se dvěma základními typy proudění, jejichž hranice není v případě výskytu obou druhů proudění ostrá, ale přechodná a představuje tak smíšení proudění. Laminární proudění se vykytuje jen ojediněle a je vázáno na aerodynamicky hladký povrch, kterým může být vodní hladina. Proudění má hladký, nezakřivený průběh a je bez turbulentních pohybů. Turbulentní proudění představuje nepravidelné a neuspořádané vírové pohyby vzduchu. Jeho příčinou je vertikální členitost reliéfu a celková drsnost aktivního povrchu. Působí na promíchávání vzduchu a přenos tepla, vodních par a látek znečišťující ovzduší. Popsaný způsob turbulence představuje mechanickou příčinu proudění.

Turbulentní pohyby však může způsobovat také nestabilita teplotního zvrstvení atmosféry, která vede ke vzniku konvekčního proudění. Vytváří se tak uzavřená cirkulace, tzv. konvekční buňka, která má tvar prstencovitého víru s vodorovnou osou. Takové termické turbulence využívají k výstupu piloti bezmotorových letadel. Vlivem přítomnosti překážek dochází například k výstupným klouzavým pohybům na frontálních plochách a vzniká tak vynucená konvekce. Dynamická konvekce není konvekcí v pravém slova smyslu, ale je způsobena vertikální cirkulací v oblasti tlakových útvarů, kam náleží výstupné proudy v cyklonách a sestupné proudy v anticyklónách. Mimo popsané typy proudění lze v atmosféře rozlišit také následující pohyby vzduchu:

• katabatické proudění

  představuje sestupné klouzavé proudění například podél ukloněného reliéfu,

• anabatické proudění

  je opakem katabatického proudění, tedy výstupné proudění,

• subsidence

  jsou pomalé sestupné pohyby uvnitř vzduchu, které způsobují jeho oteplení, rozpouštění oblačnosti a zeslabení konvekce,

• advekce

  představuje přenos objemu vzduchu na horizontální vzdálenosti.

U větru jako meteorologického prvku se měří jeho rychlost a směr. Vítr, který svou rychlost mění v krátké době o více než 5 m.s⁻¹, se označuje jako nárazovitý. Směr větru se stanovuje z oblasti, odkud vane a udává se ve stupních azimutu. Vítr vanoucí ze severu na východ proudí pod azimutem 0° a označuje se jako severní vítr. Východní vítr pak analogicky vane pod azimutem 90° z východu na západ. Mění-li vítr svůj směr o více jak 45°, označuje se jako proměnlivý vítr. Ke stanovení síly větru se používá Beaufortova stupnice (tab. 3.1), která byla počátkem 19. století vytvořena Francisem Beaufortem.

stupeň	označení a projev	rychlost větru
		(m.s-1)	(km.h-1)
0	bezvětří – kouř vystupuje přímo vzhůru	0,0–0,2	méně než 1
1	vánek – téměř nepozorovatelný pohyb vzduchu	0,3–1,5	1–5
2	slabý vítr – je cítit na tváři, listí šelestí, čeření vodní hladiny	1,6–3,3	6–11
3	mírný vítr – listí a větvičky se pohybují, vlnění vodní hladiny	3,4–5,4	12–19
4	dosti čerstvý vítr – vítr zvedá prach a papíry, pohybuje menšími větvemi, tvorba pěnových vrcholků na mořských vlnkách	5,5–7,9	20–28
5	čerstvý vítr – hýbe listnatými keři, ohýbá malé stromky, vytváří se zpěněné hřeby na menších mořských vlnách	8,0–10,7	29–38
6	silný vítr – pohybuje silnějšími větvemi, obtížnější použití deštníků, vznikají větší vlny	10,8–13,8	39–49
7	prudký vítr – pohybuje celými stromy, obtížná chůze, bouří se moře	13,9–17,1	50–61
8	bouřlivý vítr – láme větve, vzpřímená chůze je proti větru nemožná, vznikají velké vlny s odtrhávající se vodní tříští	17,2–20,7	62–74
9	vichřice – strhává střešní krytinu, menší škody na stavbách, vysoké vlny s létající vodní tříští snižující dohlednost	20,8–24,4	75–88
10	silná vichřice – vyvrací stromy a ničí domy, hřebeny mořských vln se lámou	24,5–28,4	89–102
11	mohutná vichřice – působí rozsáhlé škody, vysoké pěnové hory, dohlednost snížena vodní tříští	28,5–32,6	103–117
12	orkán – devastující účinky, pohybuje těžkými objekty, odnáší domy, moře je zcela bílé od pěny a vodní tříště	32,7 a více	více než 118

Denní chod rychlosti větru je závislý především na výšce nad aktivním povrchem a na hodnotě insolace. Blízko aktivního povrchu pozorujeme maximum rychlosti proudění mezi polednem a 14. hodinou, minimum pak kolem půlnoci (pevninský nebo přízemní typ denního chodu rychlosti vzduchu). Ve větších výškách je chod, jehož příčinou je denní chod turbulence související s konvekcí, posunutý (mořský nebo výškový typ denního chodu rychlosti). Od ranních do poledních hodin roste hodnota insolace, vzduch se prohřívá a tím také roste konvekční výměna vzduchu mezi přízemní a vyšší atmosférou. Takto vertikálně vystupující vzduch vytváří na vyšší horizontální proudění brzdící účinek, který slábne s nastávající nocí.

Obdobně jako rychlost, tak i směr větru má svůj denní chod. Na severní polokouli je proudění vzduchu v přízemní atmosféře provázeno stáčením doprava ve směru pohybu hodinových ručiček od ranních do poledních hodin, v odpoledních hodinách pak doleva. Jižní polokoule má tento režim opačný.

Odborná literatura definuje střih větru jako prostorovou změnu vektoru rychlosti proudění připadající na jednotkovou vzdálenost. Lze uvažovat střih větru ve vertikálním i horizontálním směru. Ve vertikálním směru se mohou naskytnout dva případy. Buď se s rostoucí nadmořskou výškou mění směr větru, ale jeho rychlost zůstává konstantní, nebo se mění pouze rychlost větru a směr zůstane zachován. V horizontálním střihu větru může docházet podél vodorovné roviny například ke změně v rychlosti proudění vzduchu. V tomto případě může způsobit vznik tzv. microbusrtu, což je extrémně silný sestupný proud studeného vzduchu soustředěný do malého prostoru a trvající alespoň 10 minut. K tomuto jevu může docházet, když se ve větší výšce vzduch rychle ochladí, tím ztěžkne a rychlostí až 75 m.s^-1 proudí k zemskému povrchu, kde se rozlévá pod okolní teplejší vzduch. Pokud tento proud vzduchu zasáhne například vzlétající letadlo, může v lepším případě narušit vznik vztlaku a zhoršit tak jeho ovládání, v horším případě ho může srazit přímo k zemi.

Místní cirkulační systémy a proudění vzduchu

Jak již bylo řečeno, velký podíl na proudění vzduchu má charakter reliéfu a utváření aktivního povrchu. S ohledem na lokální a regionální odlišnosti vznikají v atmosféře specifické cirkulace vzduchu označované jako místní větry nebo místní cirkulační systémy. V literatuře jsou tyto pojmy odlišovány, přičemž místní větry vznikají zejména výrazným vlivem reliéfu na všeobecnou cirkulaci vzduchu (př. bóra a fén), zato místní cirkulační systémy se vytvářejí díky rozdílům v energetické bilanci aktivního povrchu (př. bríza, horské a údolní větry, ledovcový vítr). Objevují se ale také publikace, které tento rozdíl zanedbávají, a níže uvedené jevy označují shodně jedním, nebo druhým názvem. Mimo to dává také aktivní povrch v důsledku nestabilního teplotního zvrstvení atmosféry potenciál ke vzniku vírových proudění maloprostorového měřítka. V těchto skriptech budeme uvažovat jednotný název místní větry.

Místní větry

Vznik fénu a příčiny, které vedou k jeho vývoji, jsou popsány výše (kapitola Změna teploty vzduchu s výškou). Opakem teplého fénu jsou větry typu bóra. Jedná se o studené větry, které stékají po svazích hor na mořské pobřeží. Příčinou vzniku bóry je hromadění studeného vzduchu v oblastech mezihorských průsmyků a sedel. Jakmile dosáhne určité výšky, začíná přetékat horský hřeben. Při sestupu se sice adiabaticky otepluje, ale i tak je oproti teplotě okolního vzduchu chladná. Navíc je těžší než teplý vzduch, a proto se drží přímo při zemi. Bóra se vyskytuje především na pobřeží Jaderského moře, na pobřeží Bajkalu, v údolí Rhöny (mistral) nebo na pobřeží Mexického zálivu.

Bríza

Pobřežní vánek (bríza) vzniká jako důsledek teplotního rozdílu mezi mořem a pevninou za jasného a klidného počasí. Přes den dochází k zahřátí pevniny, čímž začne vzduch stoupat a výškové izobarické plochy se od sebe oddálí. Na moři však zůstanou vlivem pomalejšího prohřívání vody blíže u sebe. Tím vznikne horizontální tlakový gradient ve výšce a vzduch se tak pohybuje z pevniny na moře. Je-li tlakový gradient dostatečně velký, proniká chladný a vlhký vzduch hlouběji do vnitrozemí. Během noci je situace opačná.

Horský a údolní vítr

Horské a údolní větry mají díky podélnému (horské a údolní větry) a příčnému (svahové větry) proudění vzduchu složitý cirkulační systém. Základem příčné cirkulace je anabatické (výstupné) proudění, ke kterému dochází během dne na osluněných svazích, a katabatické (sestupné) proudění způsobené ochlazováním svahů v nočních hodinách a podpořeném efektivním vyzařováním povrchu. Příčné proudění je doplněno podélným prouděním, které má v důsledku intenzivního prohřátí sníženiny během dne směr z jejího ústí nahoru do údolí. V tomto případě mluvíme o teplém údolním větru. V noci je situace opačná a chladný horský vítr vane z údolí do sníženiny. Kombinací horských a údolních větrů s větry svahovými vzniká během dne několik odlišných typů cirkulace.

Ledovcový vítr

Nad povrchem ledovců dochází ochlazením přízemní vrstvy atmosféry ke vzniku chladného vzduchu, který vytváří oproti teplejšímu vzduchu ve stejné úrovni v předpolí ledovce horizontální tlakový gradient. Vzniká tak ledovcový vítr, který představuje nárazovité katabatické proudění, do něhož řadíme i větry stékající z vnitrozemí Antarktidy k jejímu pobřeží.

Přehled kontinentálních názvů místních větrů

• Evropa

  • fén – suchý teplý padavý vítr vznikající pseudoadiabatickými procesy
  • helm – vítr fénového typu vanoucí na severu Anglie ze západních svahů severních Pennin do údolí řeky Eden
  • bóra – studený nárazovitý vítr vanoucí v podzimních a zimních měsících při severovýchodním proudění z chladných oblastí Ruska na dalmatské pobřeží
  • mistral – studený suchý severní vítr vanoucí v ústí Rhôny na jihofrancouzské pobřeží, jehož vznik je podmíněn tlakovou níží nad Středozemním mořem
  • etésiové větry – pravidelné severní až severozápadní větry přinášející do východního Středomoří suchý a studený vzduch, jsou vyvolány tlakovou níží nad Afghánistánem a SZ Indií
  • scirocco – skupina horkých a suchých větrů vanoucích ze Sahary do Středomoří, liší se lokálními názvy (leveche – Španělsko, marin – Francie, scirocco – Itálie, jugo – Chorvatsko)

• Afrika

  • chamsin – jižní až jihovýchodní suchý a horký vítr směřující přes Egypt a Rudé moře vanoucí ze Sahary nejčastěji od dubna do června
  • gibli – další z větrů ze skupiny scirocco vanoucích v Libyji směrem ke Středozemnímu moři
  • harmatan – horký a prašný vítr vanoucí ze Sahary k západoafrickému pobřeží, podílí se na rozšiřování Sahary
  • habub – silná písečná prachová bouře vyskytující se zejména během dubna a května na jihu Sahary, která vzniká při střetu vlhkého mořského vzduchu z Guinejského zálivu se suchým vzduchem nad oblastí Sahary
  • sharqi – suchý a horký (v zimě chladný) pouštní vítr vanoucí od východu až jihovýchodu na severozápadním území Maroka
  • berg – horký a suchý vítr fénového typu vanoucí z prohřátých plošin pouště Kalahari na pobřeží jižní Afriky

• Asie

  • kaus – jihovýchodní vítr vanoucí v Perském zálivu přinášející během zimy mohutnou oblačnost a s ní související srážky
  • shamal – horký a suchý vítr způsobující v Perském zálivu písečné bouře
  • suahili – horký a suchý jihozápadní vítr v Perském zálivu vanoucí z oblasti Sahary
  • buran – celoročně vanoucí severovýchodní vítr v centrální Asii a Mongolsku, který přináší během zimy nízké teploty a sníh s ledem, během jara a léta je naopak suchý a prašný
  • loo – suchý a horký vítr vanoucí ze severozápadní Indie do Indoganžské nížiny, sílí zejména během května a června, s přicházejícími monzuny se vytrácí

• Severní Amerika

  • blizard – vpády studeného vzduchu z oblasti Arktidy doprovázený sněhovými bouřemi
  • burga – severovýchodní vítr blizardového typu na Aljašce
  • chinook – teplý vítr fénového typu vanoucí z východních svahů Skalnatých hor do vnitrozemí
  • santa ana – suchý a horký vítr vanoucí v Kalifornii údolím řeky Santa ana, bývá příčinou požárů

• Latinská Amerika

  • tehuantepecer – silný severní až severovýchodní vítr, který během zimy způsobuje ochlazování povrchových vod v Mexickém zálivu, v Karibské oblasti se označuje jako papagajo
  • pampero – silný chladný jihozápadní vítr vanoucí v Laplatské nížině, vzniká jako následek střetu teplého a vlhkého vzduchu z Amazonie a studeného a suchého vzduchu z Antarktidy
  • zonda – teplý vítr fénového typu vanoucí z východních svahů argentinských And
  • puelche – teplý východní vítr na západních svazích jihochilských And vanoucí z Argentiny, který je v noci zesilování brízovým prouděním
  • williwaw – silné nárazovité poryvy chladného vzduchu na výběžku jihoamerické pevniny

• Austrálie a Oceánie

  • brickfielder – horký vítr vanoucí v jihovýchodní Austrálii z pouštních oblastí
  • fremantle – pojmenování chladné mořské brízy vanoucí během letních odpoledních hodin na pobřeží jihozápadní Austrálie
  • canterbury northwester – vítr fénového typu vanoucí na západních svazích novozélandských Jižních Alp

Vírová proudění maloprostorového měřítka

Tento typ proudění malých rozměrů je vázán na vznik konvektivních bouří (obr. 3.15). Ty představují soubor atmosférických jevů generovaných konvekcí vzniklé při výrazné teplotní nestabilitě. Jádrem takové konvektivní bouře je tzv. konvektivní buňka, která je charakteristická přítomností intenzivních výstupných a sestupných proudů.

Konvektivní bouře lze podle složitosti struktury rozdělit na jednobuněčné bouře (tvořené jednou buňkou), multicely (složené z několika vzájemně se ovlivňujících buněk) a supercely (tvořené jedinou buňkou, ale velikostí mezoměřítkového víru, obr. 3.16).

S prouděním vázaným na konvektivní bouře můžeme také rozlišit základní jevy: húlava, tromba aj. Húlava představuje silný nárazový vítr, který vzniká na výrazném rozhraní mezi teplým vzduchem v okolí bouřky a studeným vzduchem vytékajícím z bouřky. Často signalizuje příchod bouřky, silných přeháněk a přechod studené fronty. Jeho vliv může mít devastující účinek na lesní porosty (rozsáhlé polomy ve slovenských Tatrách). Tromby jsou vírová proudění nad pevninou vznikající v teplotně nestabilně zvrstveném vzduchu. Nad mořem se nazývají smrště. Tromby a smrště mají jinou než horizontální osu a dosahují rozsahu zejména jednotek desítek, výjimečně stovek metrů. Rozlišují se malé tromby, které nejsou vázány na konvektivní bouře a tvoří se v teplotně nestabilním vzduchu od zemského povrchu směrem vzhůru, a velké tromby vázané na kumulonimby (Cb) a labilní teplotní zvrstvení ve velkých výškách.

Z kumulonimbů se směrem k povrchu spouští tzv. chobot – viditelný vzdušný vír vzniklý kondenzací vodních par, v němž se rotující vzduch stáčí proti směru hodinových ručiček. V takovém vzdušném víru je v jeho středu tlak vzduchu nižší než na jeho periferii a vírový pohyb vzduchu je vzestupný. Do víru je tak nasáván vzduch z okolí, který s sebou bere prach, vodu či předměty, s nimiž přijde do kontaktu. Vzhledem k přetlaku, který se ve víru nachází, dochází k velké deformaci objektů, s nimiž vír přijde do kontaktu. V Severní Americe se pro tromby vžil název tornádo (obr. 3.17).

Podle některých autorů se tornádem označuje takový vír, který se alespoň jednou dotknul zemského povrchu. Ačkoliv se to zdá být nepravděpodobné, s tornády se můžeme setkat také na území České republiky. Nedosahují sice takových rozměrů ani ničivé intenzity, ale dokážou strhnout méně stabilní střechu domu, zdemolovat střešní krytinu nebo způsobit rozsáhlé lesní polomy. Většinou jsou však mylně za tornádo označovány tromby. Intenzita tornád se měří pomocí Fujitovy stupnice intenzity tornád.

Fujitova stupnice

• F0 – rychlost do 117 km.h^-1, polámané větve stromů
• F1 – rychlost do 180 km.h^-1, strhává střešní krytinu, láme stromy, vytlačuje auta ze silnic
• F2 – rychlost do 117 km.h^-1, strhává střechy, izolované stromy vyvrací, převrací stojící mobilní objekty
• F3 – rychlost do 332 km.h^-1, narušuje a boří pevné domovní zdi, působí lesní polomy
• F4 – rychlost do 418 km.h^-1, neopravitelně poškozuje zděné domy, mobilní objekty odnáší, pahýly stromů zbavuje půdního pokryvu, výrazně narušuje železobetonové stavby
• F5 – rychlost nad 418 km.h^-1, těžce poškozuje železobetonové budovy, auta jsou přenášena vzduchem, pole zcela bez vegetace, úroda vytrhaná i s kořeny

---

Shrnutí a literatura