METEOROLOGIE 1.ÚVOD. Vzduchové hmoty

Transkript

1 METEOROLOGIE 1.ÚVOD. Meteorologie je znan obsáhlý vdní obor. Na tábornické škole si ekneme jen zjednodušen základní principy, které mají na utváení poasí vliv a dále nkteré zásady, podle kterých mžeme odhadnout, jak se bude poasí vyvíjet následující hodiny i dny. Hlavním cílem této pednášky je pochopit zákonitosti dj, které vytváejí poasí a nauit se pomocí pedpovdí z médií, pípadn pomocí synoptických map, které najdete na internetu (nap. rozpoznat vývoj poasí zhruba na pt dn dopedu. Základním motorem pi vytváení poasí je ohívání vzduchu slunením záením. Slunce ohívá zemský povrch (tento je lenitý, obsahuje vodní plochy, lesy, poušt, ledovce každý z uvedených povrch jinak pohlcuje a odráží tepelné záení a tudíž jinak ohívá pilehlé vzduchové vrstvy), od kterého jsou ohívány pilehlé vzduchové vrstvy princip sporáku. Nejvíce slunce ohívá pás podél rovníku (kolmost, vzdálenost) a se vzdáleností od rovníku je intenzita psobení sluneních paprsk menší. Vzduchové hmoty Rozsáhlé masy vzduchu, ve kterých lze pozorovat pibližn stejné fyzikální vlastnosti, vyjádené jednotlivými meteorologickými prvky, se nazývají vzduchové hmoty Vzduchové hmoty (strun vzduch ) se formují v uritých oblastech zemkoule, nad kterými získávají dlouhodobým pobytem od povrchu urité vlastnosti, závislé na zempisné poloze a roní dob. Každá takováto hmota má svoje charakteristické poasí, mluvíme o poasí uvnit vzduchové hmoty. Podle zempisné polohy rozlišujeme arktický, polární (vzduch mírných šíek), tropický a rovníkový vzduch, podle podloží vzniku pevninský (kontinentální) a moský (maritimní) vzduch. Pevninský arktický vzduch se vytváí nad zalednnou Arktidou a je charakterizovaný výbornou dohledností, jasnou oblohou nebo jen malou oblaností a velmi nízkými teplotami. V lét do stední Evropy neproniká. Moský arktický vzduch se tvoí nad nezamrzajícími moi mezi Grónskem a severní Evropou. Má obdobné vlastnosti jako pevninský, avšak obsahuje více vlhkosti, proto se v nm tvoí kupovitá oblanost a vyskytují se v nm peháky. Pevninský polární vzduch vzniká v mírných šíkách Evropy a Asie. V zim v nm pevládá jasné a studené poasí, nkdy s tvorbou radianích mlh a nízké oblanosti. V lét se v nm mže vytváet bhem dne kupovitá oblanost s pehákami, ta se na noc zpravidla rozpouští. Moský polární vzduch k nám proniká od západu z Atlantiku. Je znan vlhký, v zim pináší oteplení, vrstevnatou oblanost a i mlhy, v lét se nad pevninou prohívá a vzniká v nm mohutná kupovitá oblanost s pehákami a boukami. Pevninský tropický vzduch vzniká nad Saharou a Arabským poloostrovem, v lét i nad pevninou jižní Evropy. Je charakteristický špatnými dohlednostmi, pináší vysoké teploty a vtšinou jasné poasí, avšak v lét pi dostatku vlhkosti, hlavn v horách, v nm mohou vznikat kupovité oblaky s pehákami. V zimním období k nám neproniká. Moský tropický vzduch se tvoí nad Atlantikem v oblasti Azor a v lét i nad Stedozemním moem. Je vlhký a velmi teplý. V zim se v nm tvoí husté mlhy a vrstevnatá oblanost 1

2 s mrholením. V lét naopak mže pinést z mohutné kupovité oblanosti bouky doprovázené vydatnými srážkami. Rovníkový (pevninský i moský) k nám zpravidla neproniká. Rzn oháté vzduchové hmoty putují kolem zem a pi jejich stetávání a promíchávání vznikají jevy, které nazýváme poasím. Co se dje, když jsou vedle sebe rzné zemské povrchy a tudíž rzn oháté vzduchové masy nad nimi a jakým zpsobem obecn putují tyto vzduchové hmoty kolem zemkoule vysvtlují následující kapitoly o tlakových výších a nížích a o všeobecné cirkulaci v atmosfée. Všeobecná cirkulace atmosféry Vzdušné proudy jsou urujícím initelem poasí. Na nich závisí zmny teploty, tvoení oblak a srážky. Vzdušné proudy na zemi jsou rozdílné. Zatímco v evropském prostoru je jejich asová a místní promnlivost pomrn znaná, vykazují vtrné systémy po obou stranách rovníku pekvapující stálost. Na zemi existují tlakové výše, níže a proudní vzduchu, které je stálé nazýváme jej planetární vtrný systém. Intenzivní ohev, jakého se dostává tropm, vyvolává v tchto oblastech mohutnou konvekci. Teplý a vlhký vzduch stoupá vzhru a vytváí kolem rovníku pás nízkého tlaku, oblanosti a deš. Vzduch který stoupá nad rovníkem nakonec dosáhne tropopauzy, nemže dále stoupat. Zane se rozprostírat smrem k pólm, postupn se ochlazuje a klesá k zemskému povrchu kolem 30 stupn severní a jižní šíky. Sestupující vzduch zpsobuje rst tlaku vzduchu a pináší pkné, suché poasí. 2

3 Jde o subtropický pás vysokého tlaku, pojmenovaný námoníky jako koské šíky, kde pevládá pkné poasí. Zde se nachází stálé oblasti vysokého tlaku, které ovlivují poasí i u nás. Pedevším uzavená oblast vysokého tlaku se stedem jižn nebo západn od Azor (takzvaná Azorská výše). ást vzduchu z oblastí kolem 30 stupn severní a jižní šíky vytsovaná klesajícím vzduchem se pohybuje zpt smrem k nízkému tlaku na rovníku toto proudní vzduchu se nazývá pasát. Pasát utichá na rovníku. Existuje tedy cirkulace vzduchu, který vystupuje vzhru v tropech na rovníku, sestupuje na 30 rovnobžce severní a jižní šíky a proudí spt k rovníku. Tato cirkulace se nazývá Halleyovy buky. Zatímco vtšina teplého vzduchu, který klesá k zemskému povrchu na 30. stupni se vrací k rovníku, ást pokrauje v pohybu smrem k pólm. Pibližn kolem 60. stupn severní a jižní šíky se tento vzduch setkává se studeným polárním vzduchem. Oblasti, kde se tyto vzduchové hmoty setkávají se nazývají polární fronty. Ve stedních šíkách, v nichž se nachází znaná ást Evropy, je tedy typická stálá výmna vzduchu mezi proudním ze subtrop a z polární oblasti. Zpravidla je zde západovýchodní penos vzduchu. V této souvislosti poasí u nás ovlivuje tzv. Polární brázda nízkého tlaku, která je pibližn na 600 šíky, na severní polokouli zhruba na áe Skotsko jižní Norsko jižní Švédsko Finský záliv. Nad Evropou se tak stetává vlhký a teplý vzduch ze subtropického pásma se studeným suchým polárním vzduchem. Rozdíl teploty mezi tmito dvma vzduchovými vrstvami vede k tomu, že teplejší vzduch stoupá vzhru. Vtšina tohoto vzduchu se pohybuje zpt k rovníku, piemž sestupuje k zemi na 30. rovnobžce a pispívá k vysokému tlaku v tchto oblastech. Cirkulace mezi 30 a 60. stupnm severní i jižní šíky nese název Ferrelovy buky. Zbytek vzduchu, který stoupá na polárních frontách, pokrauje v pohybu smrem k pólm kde se ochladí, sestupuje a vrací se zpt k 60 šíce. Shrnutí Nyní známe základní principy proudní vzduchových mas a co je zpsobuje. Toto globální proudní vyjaduje základní princip a vysvtluje hnací motor vývoje poasí. Kdyby popsaná všeobecná cirkulace v atmosfée fungovala ideáln (zemský povrch by byl všude stejný), bylo by ve stejné vzdálenosti od rovníku stejné poasí. Povrch zem je rznorodý a proto je i prohívání vzduchových vrstev rzné. Navíc zde psobí i nerovnost zemského povrchu, která (mimo jiné) zpsobuje vertikální proudní vzduchu. Mžeme íct, že vzduchová hmota která se nachází nad njakým povrchem, pijímá fyzikální vlastnosti tohoto povrchu. Proto se v atmosfée neustále stídají a promíchávají hmoty vzduchu o rzných fyzikálních parametrech (vtšinou jsou od sebe pomrn oste oddleny), vznikají atmosférické fronty, tlakové výše a níže. A práv toto stetávání a promíchávání vzduchových mas o rzných vlastnostech vytváí charakter poasí nad danou oblastí. Chceme-li porozumt poasí, musíme 3

4 znát význam jednotlivých fyzikálních vlastností vzduchu a porozumt djm pi stetnutí a promíchávání tchto vzduchových vrstev. Tlak vzduchu 2. FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI VZDUCHU. Atmosféra zem má uritou hmotnost, která se projevuje tlakem na zemský povrch. Tlak vzduchu je dán tíhou svislého vzduchového sloupce o jednotkovém prezu (1 m2) jedná se o vzduchový sloupec zaínající u zemského povrchu a sahá až k horní hranici atmosféry. Tlak vzduchu se tedy mní s výškou vzduchového sloupce nad místem mení se vzdáleností od povrchu zem klesá. Fyzikální jednotkou atmosférického tlaku je pascal (Pa), sto pascal je jeden hektopascal (hpa), neboli jeden milibar (mbar). Za normální tlak vzduchu se považuje 1013 hpa. Pro možnost porovnání tlaku v jednotlivých oblastech, používáme tlak vzduchu redukovaný na hladinu moe ve výšce hladiny moe - v nadmoské výšce 0, je tlak 1013 hpa. 4

5 Stoupáme li do výšky, zmenšuje se stále hmotnost atmosféry a tlak vzduchu musí s výškou klesat. Použitelným oprným bodem pro posouzení nadcházejícího poasí je v první ad rychlost zmn tlaku vzduchu. Tlak: hpa/h: Poasí: Stoupá 0,25-0,5 nástup vysokého tlaku (déletrvající) Stoupá 1-2 výbžek vyššího tlaku (krátkodobý) Klesá 0,25-0,5 nástup nízkého tlaku (déletrvající) Klesá 1-2 poasí s vichicí, v lét bouka Prbh tlaku vzduchu na povtrnostních mapách znázorujeme tzv. izobarami izobara je spojnice míst stejného tlaku vzduchu. Zakreslují se zpravidla po 5 hpa. Tlakovou výši (její sted) poznáme podle toho, že je obklopena izobarami, které ukazují všude kolem nižší tlak. Izobary obklopující sted tlakové níže signalizují, že tlak na všechny strany stoupá. Dležité jsou vzájemné rozestupy izobar ukazují souasný spád tlaku vzduchu tlakový gradient. Rozestup izobar: Tlakový rozdíl: Poasí: Malý velký turbulentní, siln vtrné Velký malý klidné, slabý vítr 5

6 6

7 Teplota vzduchu Slunce pedstavuje zdroj energie, který roztápí poasí. Slunení záení prochází atmosférou na zemský povrch.. Záení, které projde k povrchu, je tam zásti odraženo a zásti pohlceno. Pohlceným záením se zemský povrch otepluje a zahívá odspoda ovzduší. Zjednodušen eeno je to dj, který se odehrává skoro tak, jako zahívání pánve na kamnech. Jednotlivé oblasti Zem dostávají rozdílné množství energie pizáené od slunce. Na to má vliv zempisná šíka, denní a roní doba. Výsledek dodávky slunení energie na zemský povrch závisí též na povaze povrchu. Hlavní rozdíly v pohlcování tepla jsou mezi pevninou a moem. Pevnina se rychle zahívá a ve dne odevzdává mnoho tepla do vzduchu. Noní ochlazení (v noci se pevnina neohívá od slunce a jelikož ve dne pevnina nepohltila mnoho tepla, rychle se ochlazuje) pak mže být znané tím se v noci siln ochlazují spodní vrstvy vzduchu. Tyto pochody jsou nejúinnjší na holé, suché pd. Louky a porosty se zahívají pomaleji a také se pomaleji ochlazují. Ješt než slunení záení dospje k povrchu, mže se ho znaná ást odrazit od mrak. Proto se pi zatažené obloze zemský povrch mén ohívá a tudíž se mén ohívají pízemní vrstvy vzduchu. Proto jsou menší rozdíly mezi teplotou ve dne a v noci. Velká rozmanitost zemského povrchu vede k tomu, že teba i na malé ploše mžeme registrovat výrazné rozdíly v teplot. Tam, kde je zem pokryta ledem a snhem je oteplování pdy a vzduchu zmenšováno vysokou odrazivostí ledu a snhu a využitím dodané energie k tání. 7

8 Naproti tomu svtová moe plní dležitou úlohu zásobník tepla. Slunení záení do vody proniká daleko hloubji než do pevné zem. Zahátá hmota je tak daleko vtší. Nárst teploty probíhá pomaleji než na pevnin a nedosahuje také tak vysokých hodnot. V noci a v zim se nad vodou neochlazuje tak siln jako nad pevninou. Znané množství teple se také spotebuje na výpar, aniž to bezprostedn otepluje vzduch. V zásad platí, že teplota s výškou klesá, a to o 0,65 0 C na 100m. Jestliže teplota klesá s výškou rychleji, mluvíme o instabilním teplotním zvrstvení ovzduší, které podporuje výstupné a kompenzující sestupné pohyby a intenzivní vertikální promíchávání vzduchu. Jestliže teplota v njaké výšce skokem vzroste, mluvíme o inverzi. Pi pízemní inverzi stoupá teplota od povrchu do urité výšky, potom zase klesá. Pízemní inverze zaínají v noci za pedpokladu situace píznivé pro vyzaování. Výšková inverze se vyznauje poklesem teploty od povrchu až do urité výšky. Od ní teplota zane stoupat (spodní hranice inverze). Rst teploty sahá dál do výšky až k horní hranici inverze. Odtud pak nasadí zákonitý pokles s výškou. Stavová rovnice Vyjaduje vztah mezi tlakem, teplotou a objemem vzduchu. V pípad plyn platí, že objem, tlak a teplota jsou spolu spjaty. Tento stav popisuje stavová rovnice; zmní li se jedna z veliin, nutn se musí zmnit ješt další z nich. V atmosfée platí, že zvýšíme li v uritém objemu vzduchu teplotu, dojde ke snížení atmosférického tlaku; ím je vzduch teplejší, tím více se rozpíná, jeho hustota a tím i tíha je menší, na povrch zem tedy psobí menším tlakem. Obdobn, ale obrácen to dopadne, když v uritém objemu atmosféry nastane snížení teploty; dojde tam k vzestupu tlaku; ím je vzduch studenjší, jeho rozpínavost se zmenšuje, jeho hustota je vtší a vzduch je tedy tžší. Na zemský povrch psobí vtším tlakem. Vlhkost vzduchu Ve vzduchu je vždy pítomna vodní pára, vodní pára ve vzduchu je plynná. Pi urité teplot mže vzduch pojmout jen omezené množství vodní páry, a to, ím je vzduch studenjší, tím mén vodní páry v nm mže být. Pokud vzduch ochlazujeme, má vzduch schopnost pojmout stále mén vodní páry a pebytená vodní pára zkondenzuje pemní se ve vodní kapky a vznikne oblak. Tato teplota, pi které zaínají vodní páry kondenzovat se nazývá rosný bod. ím je vzduch teplejší, tím více vlhkosti mže pojmout. Naopak ochlazování vzduchu zmenšuje schopnost pijímat vodní páru. Relativní vlhkost procentní pomr skuteného množství vodní páry k maximáln možnému množství pi dané teplot. Zmínné maximální množství odpovídá stavu, kdy vzduch je pi dané teplot nasycen vodními parami. Pokud má vzduch relativní vlhkost napíklad 80% pi 25 0 C a ochladíme li ho napíklad na 15 0 C, relativní vlhkost stoupne nad 100% a pebytená vodní pára zkondenzuje do kapalného skupenství (vznik oblaku). Teplota, pi které relativní vlhkost dosáhne 100% se nazývá rosným bodem. 8

9 Za sluneného poasí se pízemní vzduch stále více ohívá. Pozvolna se stává lehím než studený vzduch nad ním a stoupá vzhru. Pi tom se mže dostat do výšky s takovou teplotou (teplota s výškou klesá), pi které se ochladí až na rosný bod, vodní pára zkondenzuje a vznikne oblak. 3. PROUDNÍ VZDUCHU V ATMOSFÉE Nerovnomrné ohívání zemského povrchu slunením záením zpsobuje vznik tlakových rozdíl. Existují tedy místa s vyšším a nižším tlakem. Atmosféra se logicky snaží tyto tlakové rozdíly vyrovnat. ástice atmosférického vzduchu tedy budou chtít proudit ve smru spádu tlaku, oznaovaného jako tlakový gradient, z oblasti vyššího tlaku do oblasti tlaku nižšího. Vzduch ovšem neproudí takto pímoae, ale smr jeho toku je ovlivnn odstedivou sílou zemské rotace, tzv. Coriolisovou silou. Coriolisova síla psobí vždy kolmo na smr pohybu a na severní polokouli jej odklání vpravo a na jižní vlevo. Její velikost roste jednak se zvyšující se zempisnou šíkou (na rovníku je rovna nule, na pólech je nejvtší), jednak s rychlostí pohybu. Ve skutenosti není smr vtru pímo spojnicí dvou míst s rozdílným tlakem, ale vlivem Coriolisovy síly se stáí doprava a ve výslednici vane tém rovnobžn se smrem izobar. 9

10 Do hry ješt vstupuje reliéf terénu, který mže v pízemních vrstvách mnit charakteristiku vtru jak ve smru (pekonávání hor) tak do rychlosti (tecí síla). V úhrnu závisí síla vtru na tchto faktorech: spád tlaku vzduchu zempisná šíka (závisí na ni velikost Coriolisovy síly) ztráty tením u zemského povrchu Popsané proudní má ješt tu vlastnost, že nechává nízký tlak po levé stran. asto se cituje jednoduché pravidlo: postavíme li se zády k vtru, potom nízký tlak máme po levé, vysoký po pravé ruce. V pípad kruhových izobar nastávají dv možnosti. Je li uvnit nízký tlak vzduchu, musí vzduchové ástice proudit proti smru otáení hodinových ruiek a mluvíme o cyklonálním zakivení izobar. Je li uvnit kruhových izobar vyšší tlak, potom vzduchové ástice obíhají ve smru otáení hodinových ruiek a mluvíme o anticyklonálním zakivení izobar. Proudní vzduchu pozorované na daném míst nazýváme vtrem. V blízkosti zemského povrchu je vítr znan promnlivý. Uvnit proudu totiž vzniká vlivem nerovnomrnosti zemského povrchu turbulence, drobné výry, které se pohybují všemi smry a tím ovlivují charakter proudní. S rostoucí vzdáleností od zemského povrchu se promnlivost vtru zmenšuje. Rozeznáváme rychlost a smr vtru. Mluvíme li o smru vtru, pak je mínna svtová strana, z níž vzdušný proud pichází. Rychlost vtru míme v m/s nebo pomocí Beaufortovy stupnice (0 12). Vznik oblak 4. OBLAKA Vzduch obsahuje urité množství vodní páry (menší, než jaké je schopen pojmout). Pokud dojde k ochlazení tohoto vzduchu, nejastji výstupem do vyšších vrstev atmosféry, mže asem dosáhnout takové teploty, pi níž se stává toto množství vodní páry práv maximáln možné vzduch se vodní párou nasytil. V té chvíli dochází ke kondenzaci vodní páry na kondenzaních jádrech (kondenzaní jádra jsou nutnou podmínkou kondenzace, nap, mikroskopické ásteky prachu) - pemn vodní páry na mikroskopické kapiky, které jsou viditelné práv jako oblak. K tomu aby oblak vznikl, se tudíž musí hmota vzduchu dostat do patiné výšky a ochladit se. 10

11 To probíhá nkolika zpsoby: Termická konvekce výstup nerovnomrným prohíváním zemského povrchu. Když se vzduch ohívá, molekuly vzduchu se pohybují rychleji, což je vytlauje smrem od sebe a proto se vzduch rozpíná. Rozpínání vzduchu zpsobuje pokles hustoty takže vzduch se stává lehím než jeho okolí a zane stoupat vzhru. Tento jev se nazývá konvekce. Mechanický výstup proudní vzduchu ped horskou pekážku vítr vystelí vzduchovou hmotu po horském hbetu vzhru (orografické oblaky) Výstup na frontálním rozhraní viz fronty, lze pirovnat k výstupu pes horskou pekážku. Výstupné pohyby v oblastech nízkého tlaku viz tlaková níže Klasifikace oblak Svtová meteorologocká organizace dlí oblaka na 10 základních druh a k nim píslušející adu tvar, odrd a zvláštností. Základní druhy: CIRRUS (Ci) asa Charakteristika: Vysoké patro 6-10 km (nad 5 km); ledové krystaly; nevypadávají z nho srážky; prsvitný pro slunení i msíní svtlo; nevrhá stín. Vznik: Vzniká nejastji výstupným pohybem teplého vzduchu na frontálním rozhraní. Vliv na poasí: 11

12 asy jsou známkou vlhkosti ve vyšších hladinách atmosféry. Cirrus který houstne a postupn zatahuje oblohu, mže znamenat blížící se frontu. Nepravý Cirrus kondenzaní pruhy za letadly (je ji ve výšce málo vlhký vzduch, pruh záhy zmizí. Cirrus uncinus má tvar vláken s háky na konci a je známkou silného proudní ve vyšších vrstvách atmosféry. CIROSTRATUS (Cs) asosloha Charakteristika: Jako Cirus, je výška 8-10 km (nad 5 km). Jedná se o stejnorodou vrstvu oblak Cirrus, která pokrývá velkou ást oblohy Vznik: Tvoí se, když vlhký vzduch o velkém plošném rozsahu ve vyšších vrstvách atmosféry dosáhne stavu nasycení a vznikají ledové krystaly. V pípad Cyrrostratu jde o plošn rozsáhlé výstupné pohyby. Prvodním jevem tohoto oblaku je slunení nebo msíní halo, tedy svtelný kruh kolem slunce nebo msíce, zabarvený duhovými barvami. Vzniká lomem svtla ledovými krystaly. Vliv na poasí: Jestliže Cs z jedné strany postupn zatahuje oblohu, je to projev nárstu vlhkosti který mže znamenat blížící se frontu. CIROCUMULUS (Cc) asokupa Charakteristika: Jako cirus; výška nad 5 km. Vznik: Vzniká nejastji vlnovými a konvekními pohyby v horní troposfée, nkdy je vázán na studenou frontu nebo na turbulentní proudní nad velehorami. Vliv na poasí: Cc který houstne a postupn zatahuje oblohu, mže znamenat blížící se frontu. ALTOSTRATUS (As) vysoká sloha Charakteristika: Stední patro 2-5 km; vodní, nkdy smíšený s ledovými krystaly; nevypadávají z nho srážky, vypadávají jen v chladné ásti roku; blavý nebo šedý; vrhá stín. Má nevýraznou strukturu. Zpravidla pokrývá celou oblohu, jeví se jako rozlehlá šedavá plocha. Pokud je dostaten tenký, prosvítá S i M jako pes matné sklo. Pokud je dostaten hustý, rozptyluje svtlo tak dokonale, že neuríme polohu slunce. Vznik: As je zpravidla vázán na atmosférickou frontu. Vliv na poasí: 12

13 Hustý As je oblakem, provázejícím špatné poasí zataženo, srážky, vtrno. Vzniká vtšinou tehdy, když se blíží frontální systém. ALTOCUMULUS (Ac) vysoká kupa Charakteristika: Nepokrývá celou oblohu, vyskytuje se ve skupinách, nkdy i v nkolika vrstvách nad sebou. Výška 2-5 km. Vodní nebo smíšený. Vznik: Ac vzniká když terénní pekážka nebo blížící se frontální systém vyvolají výstupné pohyby vzduchu a nastane kondenzace. Ac je ovlivnn instabilitou okolní atmosféry, což mu dává typickou kupovitou strukturu. Vliv na poasí: Z Ac mohou padat slabé srážky, houstnutí mže znamenat blížící se frontu. STRATUS (St) sloha Charakteristika: Jde o nejnižší oblak nízkého patra - od zem do nkolika stovek metr, až do 2 km; vodní, v zim s ledovými krystaly; šedé roztrhané cáry pohybující se i v nkolika vrstvách nad sebou. St je totožný s mlhou Vznik: Nejastji vzniká z mlhy, jejíž základna se postupn zdvihla od zem. Potom má vzhled jednotvárné šedivé plochy pokrývající celou oblohu Jiným zpsobem vzniku St je odpaování velké vzdušné vlhkosti v místech, kde se vlhkost dobe akumuluje pi dešti, nap. pi dešti nad lesními oblastmi. Oblak má potom tvar šedivých roztrhaných cár, pohybujících se v nkolika vrstvách nad sebou. Vliv na poasí: Pokud z nho vypadávají srážky, pak jde o mrholení, v zim ledové jehliky. Mže z nho vypadávat i slabý déš. NIMBOSTRATUS (Ns) dešová sloha Charakteristika: Základna v nízkém pate do 2 km, vertikální mohutnost až nkolik km (na front i pes 10 km); smíšený s ledovými krystaly; velmi tmavý; Slunce jím neprosvítá Vznik: Vždy je spojený s pechodem front. Vliv na poasí: Vypadávají z nho trvalé srážky velkého rozsahu STRATOCUMULUS (Sc) Slohová kupa Charakteristika: Jeden z nejbžnjších oblak; nízké patro 0,3-2 km; vodní, nkdy smíšený s ledovými krystaly; mohou z nho vypadávat srážky; blavý nebo šedý 13

14 Pestože je rozprostený do vrstvy, jeví známky vertikálního vývoje Vznik: asto vzniká transformací z kumulu nebo stratu. Dále vlnovitým pohybem pi proudní vzduchu. Ve vtším pokrytí oblohy se zpravidla vyskytuje spolu s Cu a Ac po pechodu studené fronty. Vliv na poasí: Vtšinou žádný, ale má-li oblak dostatenou tloušku, mohou z nho vypadávat slabé srážky. CUMULUS (Cu) kupa Charakteristika: Základna 2-3 km, vrcholy až 7 km; vodní, nkdy smíšený s ledovými krystaly; mohou z nho vypadávat srážky krátké a prostorov omezené; bílý, základna šedá; vrhá stín; vždy je to osamocený oblak jasn ohraniený; Nikdy nepokrývá celou oblohu, pi vzniku jím mže prosvítat svtlo, po vytvoení již slunce pozorovatelné není. Vznik: Tvoí se v dsledku výstupných pohyb jednotlivých bublin vzduchu, prohátého nad vhodným zemským povrchem vzniká výhradn jako dsledek termických konvektivních pohyb v atmosfée. Kondenzací vodní páry ve vzduchu vznikají nízko nad zemí oste ohraniené husté Cu. HUMILIS Vzniká slabou konvekcí, výška m. Pi pohledu ze zem má vtší šíku než výšku. Nemá vliv na poasí. MEDIOCRIS Vzniká ponkud silnjší konvekcí než Humilis. Výška m. Pi pohledu ze zem má stejnou šíku i výšku. Je bžnjší pozd odpoledne. Není ješt tak velký, aby z nho padaly srážky. CONGESTUS Vzniká jako další stádium vertikálního vývoje oblaku Cu. Oblak je živený silnými výstupnými proudy. Tvar CONGESTUS se vyvine v dsledku samotné konvekce, je-li dostaten velká instabilita atmosféry. Ta se vyskytuje, když teplota vzduchové hmoty klesá s výškou rychleji než za normálních podmínek, což asto nastává pi pílivu studeného vzduchu. Je-li konvekce dostatené silná, nebo se okolní atmosféra stává ješt instabilnjší, mže se congestus vyvinout do stádia kumulonimbu. Pi pohledu ze zem má vtší výšku než šíku. Z oblaku congestus mohou padat silné dešové i snhové peháky. CUMULONIMBUS CAPILLATUS (Cb) bouková kupa Charakteristika: 14

15 Jedná se o pln vyvinutý Cb, zakonený typickou kovadlinou. Kovadlina je zetelnou známkou bouky ve stadiu plného rozvoje. Základna 1-2 km (nkdy i 600 m), vrcholy 10,5 km, (nkdy až 15,18 km); obsahuje vodu, pechlazenou vodu, led; Cb vzniká z oblaku Cu congestus za pedpokladu mohutné konvekce a velké atmosférické instability. Pokud zstane vzduch v okolí výstupného proudní instabilní, oblak dále roste a mohutní. Nakonec kumulonimbus dosáhne horní hranice troposféry, kde pestává pokles teploty a teplota zaíná s výškou rst. Tato mna psobí na výstupný proud jako bychom ho pikryli poklikou a oblak dále nemže rst. Stoupající vzduch však neustává ve snaze protlait se vzhru, oblak se pitom pod troposférou roztahuje do šíky a vytváí charakteristický tvar kovadliny. Poloha tohoto útvaru proto vyznauje výšku troposféry v dané oblasti. Vypadávají z nho srážky intenzivní vodní, smíšené, snhové, kroupy; bílý, základna šedá až erná; vrhá stín; Vtšinou je s ním spojená aktivní bouka, nárazový vítr, V pední ísti prudké výstupní proudy, v zadní ásti prudké sestupné pohyby, které dole zpsobují ochlazení a prudký vítr Cumulonimbus je mohutný a hustý oblak nízkého patra, který vertikáln roste do velkých výšek. Má podobu hor nebo obrovských vží a alespo ást jeho vrcholu je obvykle hladká nebo vláknitá i žebrovitá a tém vždy zploštlá. Tato ást se rozšiuje do podoby kovadliny nebo širokého chocholu. Oblak cumulonimbus je vždy nebezpeím pro letadla. Je doprovázen silnými vzestupnými a sestupnými proudy, nárazovitým vtrem, pívalovými srážkami a elektrickou aktivitou. Cumulus je druh oblak vznikajících konvekcí a patících do nízkého patra. Velikost cumul se mže v závislosti na podmínkách znan lišit. Cumuly se vyvíjejí smrem vzhru ve tvaru kup, kupolí nebo vží. Jejich horní kypící ást má asto podobu kvtáku. ásti oblaku ozáené Sluncem bývají nejastji záiv bílé, základna oblaku bývá pomrn tmavá a tém vodorovná. 15

16 Stratus patí k oblakm nízkého patra. Je to vtšinou šedá oblaná vrstva s jednotvárnou základnou, z níž vypadává mrholení. Skrz nj prosvítající Slunce má zetelné obrysy. Nkdy se stratus vyskytuje v podob roztrhaných chuchvalc. Stratocumulus je oblakem nízkého patra. Šedé až blavé skupiny nebo vrstvy oblak, které mají tém vždy tmavá místa. Skládá se z ástí podobných dlaždicím, oblázkm apod. Jednotlivé ásti oblaku spolu mohou souviset nebo být oddlené. Nimbostratus je oblak nízkého patra. Bývá tmavý, beztvarý a dostaten hustý na to, aby zakryl Slunce i Msíc. Z nimbostratu mže padat vytrvalý rovnomrný déš nebo sníh. Altostratus je oblakem stedního patra. Šedavá nebo modravá oblaná vrstva s vláknitou nebo žebrovitou strukturou nebo též bez patrné struktury. Pokrývá úpln nebo ásten oblohu, místy jsou patrné obrysy Slunce. Altocumulus je oblak stedního patra a skládá se pevážn z vodních kapek. asto ho tvoí válce, které jsou uspoádány do ad nebo do vln i zeteln oddlených kulovitých kup. Oblak bývá bílý nebo šedý, pípadn obojí. Cirrostratus je složen z ledových krystalk a patí do vysokého patra. Oblak vypadá jako bílý závoj, který dává obloze mléný nádech. Není dostaten hustý, aby zakryl Slunce nebo Msíc, ale mže kolem nich vytváet rozliné halové jevy. 16

17 Cirrus je typickým oblakem vysokého patra. Je složen z ledových krystalk a má jemný, roztrhaný a vláknitý vzhled. Cirrus vzniká nejastji stoupáním stabilního vzduchu. K tomu dochází na frontách. Jak vzduch stoupá, kondenzuje ím dál více vodní páry a vznikají rzné druhy oblak. Cirry se tvoí jako poslední a obsahují poslední zbytky vodní páry. Vzduch nad cirrem je velmi suchý. I když cirrus vzniká jako poslední, bývá to první oblak, který vidíme, blíží-li se fronta. Tlaková výše a níže obecný princip 5. TLAKOVÉ ÚTVARY Co tedy zpsobuje rozdílný ohev rzných ploch zemského povrchu uvedeme si to na píkladu moe-pevnina. Po ozáení povrchu Sluncem dochází bhem dne k tomu, že pevnina se zahívá víc, než vodní plocha. To znamená, že vzduch nad pevninou je též více zahíván a rozpíná se, hlavn do výšky. Vystupující vzduch se roztéká do všech stran. V dsledku toho se tlak vzduchu nad pevninou zmenšuje, je tam nízký tlak. Tento model mžeme charakterizovat takto: 17

18 1. Vystupující vzduch nad zahátou zemí 2. Ve výšce odtékající vzduch, který se ochladí a zase klesá 3. V blízkosti povrchu pítok vzduchu ležícího nad chladnjší vodní plochou 4. Vzduch klesající z výšky zase dopluje zásobu nad vodní plochou a optovn proudí nad zahátou pevninu. V oblasti tlakové níže (cyklóny) tedy proudí chladný vzduch, který je nasávám pi povrchu a kde se ohívá, vzhru. Pi tomto vzestupném proudní vznikají oblaka. Pi tomto pohybu vzhru vzduch vlivem Coriolisovy síly rotuje a to proti smru hodinových ruiek (viz.kapitola 3). Ve stedu tlakové níže je nejnižší tlak vzduchu a tak proudní vzduchu smuje od okraj níže s vyšším tlakem do stedu. Vzduch, který se pi zemi sbíhá ze všech stran do stedu tlakové níže a zde vystupuje vzhru, zpsobuje výstupnými proudy kondenzaci vodní páry. V tlakových nížích se proto vytváí poasí s velkou oblaností, srážkami a silným vtrem. Oblanost smazává rozdíly mezi denními a noními teplotami. 18

19 Tlaková výše je opakem tlakové níže. íkáme ji anticyklóna. Pro tento tlakový útvar jsou typické sestupné pohyby vzduchu z velkých výšek, pi nichž se vzduch otepluje a vysušuje, piemž dochází k rozpouštní oblanosti. Pi zemi proudní vzduchu smuje od stedu s vysokým tlakem k okrajm, kde je nižší tlak. S zase zde psobí zemská rotace, která stáí vystupující vzduch po smru hodinových ruiek. Sestupné pohyby vzduchu zpsobují, že v oblasti tlakové výše je pkné, stálé poasí. Píklad rozložení tlakových výší a níží na zemkouli. 19

20 Cyklóna Tlaková níže neboli cyklóna je mohutný vzdušný vír o prmru nkolika set až nkolika tisíc kilometr, jehož sted se pesouvá obvykle rychlostí km/h.. Tlak vzduchu smrem do stedu tlakové níže klesá, v jejím stedu, který se na synoptických mapách oznauje písmenem N ( T nmecky, L anglicky), je nejnižší. Vzduch na okraji níže klesá z horních vrstev atmosféry k zemskému povrchu odkud se pemisuje proti smru ( na jižní polokouli ve smru) otáení hodinových ruiek do jejího stedu, kde vystupuje nahoru. Tyto výstupné pohyby vzduchu vedou ke kondenzaci vodní 20

21 páry, proto v cyklónách obvykle pevládá poasí s velkou oblaností, se srážkami, dosti silným vtrem a malými rozdíly teplot vzduchu mezi dnem a nocí. Klesá-li ve stedu níže tlak, tato se prohlubuje a poasí se zhoršuje, stoupá-li, níže se vypluje a poasí se postupn zlepšuje. ím blíže se nacházíme stedu níže, tím horší je zpravidla poasí. V letním období je cyklonální poasí pomrn chladné, v zim naopak spíše teplejší. Velmi dležité je vdt, že s cyklónami a jejich vývojem jsou spojené atmosférické fronty, emuž také odpovídá poasí v jednotlivých oblastech tlakových níží. V pední ásti níže je poasí charakteristické pro pibližující se teplou frontu a její pechod (postupn zataženo, trvalé srážky, zesilující vítr), v její jižní ásti (teplém sektoru) je oblanosti mén a srážky, pokud se vyskytnou, jsou jen slabé a bývá pomrn teplo. V týlu níže je poasí charakteristické pro studenou frontu a za ní pronikající studenou vzduchovou hmotu (promnlivá oblanost, peháky, bouky, silný vítr a ochlazení). V severní ásti pevládá poasí s promnlivou oblaností rzného druhu a obasnými srážkami. 21

22 Výšková tlaková níže se vytváí pouze ve vyšších hladinách atmosféry a je pro pohyb v horském prostedí asto velmi nepíjemná, nebo i za vysokého tlaku vzduchu pi zemi mže pekvapiv zpsobit náhlé zhoršení poasí. Podružná tlaková níže (podružná cyklóna) je nevelký útvar, vznikající a to zpravidla na studené front na okraji již díve vytvoené centrální (ídící) níže, kolem níž se pohybuje proti pohybu hodinových ruiek. Brázda nízkého tlaku vzduchu je oblast nižšího tlaku vzduchu bez uzavených izobar mezi dvma oblastmi vyššího tlaku a je zpravidla souástí tlakové níže. V její ose je nejnižší tlak vzduchu a obvykle v ní leží atmosférická fronta, emuž i odpovídá poasí. ím hlubší je brázda, tím složitjší a horší pináší poasí. 22

23 Anticyklóna Tlaková výše (anticyklóna) je mohutný vzdušný vír zpravidla pokrývající vtší území než tlaková níže a pohybující se mnohem pomaleji. Tlak vzduchu smrem do stedu tlakové výše stoupá, v jejím stedu, který se na synoptických mapách oznauje písmenem V ( H nmecky i anglicky), je nejvyšší. Vzduch ve stedu výše klesá z horních vrstev atmosféry k zemskému povrchu odkud se pemisuje ve smru ( na jižní polokouli proti smru) otáení hodinových ruiek k jejím okrajm, kde vystupuje nahoru. Sestupné pohyby vedou k oteplování a vysoušení klesajícího vzduchu, proto v anticyklónách obvykle pevládá poasí jen s velmi malou oblaností, vtšinou beze srážek, se slabým vtrem nebo bezvtím a velkými rozdíly teplot vzduchu mezi dnem a nocí. Stoupá-li ve stedu výše tlak, tato mohutní a poasí se zlepšuje, klesá-li, výše slábne a poasí se postupn zhoršuje. ím blíže se nacházíme stedu výše, tím lepší je zpravidla poasí. Podružná tlaková výše (podružná anticyklóna astji jádro vyššího tlaku vzduchu) je nevelký útvar, vznikající na okraji již díve vytvoené výše nebo v hebeni vyššího tlaku. Heben (výbžek) vysokého tlaku vzduchu je oblast vyššího tlaku vzduchu bez uzavených izobar mezi dvma oblastmi tlaku nižšího. V ose hebene je tlak vzduchu nejvyšší. ím mohutnjší je heben, tím píznivjší pináší poasí. Tlakové (barické) sedlo je oblast mezi šachovnicov rozloženými tlakovými výšemi a nížemi. Mže se vyskytovat ve form pásu (pemostní) vyššího tlaku, ve kterém má poasí ráz anticyklonální, nebo ve form pásu nižšího tlaku, kde se vyskytuje cyklonální poasí. Nkdy se ješt mžeme setkat s pojmem nevýrazné (rozmyté) tlakové pole, což je velká oblast rozedných izobar, v níž mohou vznikat nevelké tlakové útvary bez výraznjších projev poasí. Vznik cyklóny 6. VZNIK A VÝVOJ CYKLÓNY Pedstavme si frontální rozhraní, vedoucí západovýchodním smrem, ve tvaru pímky. Jižn od fronty leží teplá vzduchová hmota (tropický vzduch) a na sever tohoto rozhraní pak studená vzduchová hmota (polární vzduch). Díky rzným vlivm (napíklad pechodem fronty pes vysoké hory, nebo vlivem globálního proudní) zane proudit teplý vzduch 23

24 smrem k severu do studené vzduchové hmoty; frontální rozhraní se zvlní, vznikne frontální vlna. Píliv teplého vzduchu zpsobí po vzniku frontální vlny pokles tlaku (viz obecné povídání o tlakové výši a níži). Teplý vzduch klouže v pední ásti cyklóny po studeném vzduchu vzhru a celý systém se roztáí proti smru hodinových ruiek. Vystupující teplý vzduch vytváí na teplé front rozsáhlou vrstevnatou oblanost. V zadní týlové ásti cyklóny razantn postupuje studená vzduchová hmota k jihu do teplého vzduchu toto rozhraní se nazývá studená fronta. Prostor za teplou a ped studenou frontou, kde se nachází teplá vzduchová hmota se nazývá teplý sektor. Na studené front se studený vzduch podsouvá pod teplou vzduchovou hmotu teplého sektoru. Teplý vzduch je na ele studené fronty nucen vytlaován do výšky a podncuje vznik mohutné hradby boukových kupovitých oblak. Studená fronta, postupuje rychleji než teplá. Bhem asu ji tedy dohání a spojuje se s ní, nejprve v centru tlakové níže, poté se bod spojení posouvá dál od stedu k okraji tlakové níže. Protože se tím uzavírá teplý sektor, nazývá se tento proces okluze a bod spojení obou typ front okluzní bod. Ob spojené fronty mají název okluzní fronta, která mže být teplá nebo studená podle toho, která ze vzduchových hmot zstane bhem procesu spojování pi zemském povrchu a která je naopak vytlaena do výšky. Ped i za okluzní frontou je nyní stejný studený vzduch, teplý vzduch byl vytlaen do výšky. Stadium okluze znamená postupný zánik tlakové níže. Vývojová stádia cyklóny 1. Jazyk teplého vzduchu se zasouvá do studeného vzduchu. 2. Teplý vzduch vykluzuje po studeném, na východ ležícím vzduchu (teplá fronta). 3. Studený vzduch od západu proniká a vpadá do teplého vzduchu (studená fronta). 4. Zóna teplého vzduchu se stále zmenšuje a zužuje. 5. Studený vzduch od západu dohání teplou frontu. 6. Zbylý teplý vzduch uniká do výšky a cyklóna okluduje, uzave se. Tlaková níže putuje zpravidla od západu k východu. Doba potebná na popsaný vývoj je pibližn 48 hodin. 7. ATMOSFÉRICKÉ FRONTY Pechodná oblast mezi vzduchovými hmotami o rzných fyzikálních vlastnostech, široká zpravidla od nkolika do stovek kilometr, se nazývá atmosférická fronta. Pi jejich pechodu pes urité místo (oblast) se obvykle pozorují asto znané zmny v chodu jednotlivých meteorologických prvk a jev. Atmosférické fronty (strun fronty ) jsou vedle vzduchových hmot dalšími nositeli poasí, kterému v tomto pípad íkáme frontální. Protože se pi pechodu front v krátkém ase mní celkový charakter poasí, je urení jejich poloh a pohybu velmi dležité pro jeho pedpovídání. Klasifikace front není jednoduchá, mžeme je dlit podle jejich délky, výšky, vertikálních pohyb, rychlosti pesunu apod. Pro nás bude dostaující rozdlení na teplé, studené a okluzní. 24

25 Teplá fronta Teplá fronta je atmosférické rozhraní na styku ustupující chladné vzduchové hmoty a na její místo picházejícího teplého vzduchu. Protože studený vzduch je tžší, udržuje se pi zemském povrchu, kdežto picházející teplý vyklouzává na styku obou vzduchových hmot (na frontální ploše) do vyšších vrstev atmosféry. Teplá fronta je charakterizovaná mohutným oblaným systémem, tvoeným vrstevnatou oblaností zasahující stovky až tisíc kilometr ped frontální áru (prseík frontální plochy se zemským povrchem) a dlouhotrvajícími srážkami v pásmu širokém až 400 km. Rychlost jejího postupu je relativn malá (20-40 km/hod), poasov bývá výraznjší v zim a v ranních hodinách a pináší oteplení. Její píchod mžeme i v horách vas vypozorovat (v tabulce uvedené jako píloha jsou popsané zmny meteorologických prvk a výskyt jev na jednotlivých frontách) a tak s dostateným pedstihem volit další postup. Její píchod však zpravidla znamená déletrvající, desítky hodin až nkolik dn, nepíznivé poasí. Studená fronta 25

26 Studená fronta je atmosférické rozhraní na styku ustupující teplé vzduchové hmoty a na její místo picházejícího studeného vzduchu, piemž tento se vsunuje pod teplý vzduch a vytláí ho vzhru. Studená fronta 1.druhu se vyskytuje spíše v zimním období. Je pomalejší, na jejím ele se vytváí vyvinutá kupovitá oblanost s pehákami a boukami, za frontou se vyskytuje vrstevnatá oblanost jako na teplé front, avšak v obráceném sledu, a také pásmo trvalých srážek, které je však široké pouze 200 až 300 km. Studená fronta 2.druhu se vyskytuje více v letním období. Je rychlejší (o rychlosti v prmru kolem 50km/h) a poasov výraznjší. Na jejím ele se vytváí mohutná kupovitá oblanost s intenzivními boukami, vydatnými pehákami a silným nárazovitým vtrem. Pásmo oblanosti a srážek je pomrn úzké (nkolik desítek km, srážky vypadávají po dobu 30 až 60 minut), po pechodu fronty pechází poasí do znan promnlivého a výrazn se ochlazuje. V horách se poasové jevy na studené front ješt více zostují, dochází asto i k prudkému zvratu poasí. Pi intenzivním vpádu studeného vzduchu za touto frontou se po pechodném zlepšení poasí mže objevit tzv. podružná fronta, která pináší, asto náhle, jeho optovné zhoršení. Za uritých cirkulaních podmínek zpomaluje studená fronta svj postup a vlní se, piemž její urité úseky pejímají charakter fronty teplé. Studená ást vlny pináší bouky a peháky a její teplá trvalejší srážky. Pechod zvlnné studené fronty je v horách zvlášt nebezpený stídáním zmínných poasových projev, ale i tím, že období špatného poasí se v závislosti na její malé rychlosti znan prodlužuje. 26

27 Okluzní fronta Okluzní fronta je atmosférické rozhraní, kdy rychleji se pohybující studená fronta dostihne ped ní postupující frontu teplou a pi zemském povrchu se do kontaktu dostanou dv rozdílné studené vzduchové hmoty. Je-li vzduch za studenou frontou teplejší než vzduch ped teplou frontou, jedná se o teplou okluzi s poasím obdobným jako u teplé fonty. Pokud je tomu naopak, jde o studenou okluzi s poasím jako na studené front. Teplá okluze se vyskytuje spíše v zim, studená zpravidla v lét. Poasí spojené s okluzemi bývá vtšinou mén výrazné jako na samostatných teplých a studených frontách. Tyto fronty, zvlášt v horách, nelze podceovat a i když jejich poasové projevy postupn slábnou, mohou pi svém pomalém pohybu i na delší období zhoršovat podmínky pro bezpený pohyb v nich. 27

28 Poasí na frontách Pro náš bezpený pohyb v pírod bychom mli velmi dobe znát jak charakteristické poasí v rozliných vzduchových hmotách, tak pedevším prbhy poasí ped, na a i za jednotlivými frontami. K tomu nám mže být nápomocna tabulka, ve které jsou popsané prbhy jednotlivých meteorologických prvk a jev na teplé a studené front 2.druhu. Poasí studené fronty 1.druhu je ped a na front v podstat shodné s frontou 2.druhu, za ní jsou pedevším oblanost a srážky obdobné teplé front, avšak v obráceném sledu. Okluzní fronty mají prbh poasí, jak již byla zmínka, podle toho, zda jde o teplou i studenou okluzi. Tabulka Typické poasí na atmosférických frontách TEPLÁ FRONTA PED NA ZA TLAK rovnomrn klesá pokles ustává ustálený OBLANOST postupn oblaka Ci, Cs, As mohutná oblaka protrhává se, zpravidla 28

29 (foto.1), Ns, St, oblanost je zpravidla souvislá, základna se neustále snižuje druhu Ns, asto výskyt i St se vyskytuje Sc, zpoátku i St, základna se postupn zvyšuje SRÁŽKY trvalé srážky s narstající intenzitou intenzivní trvalé, ihned za frontou velmi rychle ustávající mohou se vyskytovat slabé srážky, nejastji jako mrholení BOUKY se nevyskytují zcela výjimen, pozdji výjimn jako spíše v lét a v noci bouky z tepla DOHLEDNOST dobrá, ale zhoršující se, ve srážkách rychle klesající, objevují se i mlhy velmi zhoršená, vyskytují se i mlhy nadále zhoršená, možné jsou i mlhy VÍTR sílí, mohou se objevit i nárazy, stáí se proti smru hodinových ruiek vtšinou silný, stáí se ve smru hodinových ruiek rychlost slábne, smr se již zpravidla nemní TEPLOTA ve srážkách postupn klesá postupn stoupá výrazn stoupá STUDENÁ FRONTA PED NA ZA TLAK klesá, nkdy dosti rychle rychle stoupá dále zvolna stoupá OBLANOST nesouvislá oblanost, oblaka Ac, pípadn As, Sc, nkdy Cu a také už i Cb (foto.2) mohutné Cb, asto zakrývající celou oblohu s nízkou základnou, pod ní obvykle i St promnlivá, oblaka Ac, As, Cu, nkdy ješt i Cb s rychle se zvedající základnou, u pomalé fronty sled oblaku jako ped teplou, avšak v obráceném sledu SRÁŽKY obas již srážky, ale málo výrazné, spíše peháky silné peháky, asto ve form lijáku, nkdy i kroupy peháky s rozdílnou intenzitou, u pomalé fronty pásmo trvalých srážek BOUKY mén asté etné, asto s vysokou intenzitou DOHLEDNOST zhoršená, asto i velmi rychle se zlepšuje, ale ve srážkách stále velmi malá mohou se objevit velmi rychle se zlepšuje, zpravidla je potom až výborná, pechodné zhoršení ve srážkách VÍTR zesiluje a mže být postupn i nárazovitý, mírn se stáí proti smru hodinových ruiek zpravidla velmi silný a nárazovitý, nkdy i húlava, prudce se stáí ve smru hodinových ruiek slábne, ale mže ješt pechodn zesílit i s nárazy, mírn se stáí ve smru hodinových ruiek 29

30 TEPLOTA nemní se nebo mírn stoupá prudce klesá dále postupn klesá 7. SYNOPTICKÉ MAPY Jednou ze základních forem zpracování meteorologických dat je jejich vynášení pomocí mezinárodních symbol do meteorologických map. Nejrozšíenjšími jsou synoptické mapy ( mapy poasí ), které obsahují zakreslené údaje o souasn pozorovaném poasí z meteorologických stanic z uritého území. Synoptické mapy dlíme na pízemní ( s údaji z pízemních meteorologických stanic) a výškové (s údaji z aerologických neboli radiosondážních stanic, které mí prvky volné atmosféry). Pro úely pedpovdi poasí je nutné provést analýzu synoptických map, jejíž základní úlohou je co nejpesnjší zjištní okamžitého stavu poasí, rozložení charakteristik poasí pi zemi i ve výškách a objevení zákonitostí zmn poasí nad uritou oblastí. Pi analýze pízemních map se zpravidla provádí zákres izobar (vytvoí se pole tlaku vzduchu s tlakovými útvary), vyznaení oblastí srážek a dalším význaných jev (bouky, mlhy a jiné) a jejich oznaení symboly, a pedevším se urí polohy atmosférických front na rozhraní vzduchových hmot rzných vlastností. 30

31 Teplé fronty se zakreslují ervenou nebo ernou arou s polokroužky, studené modrou nebo ernou s trojúhelníky a okluzní fronty fialovou nebo ernou arou se stídajícími se polokroužky a trojúhelníky a to vždy ve smru postupu. V dsledku nerovnomrného ohívání zemského povrchu dochází k nerovnomrnému rozložení tlaku vzduchu v atmosfée, což má za následek jeho neustálý pohyb, tedy i pesun vzduchových hmot a atmosférických front z oblastí jejich vzniku do jiného prostoru na Zemi. Pi analýze synoptické mapy je proto výchozí konstrukce prostorového rozložení tlaku vzduchu pomocí izobar, což jsou áry spojující místa na zemském povrchu se stejným tlakem. Zakreslením tchto ar se na map zobrazí tlakové pole se typickými tlakovými útvary, z nichž základními jsou tlaková níže a tlaková výše. 31

32 8. BOUKA Bouka je vždy vázána na oblak Cumulonimbus, jež dosáhl maximálního stádia vývoje. V zásad rozlišujeme bouky frontální a bouky v jedné vzduchové hmot, tzv. bouky z tepla. Frontální bouky pozorujeme pevážn na studených frontách které rychle postupují a na jejichž ele je podporován prudký výstupný pohyb teplého vzduchu do výšky. Tím vzniká mohutná hradba boukových mrak. Píchod studené fronty s boukami na ele znamená vždy prudkou, náhlou zmnu poasí a pi zemi silný, nárazový vítr, intenzivní srážky a kroupy. Frontální bouky picházejí náhle. Nejvyšší bouková aktivita je v lét v odpoledních hodinách. Bouky z tepla picházejí pomaleji, mžeme pozorovat vertikální vývoj kupovité oblanosti a na bouku se pipravit. 32

33 Pedpoklady pro vývoj bouky: 1. Pro vývoj Cn je nutný vysoký obsah vzdušné vlhkosti a to v celém rozsahu troposféry 2. Siln instabilní teplotní gradient (s výškou klesá teplota rychleji než 0,65 stup na 100m) a to opt v celé výšce troposféry nikde se nesmí vyskytovat inverze. V lét se u nás zpravidla ve výšce cca 3km vyskytuje výšková inverze, která zamezuje oblakm stoupat konveknímy výstupy nad tuto inverzi. Oblaka Cn potebují pro svj rozvoj výšku cca km a protože je energie stoupajícího vzduchu mimoádn velká, proráží termika i hranici tropopauzy až do výšky i 16 km. 3. Relativn nízká výška rosného bodu. Vývojová stádia bouky: 33

34 1. Stádium rozvoje Stádium rozvoje zaíná když teplý vzduch zane stoupat do výše, kde je vzduch normáln chladnjší. Jak se vystupující vzduch ochlazuje, dochází ke kondenzaci a vytváejí se oblaky. Je-li teplotní zvrstvení instabilní teplota s výškou klesá rychleji, tím vtší je rozdíl mezi teplým vystupujícím vzduchem a okolní atmosférou, což urychluje výstupné proudy. A chybí-li navíc výšková inverze, která by normáln výstupné proudy zastavila, vyvine se oblak typu Comulus až do tvaru congestus (výška 5-7 km). 2. Stádium zralosti Oblak se vyvíjí dále do výšky a jeho vertikální vývoj se zastaví teprve když dosáhne tropopauzy, kde je jak víme mohutná výšková inverze vzniká oblak Cumulonimbus. Jelikož vystupující teplý vzduch nemže již výše, rozlévá se horizontáln v tropopauze a vytváí známou kovadlinu plochý vrchol Cumulonimbu. Pokud jsou výstupné proudy zvlášt silné, prorazí tropopauzou do stratosféry a vytvoí se vertikální výbžek, který je známkou silné bouky. Celý systém bouky se chová jako tuhé tleso. Bouka se pohybuje dopedu stejnou rychlostí jako je rychlost vtru ve stedních hladinách. V pední ásti bouky je nasáván teplý vzduch (pi zemi vane silný vítr smrem k bouce), který stoupá vzhru v mohutném výstupném proudu o rychlosti m/s. Na vrcholu bouky, kdy vystupující vzduch nemže pekonat hranici troposféry se ochlazuje a v zadní ásti bouky klesá v silném sestupném proudu rychlostí m/s k zemi, kde se rozlévá do stran. Vystupující vzduch kondenzuje a ve výškách nad nulovou izotermou vodní kapky zmrznou a vytváí se kroupy. Kroupy a vodní kapky spolu se sestupným proudem v zadní ásti bouky sestupují k zemskému povrchu, kde se projevují vydatným deštm a krupobitím. Vzniká zde rovnž silný nárazový vítr. 3. Stádium rozpadu Když se sestupné proudy stávají etnjšími a silnjšími, rozlévá se sestupující studený vzduch po zemském povrchu a postupn zastaví písun teplého vlhkého vzduchu do bouky. Tím zpsobí její slábnutí. Vývojový cyklus bouky mže trvat od 15 minut do nkolika hodin. 10. DALŠÍ JEVY SVIT HVZD mihotání a jiskení svdí o turbulenci v atmosfée. Vyskytne li se tento jev po nkolikadenním pkném poasí a pidá li se malá przranost svdící o zákalu ovzduší, mžeme pedpokládat obrat poasí. Klidný svit hvzd a dobrá przranost stálá povtrnostní situace, v zim mrazy. MOD OBLOHY Mimoádn tmavá mod spojená s mimoádnou dohledností ukazuje na nestálou povtrnostní situaci. Není vyloueno náhlé zhoršení vichicí a srážkami Stední až záiv svtlá mod poukazuje na pokraování pkného poasí Postupn sílící pechod od modré k bílé i šedé spojený se zákalem ukazuje na obrat poasí /nízký tlak/ BAREVNÉ SOUMRAKOVÉ JEVY 34

35 Každé zbarvení soumrakových jev do žluta nebo do bíla ukazuje poínající zákal zhoršení poasí Veerní ervánky slibují pkné poasí. Jsou pípustným ukazatelem, objevují li se na bezoblaném nebi a nemní-li barvu HALOVÉ JEVY neposkytují jednoznaný dkaz o špatném poasí, vyskytují se u cirrus a jejich závoj je pechodn možný i pi pkném poasí KORONY u Slunce a Msíce bílá nebo žlutá kruhová plocha kolem S a M, nkdy hnd ohraniená. Nezamnit s halovými jevy. Pokud se u Slunce objeví barevná Korona, pak je na rozdíl od Halo ervená vn. Vypovídají o vlhkosti vzduchu. Korona vzniká u stední oblanosti a proto zhoršení poasí pijde dív než u Halových jev. DÉŠ vodní srážky, které vypadávají z oblak ve tvaru kapiek vtších než 0,5 mm (nejastji 1-2 mm v pehákách a až 7mm v boukách z kupovitých oblak. Ve smíšených oblacích, kde se vyskytují kapiky pechlazené vody a ledové krystaly vzniká stav, kdy se kapiky pechlazené vody odpaují a ledové krystaly díky tomu narstají sublimací této páry, zvtšují se a vlastní vahou padají k zemi. Na ledových krystalech také namrzají kapiky pechlazené vody a následn zaínají padat k zemi, když už je výstupné proudy v oblacích neudrží. Jakmile propadnou do nižších výšek, kde je teplota vzduchu nad nulou, roztají a pokraují v pádu k zemi v podob dešt. V oblacích, kde se nevyskytují ledové ástice dochází vzájemnými nárazy ke sluování vodních kapek a tím ke zvyšování jejich hmotnosti a propadu k zemi. 11. PÍZNAKY VÝVOJE PO ASÍ Dobré a ustálené poasí se v pírod projevuje napíklad tím, že: Barometrický tlak za nkolik posledních dn vykazuje pomalé rovnomrné stoupání nebo zstává beze zmny; také tehdy, jestliže vane silný vítr a tlak pitom rychle vzrstá. Je výrazný denní chod vtru, v noci vítr utichá, zrána a dopoledne pozvolna zesiluje a veer slábne. Je jasno nebo jen malá kupovitá oblanost a slabý promnlivý vítr. Denní chod oblanosti; v noci jasno, dopoledne se nejprve nad kopci, pahorkatinami a vrchovinami zane utváet kupovitá oblanost, pozdji dopoledne se tato kupovitá oblanost objevuje i nad plochým krajem. Kupovité oblaky jsou zhruba stejn vysoké, žádný z nich nenarstá do velkých vertikálních rozmr nebo výrazn výš, než ostatní. Naveer se oblaka Cu rozpouštjí a zstává jasná obloha. Kupovitá oblanost se nevytváí vbec, je jasno a v lét vyšší teplota, než v pedchozím dni. Je jasno, obloha má tmavomodrou barvu a je dobrá dohlednost. Hvzdy se v noci slab chvjí (scintilují), pitom je vidt i nazelenalé svtlo. Kondenzaní pásy za letadly ve velké výšce rychle mizí. Slunce zapadá pi jasné, nezakalené obloze. Pi sestupu pod obzor se obraz sluneního kotoue deformuje nebo rozpadá na nkolik ástí. Brzy po západu slunce se na zemi vytvoí rosa a vydrží až do ranních hodin. Po západu slunce a v prbhu první ásti veera se v proláklinách a údolích tvoí silné koumo nebo mlhy, které vydrží až do rána. 35