Hydrologie a hydropedologie

Transkript

1 Hydrologie a hydropedologie Interní učební texty

2

3 Obsah 1. Hydrosféra, základní pojmy Hydrologický cyklus Hydrologická bilance povodí Pracovní metody v hydrologii Statistická jednotka, statistický soubor Charakteristiky statistického souboru Empirická čára překročení Teoretická čára překročení Laplace-Gaussovo normální rozdělení Rozdělení Pearson III Atmosférické srážky Klasifikace oblaků Příčiny vzniku oblaků Mlhy a jejich klasifikace Typy atmosférických srážek Vertikální srážky Horizontální srážky Měření srážek, přístroje Časové a plošné rozdělení srážek Časové rozdělení srážek Plošné rozdělení srážek Určení srážkové výšky na povodí Vztah mezi intenzitou, dobou trvání a periodicitou deště Vztah intenzity deště a zasažené plochy Výpar Obsah vodních par v ovzduší Vyjádření vlhkosti vzduchu Měření vlhkosti vzduchu Výpar z volné vodní hladiny, ze sněhu a ledu Metody stanovení výparu z volné vodní hladiny Výpar vody z půdy, transpirace, evapotranspirace Měření výparu z půdy Povrchové vody tekoucí Řeky, říční síť, jejich vznik a charakteristiky Popis a charakteristika toku a říční soustavy Popis a charakteristika povodí Geomorfologické vlastnosti údolí a koryt toků Odtok povrchových vod Vodočetné stanice, pozorování vodních stavů Zpracování údajů o vodních stavech Hydrologický režim Vliv fyzikálně-geografických faktorů i

4 5.5 Průtoky, základní pojmy, bilance oběhu vody v přírodě Průměrné průtoky, jejich variabilita Pohyb vody v otevřeném korytě Určení a vyhodnocení průtoků Přímé měření průtoků Určení průtoků z měření bodových a průřezových rychlostí Měření průtoku Pitotovou trubicí Měření průtoku hydrometrickou vrtulí Vyhodnocování průtoku z bodových rychlostí Početní způsob vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí Vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí metodou Harlachera Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí metodou Culmanna Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí tachygrafickou křivkou Vyrovnání vodního stavu Určení průtoku vody z rychlostí měřených plováky Měření povrchových rychlostí po celé šířce profilu Měření maximální povrchové rychlosti Měření středních svislicových rychlostí Měření střední průřezové rychlosti Chemický způsob měření průtoku Směšovací metoda Integrační metoda Rychlostní metoda Určení průtoku metodami známými z hydrauliky Měření průtoku nádobou s otvorem ve dně Měření průtoku přelivy Určení průtoků z rozdílu tlakových výšek Určení průtoku empirickými vzorci Konzumční křivka, vyhodnocení průměrných průtoků Vyhodnocení průměrných průtoků Extrémní průtoky Maximální průtoky, základní pojmy Minimální průtoky Tvar a objem povodňových vln Hydrologické předpovědi vodních stavů a průtoků Transformace povodňové vlny Transformace povodňové vlny v nádrži nevlastním retenčním prostorem Transformace povodňové vlny v úseku toku Součtové čáry průtoků Vlastnosti součtových čar Aplikace součtových čar Ombrogram Charakteristika nádrže Stanovení potřebných objemů nádrže Odvodnění urbanizovaného povodí Základní charakteristika odtoku z městského povodí Vývoj filosofie městského odvodnění Vývoj a charakteristika simulačních modelů pro městské odvodnění Hydrologické procesy povrchového odtoku Hydraulické procesy povrchového odtoku Metoda jednotkového hydrogramu Dešťová data Základní rozdělení dešťových dat Blokový déšť Šifaldův déšť Déšť firmy DORSCH CONSULT Dešťový katalog Dešťová data jako základní vstupní parametr simulačních prostředků Vzdálenost dešťových stanic od modelového povodí Plošná hustota stanic Mezery v záznamech Objekty na stokové síti ii

5 Dešťové a retenční nádrže Odlehčovací komory Štítový oddělovač Vířivé a vírové separátory Splaveniny Měření a určování množství plavenin a dnových splavenin Jezera, základní pojmy a charakteristiky Vodní bilance jezer Teplotní režim stojatých vod Bažiny a jejich hydrologický význam Základy pedologie Pedogenetické faktory Mateční substrát Podnebí Organismy Reliéf terénu a podzemní voda Činnost člověka Vliv času Pedogenetické procesy Zvětrávání Humifikace Rašelinění Translokace a akumulace, vznik půdních horizontů Eluviace, luvizace, translokace Pseudoglejový a glejový proces Zasolení Klasifikace půdních typů v ČR Skupina půd imiciálních Skupina půd melanických Skupina půd molických Skupina půd illimerických Skupina hnědých půd Skupina podzolových půd Skupina hydromorfních půd Skupina lužních půd Skupina půd salinických Skupina půd antropických Fyzikální vlastnosti půdy Půdní struktura Význam půdní struktury Pórovitost půdy Vlhkost půdy Chemické a fyzikálně chemické vlastnosti půdy Podpovrchové vody Výskyt a rozdělení podpovrchových vod Rozdělení podpovrchové vody podle vazebných sil Rozdělení podpovrchové vody podle výskytu Prameny a jejich typy Půdní hydrostatika Adsorpce Kapilarita Bobtnání Potenciál půdní vody Metody měření vlhkostního potenciálu iii

6 Retenční čáry půdní vlhkosti Půdní hydrolimity Hydrodynamika půdní vody Proudění vody v nasyceném prostředí Darcyho zákon Stanovení nasycené hydraulické vodivosti Infiltrace vody do půdy Proudění v nenasyceném prostředí Průtok podzemní vody Čerpací zkouška Dosah účinnosti studny, vydatnost studny iv

7 1. Hydrosféra, základní pojmy Hydrosféra je souhrn veškeré vody na Zemi i v atmosféře bez rozdílu skupenství. Její obsah je konstantní. Objem vody ve světovém oceánu se odhaduje na 1, km 3, obsah jezer asi km 3, v korytech řek asi km 3, v atmosféře je asi 12, km 3 vody. Voda pokrývá 70,5 % z celého povrchu geoidu (z km 2 je plocha oceánů km 2, plocha pevniny km 2 ). Vlivem Slunce, jehož energie je iniciátorem a regulátorem pohybu vody v přírodě, dochází z vodních hladin, z půdy i z vegetace k výparu a voda ve formě plynného skupenství přechází do horních vrstev atmosféry, odkud je prouděním vzdušných hmot odtransportována na jiné místo a tam, za příznivých podmínek, dochází ke kondenzaci a vypadnutí srážek na povrch Země. Pokud dopadne na pevninu, tak voda vsakuje, obohacuje vláhou půdní profil, obohacuje zásoby podzemních vod, doplňuje vodou jezera a rybníky, dotuje řeky, opět se vypařuje do atmosféry a tak nastává stále opakovaný a nepřetržitý pohyb vodních mas, který nazýváme oběh vody v přírodě - hydrologický cyklus. 1.1 Hydrologický cyklus Uvádí se, že na oběhu vody se zúčastňuje jen nepatrná část a to 0,4 % zásob světového oceánu. Objem vody v atmosféře, asi 12, km 3, činí 1/42 ročního úhrnu srážek, z čehož vyplývá, že se v průměru každých 9 dnů obsah par v atmosféře vymění (365/42 = 9). Zásoba vody v korytech řek se vymění asi 30 krát za rok, tedy v průměru každých 12 dní (365/30 = 12). Rozlišujeme dva základní oběhy vody v přírodě, které jsou založeny na stejném, v úvodu uvedeném, principu pohybu vody a proudění vzdušných hmot - velký oběh, kde dochází k výměně vody mezi pevninou a mořem, a malý oběh, kde dochází k výměně vody jen nad hladinou moří. S ohledem na rozsáhlé vodní plochy, čistotu ovzduší a sluneční záření je tento oběh nejintenzivnější. Na malé části země existují také tzv. bezodtokové oblasti, ze kterých voda do světového oceánu neodtéká a dochází k místnímu vlastnímu oběhu. Zásoby vody v mořích jsou doplňovány přítoky z pevniny. Výpar z oceánů V O je nahrazován srážkami spadlými nad oceánem H SO a odteklými z pevniny H OP V O H H (1.1-1) SO OP Z pevniny se však vypaří množství vody V P, které se rovná množství spadlých srážek na pevninu H SP zmenšené o množství srážek z pevniny odteklé V P H H (1.1-2) SP OP Bilanční rovnice pro velký oběh vody je součtem rovnic (1.1-1) a (1.1-2) V O V H H (1.1-3) P SO Znamená to, že celková výška výparu na Zemi je rovna výšce srážek, které na ni spadly, tj., že množství vody zúčastňující se oběhu je konstantní. Jednotlivé bilanční prvky se zpravidla vyjadřují ve formě výšky vrstvy, tzn. jako srážková, odtoková nebo výparná výška v [mm]. SP 1

8 1.2 Hydrologická bilance povodí Základní hydrologickou oblastí, ve které se zjišťuje vzájemný vztah bilančních prvků a ve které se zkoumá odtokový proces, je povodí, které tvoří sběrnou, srážkovou a infiltrační oblast daného toku. Je to území, vytvořené k určitému profilu toku, omezené rozvodnicí, tj. myšlenou čarou probíhající po obvodových nejvyšších místech (hřebenech, vrcholech, úbočích a sedlech) terénu tak, že odděluje sousední povodí. Vymezuje plochu povodí, v níž má srážková voda, vypadlá na kterékoliv místo, možnost, pokud se nevypaří, stéci povrchově do říčního systému a protéci uzávěrovým profilem (vodoměrný profil, registrační vodoměrná stanice, mostní a jiný profil, vodní dílo). Odtokové poměry v korytě toku jsou výsledkem složitých klimatických, fyzikálních a geologických poměrů. Rozeznáváme povodí orografické (rozvodnici orografickou, určenou pomocí mapy) a povodí hydrologické (rozvodnici hydrologickou, která je navíc dána geologickým složením, průběhem nepropustných vrstev atd.). Tato povodí se ve skutečnosti nemusí krýt. Rozdíly nebývají zpravidla velké a u rozsáhlých povodí prakticky zanedbatelné. U malých povodí především pro experimentální práce se hydrogeologickým průzkumem hranice povodí upřesňuje. Obecně potom mluvíme o hydrologickém povodí. Plocha povodí je definována jako plocha půdorysného průmětu povodí do vodorovné roviny, zpravidla se uvádí v km 2 (případně ha) a zjišťuje se nejčastěji planimetrováním z mapového podkladu nebo použitím digitálních dat. Vzájemný vztah bilančních prvků v povodí je dán bilanční rovnicí H S H H R (1.2-1) O V H S - výška srážek spadlých na povodí H O - výška odteklá uzávěrovým profilem povodí H v - výparná výška R - změna v zásobách vody v povodí (jezera, rybníky, sníh, voda v půdě, podzemní rezervoáry) Pokud nedochází k výměně vod mezi sousedními povodími, nebo alespoň k výměně nestejného množství podzemních vod mezi nimi, mluvíme o tzv. hydrologicky uzavřeném povodí a rovnice se použije pro jakékoliv zvolené období. Pro období dlouhé řady let lze výraz R zanedbat a rovnici zjednodušit na tvar H S H H (1.2-2) O V Všechny členy bilanční rovnice se při zpracování musí vztahovat ke stejnému období. V bilanční rovnici lze celkem dobře určit měřením srážky H S, případně odtoky H O, ostatní členy známe pouze přibližně. Základním bilančním obdobím užívaným v hydrologii je hydrologický rok. Trvá 12 měsíců a období je voleno tak, aby pevné srážky spadlé v tomto období se mohly, byť opožděně, zúčastnit odtokového procesu v témže období. Hydrologický rok začíná a končí a označuje se letopočtem delší doby, např. hydrologický rok začínající , trvající do , se označuje jako hydrologický rok Tím se dosáhne toho, že se srážky vypadlé i ve skupenství pevném, mohou po roztátí zúčastnit v rámci takto volené časové jednotky odtoku z povodí. Obecně je počátek hydrologického roku závislý na typickém ročním chodu srážek v uvažované zeměpisné oblasti, je tedy dán zeměpisnou polohou daného místa. Tak např. v hydrologii afrických států se používá hydrologický rok s počátkem 1.dubna, což je v podstatě datum každoročního počátku období dešťů. 2

9 Mluvíme-li o dlouhodobé bilanci, provádíme ji za dlouhou řadu let. Čím je období bilance kratší (roční, půlroční, měsíční), tím je obtížnější případně až nemožné separovat některé bilanční prvky, odpovídající jenom tomuto krátkému zkoumanému období. Zkracováním časového intervalu bezesporu přesnost bilance klesá a vztah bilančních prvků je volnější. Dále si definujme několik základních pojmů. Vodní tok je koryto s vodou, která odtéká z povodí, a to trvale nebo po větší část roku. Může být přirozený (bystřina, potok, řeka) nebo umělý (kanál, náhon). Řekou se rozumí tok s větší plochou povodí a délkou koryta a zpravidla i většími průtoky. Potok je obecné označení pro menší tok, bystřina se vyznačuje nepravidelným sklonem dna, zpravidla značným pohybem splavenin a náhlými změnami průtoků. U každého toku můžeme určit jeho řád, je to číslo, udávající počet posloupných zaústění od moře. Hydrologické pořadí toku je řazení toků postupně od pramene po proudu, od toku nižšího řádu k vyššímu. Hlavní tok je tok nejvyššího řádu v daném povodí. Ten se svými přítoky tvoří říční soustavu, říční soustavy v uvažovaném území vytvářejí říční síť. Území, ze kterého voda povrchově odtéká do daného moře, se nazývá úmoří. Odtok je hydrologický pojem vyjadřující objem vody, která odteče za určité časové období z povodí. Odtok se zahrnuje do hydrologické bilance a je tvořen několika složkami, jejichž součet se označuje jako celkový odtok. povrchový odtok - voda odteklá po povrchu terénu z míst, kde vznikly podmínky pro tvorbu odtoku (srážky převažovaly nad ztrátami) podpovrchový (hypodermický) odtok - voda infiltrovaná do půdy, která před odtokem z povodí nedosáhla hladiny podzemní vody základní odtok - odtok podzemní vody, tedy vody, která vzniká převážně vsakováním srážkové a povrchové vody toků a jezer Přímý odtok je souhrnné označení povrchového a hypodermického odtoku. Tabulka 1-1 Hodnoty odtokového součinitele ψ podle ČSN pro různou konfiguraci terénu Konfigurace území Způsob zastavění pozemku rovina svah svah do 1 % 1-5 % nad 5 % Budovy Uzavřené bloky (dlážděné nebo zastavěné dvory) 0,70 0,80 0,90 Uzavřené bloky (zahrady uvnitř vnitrobloků) 0,60 0,70 0,80 Otevřené bloky 0,50 0,60 0,70 Volné i rozptýlené zastavění 0,40 0,50 0,60 Rodinné domy Sdružené v zahrádkách 0,30 0,40 0,50 Izolované v zahrádkách 0,20 0,30 0,40 Tovární objekty Starší typ, hustší zástavba 0,50 0,60 Nový typ, volné a travnaté plochy 0,40 0,50 Železniční pozemky 0,25 Sady, hřiště, hřbitovy 1,00 0,15 0,20 Zelené pásy, pole, louky 0,05 0,10 0,15 Lesy 0,00 0,05 0,10 3

10 Specifický odtok vyjadřuje, jaké množství vody odtéká za jednotku času z jednotky plochy povodí, udává se v l/(s km 2 ) Odtokový součinitel ψ (tab.1-1) je součinitel, který ve výpočtu odtoku z daného území zohledňuje jeho konfiguraci a sklon. U málo propustného terénu se jeho hodnota oproti hodnotám uvedeným v tab.1-1 zvyšuje o 10 %, u více propustného terénu se naopak o 10 % snižuje. S - odvodňovaná plocha [ha] q - vydatnost deště [l/(s ha)] Q S q (1.2-3) 2. Pracovní metody v hydrologii Pozorováním a měřením kvantitativních znaků hydrologických jevů dostáváme za určité časové období velké množství pozorovacího materiálu. Tyto materiály je třeba roztřídit podle oborů (povrchové vody, podzemní vody, prameny, srážky, výpar atd.), podle znaků, zrevidovat platnost naměřených a pozorovaných údajů (vyloučit nespolehlivé a chybné) a pak je teprve zpracovávat. Hydrologické procesy jsou ve své podstatě procesy náhodnými, stochastickými. Proto jsou v hydrologii pro vyhodnocení jevů často požívány metody matematické statistiky, tj. počtu pravděpodobnosti a korelačního počtu. Každý hydrologický jev má svoji příčinu, které je následkem. Studiem příčin vzniku hydrologických jevů, neboli genezí, se zabývají metody genetické. K rozvoji hydrologie jako vědy využívají harmonicky se doplňující obě uvedené metody. 2.1 Statistická jednotka, statistický soubor Statistickými jednotkami rozumíme zpravidla individuální, průměrné případně úhrnné kvantitativní znaky jevů, které mají homogenní znak. Mohou to být např. stav hladiny podzemní vody H [cm], vydatnost pramene Q [l/s], teplota vody a vzduchu [C], průměrný denní průtok Q [m 3 /s], stav hladiny z vodoměrné stanice H [m], denní srážkový úhrn H S [mm], denní úhrn výparu H V [mm] příp. průměrné hodnoty za delší období. Tyto statistické jednotky se vyznačují určitou hodnotou společného znaku, vzniká tak statistická proměnná. Statistické jednotky společného znaku vytvářejí statistický soubor. Ve většině případů z určité hodnoty znaku, vyskytující se v souboru, nelze usuzovat na hodnotu sousední, následující, tedy na střídání hodnot, které se v určitém období vyskytly, a hodnota znaku podléhá zákonům náhody. Máme-li zpracovat údaje o pozorování nějakého jevu, nepřehlednou množinu číselných údajů nelze bez úpravy okamžitě hodnotit. Používanou úpravou je např. seřazení hodnot určitého znaku v klesajícím pořadí, případně rozdělení členů statistického souboru do vhodně volených třídních intervalů apod. S výhodou se užívá různých způsobů grafického zobrazení. V hydrologii často používáme graf vyjadřující závislost naměřených nebo odvozených hodnot znaku na čase. Těmto čarám, jež chronologicky zobrazují hodnoty tak, jak se postupně v čase vyskytly, říkáme čáry jevů, nebo také chronologické čáry. Zpravidla používáme pravoúhlého souřadného systému, kde na ose x vynášíme čas (hod, dny, měsíce, roky) a hodnoty prvku na ose y. 4

11 Tímto záznamem může být spojitá čára, čára lomená, polygon (spojnice bodů ve středu časového úseku) nebo histogram, jenž vzniká použitím sloupcového zobrazení znaků nespojitých (průměrných denních, měsíčních údajů) příp. ze spojitých znaků zprůměrovaných v rozsahu časového úseku. Sloupce mají základnu rovnu jednotce času a výšku rovnu průměrné hodnotě znaku. Máme-li zpracovávat velmi rozsáhlý soubor, pro zvýšení přehlednosti zpracování zmenšíme rozsah pro výpočet jevu tím, že hodnoty vzájemně si blízké sdružíme do třídy (jejich počet je k), která je vymezena třídním intervalem (časem) h. Hodnoty, jež jsme seřadili do určité třídy, jsou reprezentovány třídním znakem x j, který má hodnotu rovnou středu intervalu x j 1 x j max x j min (2.1-1) 2 kde x jmax a x jmin jsou krajní hodnoty znaku, které ještě můžeme zařadit do j-té třídy Intervaly by se měly volit tak, aby prvek mohl být zařazen do příslušné třídy jednoznačně, šířka intervalů má být stejná. Správnost zpracování je závislá na vhodné volbě počtu tříd k. Pro výpočet vhodné šířky třídního intervalu h se používá vzorec nebo h 0, 08 R (2.1-2) R h 2 h 12 (2.1-3) počet tříd k stanovíme podle rovnice (zaokrouhlíme na celé číslo) R variační rozpětí (rov.2.2-4) R k (2.1-4) h 2.2 Charakteristiky statistického souboru Podle účelu můžeme statistický soubor zpracovávat různými způsoby, avšak vždy určujeme charakteristiky souboru, jež se vyznačují tím, že svoji hodnotou nám dávají informace o některých vlastnostech statistického souboru. Nejjednodušší a nejvíce používanou charakteristikou souboru je aritmetický průměr x. Početně jej získáme tak, že sečteme všechny hodnoty proměnné a dělíme součet počtem všech prvků souboru 1 x n n 1 x i (2.2-1) Aritmetický průměr má několik důležitých vlastností. Jeho stanovení je jednoduché, určení vychází ze všech pozorovaných hodnot. Součet odchylek jednotlivých hodnot od x je vždy roven nule 5

12 1 0 n x i x (2.2-2) Součet čtverců odchylek jednotlivých hodnot od x je menší než součet čtverců odchylek jednotlivých hodnot od jakékoliv jiné hodnoty n 2 x x x x i i 1 1 n a 2 (2.2-3) kde x a x Nevýhodou této charakteristiky může být to, že je ovlivňována krajními, někdy současně extrémními hodnotami. Z tohoto důvodu se používá a může být hodnotnější jiná charakteristika, medián, x me nebo ~ x, jehož hodnota je u souborů s lichým počtem prvků dána hodnotou prvku stojícího uprostřed řady uspořádané podle velikosti, např. sestupné, případně je rovna hodnotě aritmetického průměru dvou prostředních sousedních prvků uspořádané řady podle velikosti u souborů se sudým počtem prvků. K různým účelům se určuje další charakteristická hodnota - modus, x mo nebo xˆ, určující hodnotu prvku s nejvyšší četností výskytu. Kromě uvedených charakteristik polohy určujeme charakteristiky rozptylu, kam patří Variační rozpětí R(také amplituda), rozdíl extrémních hodnot prvku R x max x min (2.2-4) Průměrná odchylka δ je aritmetický průměr absolutních hodnot jednotlivých odchylek od průměru, určuje průměrné meze kolísání hodnot okolo průměru n 1 x i x (2.2-5) n 1 n 2 1 s x i x Rozptyl s 2 n 1 2 (2.2-6) Směrodatná odchylka σ x se rovná druhé odmocnině z průměrů součtů čtverců odchylek proměnné od průměru (rozptylu) n 1 2 x x x (2.2-7) n 1 i Pro kratší soubor (uvádí se < 30 členů) je správnější použít výraz 1 n s (2.2-8) n x i x 6

13 Směrodatnou odchylku nelze použít pro vzájemné porovnání dvou souborů, ve kterých se hodnoty náhodných veličin řádově liší, popř. jsou vyjádřeny různými jednotkami. Porovnání umožňuje zavedení bezrozměrného součinitele variace c v c v x x s x 1 n n 1 xi x x 2 1 n n ki (2.2-9) kde k i x i x Další charakteristikou statistického souboru je charakteristika šikmosti, tzv. součinitel asymetrie c s, jenž svojí hodnotou informuje o velikosti a smyslu odchylky od symetrického rozdělení c s n n 2 i n cv n 3 k 1 (2.2-10) kde k i x i x Podle znaménka u c s mluvíme o kladné asymetrii, kde je x mo <x me < x, a záporné asymetrii, kde vzájemná poloha těchto tří charakteristik je opačná, x mo >x me > x. U některých způsobů zpracování potřebujeme určit četnosti jednotlivých hodnot prvku. Četnost definujeme jako číslo, která udává, kolikrát se uvažovaná hodnota prvku (např. průměrný denní průtok o velikosti 30 m 3 /s) v souboru vyskytla. Můžeme použít tabelární (nebo grafické) zpracování, kdy k jednotlivým hodnotám znaku (seřazeným např. v sestupném pořadí) přiřadíme odpovídající četnost. Pokud máme hodnoty znaku seskupeny do tříd, připisujeme každé hodnotě třídního znaku tzv. třídní četnost, která určuje, kolikrát se hodnota znaku ležící v mezích třídního intervalu v souboru vyskytla. Kromě četnosti nebo třídní četnosti vyjádřené v absolutní míře používáme i míru relativní, pak mluvíme o relativní četnosti, případně o relativní třídní četnosti. Protože součet všech absolutních četností (i absolutních třídních četností) se rovná rozsahu souboru n j n (2.2-11) potom součet všech relativních (i třídních) četností je roven jedničce nebo 100 % podle toho, je-li relativní četnost vyjádřena desetinným číslem nebo v procentech n j 1 1 f j 1100% (2.2-12) n n n n n j Kromě výrazů již uvedených používáme termínu kumulativní četnost, popř. kumulativní třídní četnost, které opět mohou být vyjádřeny absolutně nebo relativně. Získáme je postupným sčítáním četností a v hydrologii je obvyklé ve směru od největších hodnot znaku k nejmenším. Z grafického zobrazení můžeme potom získat názornou představu o rozložení četností, což může být ve formě histogramu nebo polygonu četnosti (obr.2-1). 7

14 Obr.2-1 Histogram rozdělení četností a polygon četností Při vzrůstu rozsahu souboru nade všechny meze bude polygon četnosti aproximovat spojitou křivku rozdělení četností (křivku frekvenční, diferenciální) a čára kumulativních četností křivku distribuční (integrální, součtovou) uvažované spojité náhodné proměnné. 2.3 Empirická čára překročení Jednou z nejdůležitějších čar užívaných v hydrologii a vodním hospodářství je čára překročení (obr.2-2). Z ní můžeme odečíst kolikrát (popř. po jakou dobu) byla určitá hodnota znaku v určitém období pozorování dosažena nebo překročena. Obr.2-2 Čára četnosti výskytu, chronologická čára a čára překročení Empirickou čáru překročení sestrojíme tak, že k hodnotám znaku (nebo třídního znaku), které jsou na ose y, vyneseme ve směru osy x odpovídající četnosti (nebo třídní četnosti) v určitém měřítku. Dostaneme sloupcový diagram - histogram četnosti. Pokud vyneseme pro jednotlivé intervaly na spodní mezi intervalu kumulativní četnosti jako postupné grafické součty úseček četností, obdržíme body, které po spojení plynulou čarou určují průběh hledané empirické čáry překročení. Maximální úsečka čáry překročení představuje celkový počet prvků ve zpracovávaném souboru, vyjádřený (podle zvoleného měřítka) buď v absolutní nebo relativní míře. 8

15 V hydrologii můžeme často hodnotám prvků přisoudit nějakou dobu, po kterou daný jev trval. Tak např. určitá hodnota průměrného denního průtoku Q d charakterizuje svou konstantní hodnotou vodnost daného dne a pokud má v daném souboru třeba četnost 4, znamená to, že se tato hodnota v souboru vyskytla čtyřikrát nebo průtok dané hodnoty trval 4 dny. Čára překročení takovýchto prvků bude vyjadřovat nejenom počet případů dosažení a překročení určité hodnoty, ale i dobu, po kterou byla tato hodnota dosažena nebo překročena. Pomocí uvedených čar můžeme graficky určit některé významné charakteristiky statistického souboru. Již bylo uvedeno, že maximální úsečka čáry překročení vyjadřuje celkový počet prvků, obsažených v souboru, ale také úhrnnou dobu, za kterou vyhodnocujeme. Často považujeme celkový počet členů (úhrnnou dobu pozorování) za 100 %. Potom poloviční úsečce odpovídá 50 % a hodnota prvku k tomu příslušná je medián. Z čáry překročení vidíme, že medián lze definovat jako hodnotu, která je tolikráte překročena jako nedosažena, nebo že je tato hodnota stejnou dobu překročena jako nedosažena. Další charakteristikou je modus - to je hodnota, která se v souboru vyskytla nejčastěji - čili v diferenciální čáře četnosti je to hodnota s nejdelší úsečkou. Aritmetický průměr získáme z grafického zpracování statistického souboru tak, že plochu, uzavřenou čarou překročení a osami, převedeme na rovnoplochý obdélník o základně rovné maximální úsečce čáry překročení. Horní strana obdélníka vytíná na ose y velikost hledaného aritmetického průměru v patřičném měřítku. Ze vztahů mezi čarou diferenciální a integrální vyplývá, že rovnoběžka s osou x vedená hodnotou aritmetického průměru prochází těžištěm plochy vymezené diferenciální čarou četnosti a osou y. Podobně rovnoběžka s osou x vedená mediánem dělí tuto plochu na dvě stejné části. Maximální úsečce čáry četností (modu) odpovídá inflexní bod na čáře překročení. Prvky pozorované v hydrologii můžeme ve většině případů považovat za náhodné veličiny. Každé hodnotě prvku odpovídá určitá četnost výskytu. Při zvětšování rozsahu souboru (nebo při prodlužování doby pozorování) se bude relativní (poměrná) četnost stále více blížit určité hodnotě, nazývané matematická pravděpodobnost. To znamená, že čára překročení, jakožto čára součtová k čáře četnosti, sestrojená z dostatečně rozsáhlého souboru (dostatečně dlouhé doby pozorování), určuje na ose x pravděpodobnost překročení určitých hodnot znaku. Čára překročení sestrojená na základě dlouhodobého pozorování provedeného v minulosti vyjadřuje zákonitosti rozdělení zpracovávaných hodnot, platné pro minulé období. Můžeme-li předpokládat, že činitelé, ovlivňující hlavní měrou režim pozorovaného jevu, se v budoucnu výrazně nezmění, můžeme touto čarou překročení určovat pravděpodobnosti překročení hodnot jevu, které se v budoucnu teprve vyskytnou. Spolehlivost empirických čar překročení je přímo úměrná délce pozorování. Čím je období delší, tím je čára plynulejší a přesnější. Někdy je však třeba vyhodnotit i poměrně krátká období, kdy není dostatek dat. V tomto případě není empirická čára překročení příliš spolehlivá, proto určujeme tzv. teoretickou čáru překročení. Ta má kromě plynulejšího průběhu ve své střední části hlavně tu přednost, že umožňuje extrapolaci čáry do oblasti velmi malých, popř. vysokých hodnot pravděpodobnosti překročení. 9

16 2.4 Teoretická čára překročení Teoretickou čárou překročení vyrovnáme empirickou čáru překročení v její střední části a můžeme ji extrapolovat do oblasti extrémních hodnot, které se pro krátkost doby pozorování nevyskytly a které potřebujeme z určitých důvodů zjistit např. pro projekci vodohospodářského díla Laplace-Gaussovo normální rozdělení Známou teoretickou křivkou hustoty pravděpodobnosti (frekvenční funkce), která charakterizuje normální rozdělení pravděpodobností spojité náhodné veličiny, je křivka Laplace-Gaussova (obr.2-3) vyjádřená rovnicí 2 d y e (2.4-1) 2 σ - směrodatná odchylka d - odchylka od průměru (x x ) Při tomto symetrickém rozdělení četností jsou aritmetický průměr, modus a medián totožné. Gaussovu křivku v hydrologii při samotné extrapolaci čar překročení nepoužíváme, protože symetrický zákon, který vyjadřuje, zpravidla neodpovídá rozdělení hydrologických prvků. Nicméně teorie Gaussova normálního rozdělení je využívána i v hydrologii, např. při testování hypotéz. Obr.2-3 Laplace-Gaussovo normální rozdělení (frekvenční a distribuční funkce) 10

17 2.4.2 Rozdělení Pearson III V hydrologii se velice často používá Pearsonova křivka III. typu, vyjadřující nesymetrické rozdělení. Její frekvenční funkce je dána vztahem y x b a b x y e 0 1 (2.4-2) a y o - maximální hustota pravděpodobnosti (odpovídající modu) b - vzdálenost těžnice od modu a - vzdálenost modu od počátku křivky Z obr.2-4 je vidět, že tato teoretická křivka překročení se ve své stoupající větvi asymptoticky přibližuje k ose x. Znamená to, že i nekonečně velké hodnoty mají určitou, i když nepatrnou, pravděpodobnost výskytu. To je považováno za určitý nedostatek křivky, protože se předpokládá, že např. srážkové úhrny, maximální průtoky apod. mají své fyzikální omezení shora. Průběh této teoretické křivky je plně určen třemi charakteristikami: aritmetickým průměrem, součinitelem variace c v a součinitelem asymetrie c s. Součinitel c v ukazuje, jak jsou hodnoty členů řady rozptýleny kolem průměru. Čím je c v větší, tím je větší rozpětí souboru (konstantním hodnotám odpovídá c v = 0). Míru nesymetričnosti rozdělení je součinitel asymetrie c s. K jeho spolehlivému určení je potřeba značného počtu členů, jinak může být výsledek zatížen značnou procentuální chybou. (např. při n = 100 je ještě pravděpodobná chyba hodnoty c s 8 % až 11 %, u c v kolem 0,3 % až 0,4 %). Obr.2-4 Rozdělení Pearson III. (y 0 - modus, a - vzdálenost modu od počátku křivky, b - vzdálenost modu od aritmetického průměru) 11

18 3. Atmosférické srážky Přechod vody ze skupenství plynného do kapalného, tedy kondenzace, se projevuje vytvářením mikroskopických vodních kapek. Proces kondenzace nastává při dosažení stavu nasycení, který bývá v atmosféře nejčastěji spojený s poklesem teploty. V atmosféře dochází k poklesu teploty také při rozpínání vzduchových hmot při jejich výstupu. Jde o adiabatický proces, který probíhá bez výměny energie s okolní atmosférou. Pro vznik vodních kapek v ovzduší je nezbytná přítomnost mikroskopických kondenzačních jader, která jsou hygroskopická a podchlazená. V atmosféře se vyskytují vždy a to v počtu od asi 1000 v cm 3 ve vzduchu nad oceánem a více než v cm 3 v průmyslových aglomeracích. Jejich počet výrazně klesá s rostoucí nadmořskou výškou. Původ kondenzačních jader je přírodní nebo antropogenní. V současností převládají v zemské atmosféře jádra antropogenního původu (např. produkty spalování či hoření). Vznikající mikroskopické kapky mají tendenci shlukovat se do větších oblačných kapek nebo ledových krystalků. Jejich velikost je daná poloměrem 1 µm až 10 µm. Při jejich nahromadění dochází ke vzniku oblaků. Vodní kapky se udržují v určité výšce díky vzestupným proudům v atmosféře. V nižších výškách, do teplotní hladiny -4 C, tj. hladiny kondenzace, tvoří oblaka jen vodní kapky. S rostoucí výškou a stále se snižující teplotou v oblacích přibývá ledových jader. Od výšky, která odpovídá teplotní hladině -12 C a která je označená jako hladina ledových jader, obsahují oblaka výhradně ledová jádra. Veškerá oblačnost je tedy tvořena atmosférickou vodou v kapalném nebo pevném skupenství. Vodní obsah oblaků vyjadřuje množství vody, které se v nich nachází v tekutém nebo pevném skupenství. Absolutní hodnoty jsou poměrně nízké, neboť na 1 m 3 připadá 0,2 g až 5,0 g vody. Pokud se produkty kondenzace hromadí těsně nad zemským povrchem, vytváří se mlha. Podmínky pro její vznik jsou odlišné od vzniku oblaků, ale princip je stejný. 3.1 Klasifikace oblaků Na obloze najdeme velmi těžko tvarově dva stejné oblaky. Nejvýraznější znak oblaků představuje jejich tvarová (morfologická) různorodost. Pro základní tvarové rozlišení byla vytvořena poměrně jednoduchá mezinárodní klasifikace oblaků. Vychází ze 3 základních tvarových druhů. Jejich mezinárodní označení a zkratky pocházejí z latínských slova je to cirrus Ci (řasa), stratus St (sloha) a cumulus Cu (kupa). Z nich bylo odvozeno 10 základních druhů. V rámci uvedených druhů se oblaka dále dělí podle tvarů, odrůd, zvláštností a mateřských oblaků. K jejich přesnému určení používají meteorologové Mezinárodní atlas oblaků. Základní dělení oblaků podle tvarů a jejich charakteristika Řasa - Cirrus (Ci) Oblaka typu Cirrus jsou složená z ledových krystalků. Cirrus může být na obloze v podobě tenkých vláken nebo nitek, které jsou buď rovné, nebo nepravidelně zakřivené a různě propojené. Řasová kupa - Cirrocumulus (Cc) Tenké, různě velké skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního stínu. Jsou složené z velmi malých oblačných částí v podobě zrnek nebo vlnek. Mezi laickou veřejností jsou známé pod označením "beránky". 12

19 Řasová sloha - Cirrostratus (Cs) Jedná se o průsvitný závoj oblaků, vláknitého vzhledu. Pokrývají úplně nebo částečně oblohu a dávají vzniknout halovým jevům. Vyvýšená kupa - Altocumulus (Ac) Představují různě velké skupiny nebo vrstvy oblaků bílé nebo šedé barvy s vlastními stíny. Mohou vyvolávat představu vln, oblázků nebo valounů, které spolu souvisí nebo jsou oddělené. Někdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Vysoká sloha - Altostratus (As) Mají vzhled šedavé nebo modravé plochy, případně vrstvy s vláknitou nebo žebrovitou strukturou. Oblohu pokrývají úplně nebo částečně. Je tak tenká, že místy jsou patrné obrysy Slunce. U altostratů se nevyskytují halové jevy. Dešťová sloha - Nimbostratus (Ns) Je to šedá až tmavá oblačná vrstva, která vlivem vypadávání poměrně trvalých dešťových nebo sněhových srážek má matný vzhled. Vrstva této oblačností je tak silná, že Slunce není patrné. Slohová kupa - Stratocumulus (Sc) Jedná se o šedé nebo bělavé menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, které mají vždy tmavá místa. Oblak je tvořený z částí, které mohou připomínat dlaždice, oblázky, valouny atd. Jednotlivé částí oblaků spolu mohou souviset nebo být oddělené. Sloha - Stratus (St) Představuje oblačnou vrstvu obvykle šedé barvy s celkem jednotvárnou základnou. Mohou z nich vypadávat srážky ve formě mrholení, ledových jehliček nebo sněhových zrn. Pokud přes slohu prosvítá Slunce, jsou jeho obrysy dobře patrné. S výjimkou nízkých teplot nedává vznik halovým jevům. Kupa - Cumulus (Cu) Jedná se o osamocené oblaky, obvykle husté s ostře ohraničenými obrysy, které se vyvíjejí směrem vzhůru v podobě kup, kupolí nebo věží. Nejčlenitější bývá horní část s častou podobou květáku. Části osvětlené Sluncem bývají zářívě bílé, základna naopak tmavá a téměř vodorovná. Někdy bývají kupy roztrhané. Bouřkový mrak - Cumulonimbus (Cb) Je to mohutný a hustý mrak s velkým vertikálním rozsahem v podobě hor nebo obrovských věží. Aspoň část vrcholu bývá hladká, vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá do tvaru kovadliny nebo širokého chocholu. Pod jeho obvykle velmi tmavou základnou mohou vyskytovat nízké roztrhané oblaky, kterou mohou ale nemusí s oblakem souviset a také vydatné srážky. Denní chod oblačnosti závisí na řadě faktorů (změna teplotního zvrstvení atmosféry, charakter vzduchové hmoty aj.) a také na druhu oblaků. Proto je odlišný v závislosti na zeměpisné šířce a denní hodině. Tak např. kupy se vyskytují převážně kolem poledne, oblaka typu St a Sc v noci a brzy ráno. Pro naše zeměpisné šířky je charakteristické nad pevninou maximum oblačnosti ráno a odpoledne, minimum v nočních hodinách. Druhé polední maximum bývá potlačeno v zimním období, neboť v této části roku nebývají vhodné podmínky pro rozvoj konvekce. To přirozeně neplatí v rovníkových oblastech, neboť zde jsou podmínky pro rozvoj konvekce příznivé po celý rok. Roční chod oblačností závisí na typu klimatické oblasti a na charakteru makrocirkulace. Tak např. v mírných zeměpisných šířkách není roční chod výrazně vyjádřený, i když maximum připadá na léto a podzim, minimum zase na jarní sezónu. Pro evropský kontinent platí, že maximum oblačnosti v zimě je důsledek intenzívní frontální oblačnosti při převládajícím cyklonálním počasí a při západní zonální cirkulací. V létě a na podzim zde převládá 13

20 konvektivní oblačnost a v tomto období je dlouhodobě v ročním chodu minimální výskyt oblačnosti Příčiny vzniku oblaků Oblaky z konvekce (kupy) mohou vznikat uvnitř vzduchových hmot nebo na frontě. Vznikají téměř výhradně v silně nestabilních vzduchových hmotách v důsledku adiabatického ochlazování vzduchu při intenzivních výstupných pohybech - konvekci. Jestliže se určitá část zemského povrchu ohřeje víc než okolní území, ohřívá se výrazněji i sloupec vzduchu nad touto plochou. Rozpíní se a dá se do vertikálního pohybu vzhůru. V teplém vzduchu vzniká výstupný proud, po stranách proudí studenější vzduch dolů na místo s nižším tlakem - vzniká tlaková níže. Za opačných poměrů (vzduchová hmota se ochladí o studenější povrch) budeme v centru pozorovat sestupný proud vzduchu vznikne tlaková výše. Tlaková výše V nebo tlaková níže N je v určité hladině charakteristická tím, že jsou izobary zakřivené a uzavřené kolem jádra tlakového útvaru. U tlakové níže směřuje tlakový gradient do jejího středu. Proudění se však vlivem uchylující síly stáčí a vytváří spirálové proudění, sbíhající se do středu (z pohledu se shora proudění proti směru pohybu hodinových ručiček). Oblast tlakové níže se jmenuje cyklona. Oblast vysokého tlaku je nazývána anticyklona. Tlakové výše jsou mohutnější a rozsáhlejší útvary než cyklony. V centru jsou malé gradienty, proudění má zde malé rychlosti. Frontální oblaky vznikají v místech střetávání vzdušných hmot různých fyzikálních vlastností - frontálních ploch, jejich průsečnice je frontální čára fronta. Teplá fronta je úzké rozhraní mezi studeným a teplým vzduchem, který se pohybuje směrem k studenému vzduchu; je to situace, kdy teplý vzduch dobíhá vzduch studený (pásmo mezi ustupujícím studeným vzduchem a nastupujícím relativně teplým vzduchem cyklony). Nad celým povrchem teplé fronty, skloněné pod velmi malým úhlem ve směru jejího postupu, pomalu vystupuje lehčí teplý vzduch nad ustupující klín těžšího studeného vzduchu. Tím, jak vzduch vystupuje, dochází ke kondenzaci páry, takže se na teplé frontě vytváří mohutný systém vrstevnaté oblačnosti se srážkami s poměrně dlouhým trváním. Studená fronta je situace, kdy studený vzduch dohání a vytlačuje ustupující vzduch teplý. Studený, těžší vzduch se pod teplý podsouvá a tak teplý vzduch vystupuje podél frontální plochy vzhůru. Čelo studeného vzduchu je značně strmé, a proto jsou výstupné proudy teplého vzduchu mnohem většího rozsahu a po celé výšce frontální plochy. Vyvíjí se mohutná kupuvitá oblačnost s prudkými srážkami, které nemají dlouhého trvání. Orografické oblaky vznikají vlivem terénních nerovností a překážek, kdy vodou nasycený vzduch vystoupá podél terénní nerovnosti do výšky, kde se teplejší vzduch ochladí a vlivem kondenzace vzniknou oblaky. 3.2 Mlhy a jejich klasifikace Mlhy řadíme mezi hydrometeory. Vznikají v případě výskytu přiznivých meteorologických podmínek pro kondenzací vodních par nad zemským povrchem. Mlha v podstatě představuje atmosférický aerosol tvořený velmi malými vodními kapičkami nebo drobnými ledovými krystalky rozptýlenými ve vzduchu. Mlha je stav v atmosféře, kdy je dohlednost snížena v jednom směru na méně než metrů. Meteorologická dohlednost udává ve dne největší vzdálenost, na kterou lze spolehlivě rozeznat černý předmět o úhlové vzdálenosti mezi 0,5º až 5, umístěný u země na 14

21 pozadí mlhy nebo oblohy. V noci je dohlednost největší vzdálenost, na kterou jsou spolehlivě rozeznatelná světla stálé a směrově málo proměnlivé svítivosti. V klimatologii se rozlišují čtyři stupně intenzity mlhy podle dohlednosti 1. slabá (dohlednost 500 m až m) 2. mírná (dohlednost 200 m až 500 m) 3. silná (dohlednost 50 m až 200 m) 4. velmi silná (dohlednost < 50 m) Mlhy se začínají tvořit v atmosféře díky vždy přítomným hydroskopickým kondenzačním jádrům při poměrné vlhkosti vzduchu 90 % až 95 %, kdy ještě teplota vzduchu nedosahuje rosného bodu. To platí při kladných i záporných teplotách vzduchu. Podle podmínek vzniku rozlišujeme nejčastěji tyto typy mlh Mlhy z vyzařování (radiační) Jsou vázané na radiační ochlazování, a proto doprovázejí radiační teplotní inverze. Podle vertikální mocnosti je mlha nízká nebo vysoká. Mlhy z vypařování Vznikají v připadě vypařování z teplejší vodní hladiny do chladnějšího vzduchu. Nad pevninou jsou typické pro podzim a zimu, kdy je voda v jezerech a řekách teplejší než přilehlé vrstvy vzduchu. Plošně rozsáhleji se ale vyskytují v oblastech arktických moři a při okrajích ledovců. Advekční mlhy Tvoří se ochlazováním relativně teplého a vlhkého vzduchu při jeho advekci nad chladnější povrch. Podle příčiny a místa vzniku se v meteorologii rozlišují další typy mlh jako frontální, inverzní, městská, orografická, přízemní, údolní atd. Když dohlednost v atmosféře snižují mikroskopické kapičky vody nebo hygroskopické částice, označuje se tento stav jako kouřmo. Ani v tomto případě není vzduch nasycený vodními parami. Dohlednost v případě výskytu kouřma není snížena na vzdálenost menší než 1 km a činí až 10 km. Termín je zavádějící, neboť kouřmo není spojeno v žádném případě s kouřem jako produktem spalování. Jedná se o hydrometeor. Také zákal atmosféry vyvolává snížení dohlednosti pod 10 km, ale pouze pevnými mikroskopickými částicemi. Jedná se proto o litometeor, který je v našich zeměpisných šířkách nejčastěji pozorovatelný. Mlha tvořená směsí kouře a mlhy se nazývá smog. Označuje silné znečištění atmosféry nad plošně rozsáhlejším územím, hlavně průmyslovými oblastmi a městskými aglomeracemi. Při častém nebo dlouhotrvajícím výskytu smogu dochází ke vzniku zdravotních problémů zejména u dětské populace nebo u starších osob. 3.3 Typy atmosférických srážek Atmosférické srážky (hydrometeory) vznikají kondenzací ve vzduchu obsažených par. Tento jev probíhá na povrchu těles, rostlin, země, hlavně pak v atmosféře. Podle skupenství rozlišujeme srážky kapalné (např.déšť) a pevné (např.kroupy). Podle způsobu a místa vzniku lze srážky rozdělit na horizontální, které se tvoří kondenzací vodních par bezprostředně na povrchu země nebo na předmětech, rostlinách apod. (rosa, jinovatka, ledovka atd.), a vertikální, vznikající ve volné atmosféře a podle právě existujících meteorologických podmínek z ní vypadávají jako déšť, sníh, kroupy apod. Množství horizontálních srážek je v porovnání s množstvím na zem vypadlých vertikálních srážek za období hydrologického roku zpravidla malé. Hrají však významnou roli např. v zemědělství, neboť jsou schopny 15

22 mnohdy pokrýt minimální potřebu vody pro zachování života rostlin v období, kdy je vertikálních srážek značný nedostatek Vertikální srážky Při procesu kondenzace se vodní kapky nebo ledové krystalky v atmosféře postupně zvětšují a v určitém okamžiku již výstupné proudy tyto částice v ovzduší neudrží. Začínají padat k zemskému povrchu a říkáme, že z oblaků vypadávají srážky. Nejznámější formy padajících srážek jsou déšť a sníh. Srážky trvalého rázu vypadávají nejčastěji z oblaků výstupného klouzání (Ns, As). Bouřkové mraky (Cb) přinášejí obvykle srážky přeháňkové. Kromě trvalých srážek často pozorujeme mrholení, které je typické pro teplé a stabilní vzduchové hmoty. Váže se na oblaka typu St a Sc. Tento typ srážek tvoři velmi často drobné vodní kapky, které se snášejí k zemi velmi pomalu. V běžné praxi se lze setkat nejčastěji s těmito základními tvary vertikálních srážek Déšt' Vodní srážky vypadávající z oblaků v podobě kapek o průměru obvykle větším než 0,5 mm, maximálně však 7 mm. Při větších přeháňkách jsou dešťové kapky větší, ale při pádu se odporem vzduchu rozpadají na menší. O dešti hovoříme i v případě, kdy kapky mají průměr menší než 0,5 mm, ale vypadávají hustě. Podle okolností, za jakých vznikly, se dělí na - deště z tepla - deště orografické - deště cyklonální (regionální, též krajinné) Deště z tepla vznikají kontaktním ohřevem vlhkého vzduchu o zemský povrch, jeho následným výstupem do vyšších vrstev atmosféry, kde se dynamicky ochladí, takže je v poměrně krátké době dosaženo rosného bodu. Je-li ve vzduchu přítomno dostatečné množství kondenzačních jader, nastane vysrážení přebytečné vlhkosti ze vzduchu a za příznivých podmínek narůstání vodních kapek či ledových krystalů. Jestliže dosáhnou takové hmotnosti, že překonají odpor stoupajícího proudu vzduchu, padají dolů a mohou dosáhnout v podobě deště zemského povrchu. Tyto deště se vyznačují velkými intenzitami a zasahují menší plochy. Způsobují rozvodnění menších toků. Jsou typické pro oblasti rovníkového pásma, u nás se vyskytují v letním období. Deště orografické jsou způsobeny výstupem vlhkých vzdušných hmot, vynuceným reliéfem území (pohořími, horami); bývají často vytrvalé, zpravidla však s intenzitou menší než u dešťů první skupiny. Deště cyklonální vznikají postupující tlakovou depresí (cyklonou). Malé hluboké cyklony jsou doprovázeny průtržemi mračen (velká intenzita), ploché cyklony vyvolávají vytrvalé deště zasahující velké rozlohy při nižších intenzitách - způsobují rozvodnění na celé říční síti velkých území. U nás se vyskytují dlouhodobé deště při pohybu barometrického minima od severní části Jaderského moře a severní Itálie přes Maďarsko k moři Baltskému. Vydatnost těchto dešťů jen zřídka překročí v nižších polohách 80 mm/24 hod., ve vyšších polohách však může být značně vyšší. Mrholení Vodní srážky padající z oblaků tvořené drobnými kapkami o průměru menším než 0,5 mm, pokud nemají takovou intenzitu, abychom je považovaly za déšť. Obvykle můžeme rozlišit jednotlivé kapky. 16

23 Sníh Představuje tuhé srážky, které krystalizují z plynné fáze v šesterečné soustavě a které se skládají z ledových krystalků nebo jejich shluků rozličných tvarů; základním tvarem je šesticípá destička, nejznámějším tvarem šesticípá hvězdička nebo její část. Při vyšších teplotách má sníh podobu velkých chumáčů, naopak i při teplotách nižších než -5 Cº jsou sněhové vločky menší. Sněhové krupky Jsou to tuhé srážky složené z bílých neprůhledných ledových částic, které padaji při přeháňkách za teplot kolem bodu mrazu. Mají podobu neprůsvitných. kulových a měkkých zrn o průměru 2 mm až 5 mm, které se po dopadu často tříští. Sněhová zrna (též sněhová krupice) Řadíme je také mezi tuhé srážky. Skládají se z ledu, jsou menší než sněhové krupky (menší než 1 mm) a při dopadu se netříští. Vyskytuji se při teplotách pod bodem mrazu a připomínají mrholení. Vypadávají jen v malém množství z oblaků typu St nebo z mlhy. Námrazové krupky Tvoří sněhová zrna obalená vrstvou ledu a průměru asi 5 mm a padající při teplotě kolem bodu mrazu. Doprovázejí proto často déšť. Po dopadu na tvrdou plochu odskakuji a tříští se. Zmrzlý déšť Jedná se o padající průhledná nebo průsvitná ledová zrna zpravidla o průměru 5 mm. Vznikají zmrznutím dešťových kapek nebo již dříve značně roztátých sněhových vloček. Někdy obsahují uvnitř vodu a po pádu, kdy se rozbijí, mají tvar ledových skořápek. Kroupy Padají pouze při přeháňkách a výhradně z bouřkových oblaků. Jedná se o kuličky, kusy nebo úlomky ledu o průměru 5 mm až 50 mm. V extrémních případech jejich váha dosahuje i 500 g, jsou však známy i ještě těžší kroupy. Ledové jehličky Jsou tvořené jednoduchými ledovými krystalky ve tvaru jehlic, které se vznášejí ve vzduchu nebo padají nízkou rychlostí k zemi. Jsou typické pro polární oblasti, ve středních zeměpisných šířkách pouze v období silných mrazů. Většina uvedených typů vertikálních srážek se může vyskytovat v přeháňkách nebo ve smíšených tvarech jako např. dešťová přeháňka, déšť se sněhem atd Horizontální srážky Proces kondenzace se může realizovat jak uvnitř vzduchových hmot, tak i přímo na zemském povrchu nebo předmětech na něm (stromy, budovy, elektrické vedení aj.). Vodní páry při dotyku se studeným povrchem kondenzují a usazují se v různých formách. Horizontální srážky se, stejně jako vertikální, liší vznikem, tvarem a skupenstvím. Rosa Je to usazenina vody ve formě drobných kapek na zemském povrchu, na rostlinách nebo různých předmětech. Její vznik souvisí s radiačním ochlazováním, kdy teplota klesla pod teplotu rosného bodu. Proto se rosa vyskytuje nejčastěji večer nebo v noci v teplém půlroce. V extrémních připadech činí srážky z rosy 10 mm až 30 mm ročně. V oblastech s kontinentálním podnebím představuje významný doplněk srážkového úhrnu z vertikálnich srážek. Zmrzlá rosa Jedná se o bílou usazeninu zmrzlých kapek rosy. 17