ASYMETRIE ROZDĚLENÍ MEZIDENNÍCH TEPLOT VZDUCHU A JEJICH SOUVISLOST S METEOROLOGICKÝMI PODMÍNKAMI

UNIVERZITA KARLOVA V PRAZE Přírodovědecká fakulta Studijní program: Geografie Studijní obor: Geografie a kartografie Vladimír PISKALA ASYMETRIE ROZDĚLENÍ MEZIDENNÍCH TEPLOT VZDUCHU A JEJICH SOUVISLOST S METEOROLOGICKÝMI PODMÍNKAMI ASYMETRY OF INTERDIURNAL AIR TEMPERATURE CHANGE DISTRIBUTIONS AND THEIR RELATIONSHIPS TO METEOROLOGICAL CONDITIONS Bakalářská práce Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Radan Huth, DrSc. Praha, 2013

Zadání bakalářské práce Název práce: Asymetrie rozdělení mezidenních teplot vzduchu a jejich souvislost s meteorologickými podmínkami. Cíle práce: - Najít a prostudovat zejména časopiseckou literaturu týkající se mezidenních změn teploty a jejich statistického rozdělení a vlivu atmosférických front a anticyklonální cirkulace na teplotu vzduchu a její změny; zpracovat rešerši na toto téma. - Pomocí vlastní analýzy klimatických dat (a) popsat statistické rozdělení mezidenních změn teploty, zejméno jeho (ne)symetrické rysy, (b) spojit charakteristické rysy (ne)symetrie rozdělení mezidenních změn teploty s vybranými meteorologickými faktory (přechody atmosférických front, anticyklóny). Použité pracovní metody, zájmové území, datové zdroje: - Základem práce je verifikace (či vyvrácení) hypotézy, že asymetrie rozdělení mezidenních změn teploty je vázána na přechody atmosférických front a radiační procesy ve stacionárních anticyklónách. Analýza bude provedena pro jednu stanici, nejlépe pražskou, odděleně pro zimu (prosinec až únor) a léto (červen až srpen). Přechody front přes Prahu jsou k dispozici na webu ČHMÚ od r. 1950. Atmosférická cirkulace bude charakterizována pomocí cirkulačních typů podle Hesse a Brezowského nebo podle Brádky. Datum zadání: 29. 10. 2012 Jméno studenta: Vladimír Piskala Podpis studenta: Jméno vedoucího práce: RNDr. Radan Huth, DrSc. Podpis vedoucího práce:. 2

Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci zpracoval samostatně a že jsem uvedl všechny použité informační zdroje a literaturu. Tato práce ani její podstatná část nebyla předložena k získání jiného nebo stejného akademického titulu. V Praze, 20. května 2013 Vladimír Piskala 3

Rád bych poděkoval vedoucímu mé bakalářské práce RNDr. Radanovi Huthovi, DrSc. za cenné rady a velmi trpělivý přístup. 4

Abstrakt Předkládaná bakalářská práce se zabývá mezidenní změnou teplot v souvislosti s přechodem atmosférických front. Změna teplot je počítána pro léto (červen srpen) a zimu (prosinec únor) za období 1961 1998. Byla použita data denních průměrných teplot z meteorologické stanice Praha Karlov a záznamy o přechodu front ze stanice Praha Ruzyně. Z výsledků vyplývá, že změny mezidenních teplot obou ročních období nemají parametry normálního rozdělení a vzniklá asymetrie je zde vysvětlena charakteristickými meteorologickými podmínkami pro jednotlivá období. Statistické rozdělení změn teplot pro dny, kdy přešly studené, teplé a okluzní fronty taktéž nemají znaky normálního rozdělení a vzniklé asymetrie se dají vysvětlit vlastnostmi a tvarem jednotlivých typů front. V práci je také diskutována role času přechodu jednotlivých typů front při výpočtu velikosti změny mezidenních teplot. Klíčová slova: teplota vzduchu, statistické rozdělení, atmosférické fronty, vzduchové hmoty, mezidenní změny Abstract Submitted bachelor thesis is focused on interdiurnal air temperature changes in connection with atmospheric fronts. The changes are counted for summer period (June August) and winter period (December February) between 1961 1998. There were used data of average air temperature from Praha Karlov and data of moving fronts from Praha Ruzyně. The results say that the statistical distribution of day-to-day air temperature aren t the same. The asymmetry are explained by different meteorological condition for both periods. Statistical distribution fronts aren t normal too, it can be explained by character and shape of individual front types. It is discussed role of time of observation individual fronts for counting day-to-day temperature changes in thesis too. Key words: air temperature, day-to-day changes, statistical distribution, atmospheric fronts, air masses 5

Obsah SEZNAM OBRÁZKŮ A GRAFŮ... 7 1. ÚVOD... 7 2. VZDUCHOVÉ HMOTY... 10 2.1. Termická klasifikace vzduchových hmot... 11 2.1.1. Teplá vzduchová hmota... 11 2.1.2. Studená vzduchová hmota... 12 2.1.3. Místní vzduchová hmota... 14 2.2. Geografická klasifikace vzduchových hmot... 14 2.2.1. Arktický vzduch (AV)... 14 2.2.2. Vzduch mírným šířek (VMŠ), polární vzduch... 15 2.2.3. Tropický vzduch (TV)... 16 2.2.4. Ekvatoriální vzduch (EV)... 17 3. ATMOSFÉRICKÉ FRONTY... 18 3.1. Frontogeneze a frontolýza... 18 3.2. Pohyb fronty... 19 3.3. Sklon fronty... 20 3.4. Tlaková pole fronty... 21 3.5. Rozdělení atmosférických front... 21 3.5.1. Teplá fronta... 23 3.5.2. Studená fronta... 25 3.5.3. Okluzní fronta... 27 4. DATA A METODY... 29 5. VÝSLEDKY A DISKUZE... 31 5.1. Porovnání rozdělení zimní a letní sezóny... 31 5.2. Porovnání rozdělení zimní sezóny s rozdělením front... 33 5.3. Letní přechody front... 39 5.4. Srovnání jednotlivých typů front... 43 6. ZÁVĚR... 46 SEZNAM ZDROJŮ... 47 PŘÍLOHY... 48 6

Seznam obrázků a grafů Seznam grafů Graf 1. Graf 2. Graf 3. Graf 4. Graf 5. Graf 6. Graf 7. Graf 8. Graf 9. Graf 10. Graf 11. Graf 12. Graf 13. Graf 14. Graf 15. Graf 16. Rozdělení mezidenních průměrných teplot v zimě.. 31 Rozdělení mezidenních průměrných teplot v létě 32 Relativní kumulativní četnosti pro zimu a léto.32 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.34 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front...34 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v zimě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front.35 Relativní kumulativní četnosti pro zimu a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v zimě...36 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu studené fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front...39 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu teplé fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front..40 Rozdělení mezidenních průměrných změn teplot při přechodu okluzní fronty v létě. Graf je rozdělen podle časů přechodu jednotlivých front...40 Relativní kumulativní četnosti pro léto a studené, teplé a okluzní fronty, které přešly v létě..41 Relativní kumulativní četnosti pro studené fronty pozorované v zimě a studené fronty pozorované v létě...44 Relativní kumulativní četnosti pro teplé fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě...44 Relativní kumulativní četnosti pro okluzní fronty pozorované v zimě a teplé fronty pozorované v létě...45 Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v létě...49 Změny teploty po přechodu teplé, studené a okluzní fronty v zimě.50 Seznam obrázků Obrázek 1. Obrázek 1. Schematický průřez anafrontou...23 Schematický průřez katafrontou..23 7

1. Úvod Rozdíly mezidenních teplot jsou dány především zeměpisnou polohou. Bez existence dalších jevů by se roční chod teplot dal vyjádřit jako plynulá a symetrická křivka řízená pouze ročním obdobím v dané zeměpisné šířce. Změna teploty oproti předcházejícímu dni by sice byla nepatrná, ale také pravidelná a kontinuální. Pravidelný roční chod teplot je ovšem rozkolísán řadou faktorů. Mezi nejvýraznější faktory patří cirkulace vzduchu, výskyt oblačnosti a advekce 1 vzduchových hmot (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Výskyt oblačnosti a typ vzduchové hmoty spolu do značné míry souvisí. Vzduchové hmoty totiž mají své charakteristické vlastnosti jako je vlhkost a teplota, které se mění jen pozvolna. Právě tyto meteorologické prvky určují vznik charakteristických oblaků v daných vzduchových hmotách (MORGAN, MORGAN1986). Pro změnu mezidenní teploty je proto dobré znát vlastnosti jednotlivých vzduchových hmot. Pokud zohledníme působení vzduchových hmot na změnu teploty a zároveň konstatujeme, že teplota se ve vzduchové hmotě mění obvykle plynule a pozvolna, musíme říct, že největší změny teplot se budou odehrávat na rozhraní dvou odlišných vzduchových hmot. Podle této úvahy dojdeme k závěru, že čím odlišnější vzduchové hmoty se potkají, tím bude změna teploty dramatičtější. Zmíněný závěr ovšem nezohledňuje složitost frontálního rozhraní. Musíme vzít v úvahu, že k celkovému projevu fronty přispívají charakteristiky jako rychlost, sklon nebo vzdálenost od středu cyklóny. Z tohoto pohledu je tedy třeba nejprve pospat charakteristiky front a uvážit možnosti projevů přechodu frontálních rozhraní. Cílem práce je ověřit hypotézu, zda jsou největší změny mezidenních teplot spojeny s přechodem front. Zároveň se můžeme podle výše zmíněné úvahy domnívat, že v den přechodu teplé fronty bude zaznamenán spíše nárůst teploty oproti předešlému dni a naopak v den přechodu studené fronty se teplota oproti předcházejícímu dni spíše sníží. Tím vznikne asymetrie rozdělení mezidenních teplot pro oba soubory. Hypotéza zní: v den přechodu studené fronty teplota pravděpodobně klesne, kdežto v den přechodu teplé fronty teplota pravděpodobně poroste. Při přechodu okluzní fronty se pravděpodobnost ochlazení bude rovnat pravděpodobnosti oteplení. Rozdělení těchto souborů tedy bude odlišné. Dalším cílem práce je porovnat rozdělení změn mezidenních teplot jednotlivých front, které přešly v odlišném ročním období. Problematikou změn denních teplot se zabývalo jen pár studií, například (HUTH, [et al.] 2001). Ve zmiňované práci se autoři zaměřili na porovnání distribuce mezidenních změn maximálních a minimálních teplot z šesti časových řad ve střední Evropě. Porovnávali změny skutečně naměřené a změny odvozené pomocí tří různých statistických metod. Výsledkem mimo jiné bylo zjištění, že šikmost je kladná pro 1 Advekce přenos tepla prouděním (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 8

minimální teploty v zimě a záporná pro maximální teploty v létě. Existují tedy asymetrie v rozdělení mezidenních teplot pro léto a zimu. Další z prací zabývající se mezidenní změno teplot pochází od autorů (MOBERG, [et al.] 2000) Práce je zaměřená na hledání trendů ve změnách mezidenní teploty od roku 1722 do roku 1833. Autoři porovnali 8 časových řad průměrných teplot z celé Evropy, přičemž cíl práce spočíval ve vysvětlení trendů výkyvů teplot. Nejčastější metodou používanou při analýze časových řad je autokorelace se zpožděním 1-10. Při autokorelaci se hledá závislost dat sama na sobě při časovém posunu 1 až 10 dni (BUHSHAND, BEERSMA 1993), (KALVOVÁ, NEMEŠOVÁ 1998), Další statistické metody zpravidla následují po určení autokorelace. 9

2. Vzduchové hmoty Vzduchová hmota je poměrně rozsáhlá masa vzduchu, která má homogenní vlastnosti. Tedy panuje v ní charakteristický ráz počasí, najdeme zde podobné zvrstvení, pohybuje se ve směru všeobecné cirkulace a prostorové změny meteorologických prvků jsou pomalé a spojité (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Horizontální rozměr vzduchové hmoty může dosahovat až tisíců kilometrů, přičemž vertikální rozměry se pohybují v řádech jednotek kilometrů. Výjimkou však nejsou ani vzduchové hmoty, které vyplňují celý vertikální rozsah až do tropopauzy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Základními meteorologickými prvky, které určují ráz vzduchové hmoty, jsou teplota, vlhkost a podmínky vývoje oblačnosti. Díky turbulentní výměně tepla a vlhkosti jsou výše zmíněné prvky zásadně ovlivněny zemským povrchem. Při vzniku dané vzduchové hmoty tedy převážně záleží na povaze zemského povrchu, který postupně ovlivňuje vzduch, který se nad ním dlouhodobě rozprostírá (BABIKOV 1953). Při změně cirkulačních podmínek se hmota přemístí na delší vzdálenosti, přičemž si do značné míry dále uchovává charakteristické vlastnosti, které nabyla v místě původu. Dalšími meteorologickými prvky, které se často používají k popisu vzduchových hmot, jsou adiabatická ekvivalentní potenciální teplota 2 a izobarická ekvivalentní potenciální teplota 3. Výhoda těchto prvků je, že nevykazují denní chod a při přemisťovaní vzduchových hmot se mění jen pozvolna. Mluvíme o konzervativních charakteristikách (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V důsledku pohybu z jedné oblasti do druhé se vzduchové hmoty vyvíjejí v čase. Proces přejímání fyzikálních vlastností v průběhu pohybu nápadně připomíná vznik úplně nové vzduchové hmoty třeba i s naprosto rozličnými vlastnostmi. Z tohoto pohledu se tedy vývoj vzduchové hmoty jeví jako nikdy nekončící proces. Změny fyzikálních vlastnosti se nazývají transformace vzduchových hmot (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Pokud se přeměněná vzduchová hmota nepřesune do jiné zeměpisné šířky, mluvíme o relativní transformaci. Pokud ovšem vzduch změní většinu svých charakteristik a zeměpisnou polohu, jedná se již o absolutní transformaci, například při transformaci arktického vzduchu na vzduch mírných šířek. V odborné literatuře existují dvě klasifikace vzduchových hmot - klasifikace termická a geografická. 2 Adiabatická ekvivalentní potenciální teplota teplota vzduchové částice po úplném adiabatickém vysušení (Při kondenzaci vodní páry se uvolňuje latentní teplo, které vzduch ohřívá). Částice se nejprve nechá teoreticky vystoupat po pseudoadiabatické křivce až do hladiny kondenzace. Následně částice stoupá po nasycené adiabatě až do hladiny úplného vysušení. Nakonec se částice nechá sestoupit suchoadiabatickým sestupem do hladiny 1000 hpa (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 3 Izobarická ekvivalentní potenciální teplota teplota vzduchové částice, která se nechá teoreticky zcela vysušit podobně jako v minulém případě. Rozdíl spočívá v tom, že se předpokládá, že vodní pára začne kondenzovat při konstantním tlaku p. Po sestupu vzduchové částice do hladiny 1000hPa získáme izobarickou ekvivalentní potenciální teplotu (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 10

2.1. Termická klasifikace vzduchových hmot Termická klasifikace rozlišuje vzduchové hmoty podle relativní teploty vůči okolním vzduchovým hmotám. Klasifikují se: 1. Teplé vzduchové hmoty 2. Studené vzduchové hmoty 3. Místní vzduchové hmoty Podle vývoje vertikálního proudění rozlišujeme vzduchové hmoty stabilní a instabilní (BEDNÁŘ, KOPÁČEK, 2009). Za stabilní je považována vzduchová hmota, ve které panují podmínky nepříznivé pro vznik konvekce. Vertikální teplotní gradient je tedy menší, než nasyceně adiabatický teplotní gradient 4 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK, 2009). Zpravidla se vzduchová hmota stává stabilní, když se nachází nad studeným zemským povrchem, který ochlazuje spodní vrstvy, kdežto vrchní vrstvy dále zůstávají teplé. Vertikální teplotní gradient klesá pod 0,6 C/100m. Ve stabilním vzduchu je častá teplotní inverze (BABIKOV, 1953). Instabilní vzduchová hmota se naopak vyznačuje rychlým poklesem teploty s výškou a vznikem konvekce. Její teplota s výškou klesá rychleji, než teplota, která by odpovídala nasycenému adiabatickému gradientu (BARRY, CHORLEY 1987). Instabilní vzduch je spojen se vznikem konvekčních oblaků, ze kterých pak můžou vypadávat i velmi intenzivní srážky. Ovšem v případě, že je vzduchová hmota zároveň suchá, panuje v nestabilním vzduchu jasné počasí. Nejčastěji se stává vzduchová hmota instabilní, když se nachází nad teplým povrchem. Vzduch v nejnižších patrech se od země ohřívá a stoupá vzhůru. Teplotní gradient tak může překročit 1 C/100 metrů (BARRY, CHORLEY 1987). Vliv na míru stability a instability vzduchové hmoty mají také tlakové útvary. V případě, že se vzduch nachází blízko anticyklóny nebo hřebenu vysokého tlaku, dochází ve vyšších vrstvách k sesedání vzduchu a vzniku inverzí. Vzduchová hmota se tak stává stabilnější. V opačném případě, pokud se vzduch dostane do blízkosti cyklón, či brázdy nízkého tlaku, začnou na vzduch v přízemní vrstvě působit sbíhavé proudy, které způsobují výstupné pohyby. Vzduchová masa se stává instabilní. Míra stability se často mění i v rámci jednoho dne (BABIKOV 1953). 2.1.1. Teplá vzduchová hmota Za teplé se považují vzduchové hmoty, které při přechodu nad jinou oblast ztrácejí svou teplotu a ochlazují se. Děje se tak v důsledku nerovnováhy tepelné a radiační bilance (HANZLÍK 1946). V Evropě obecně platí, že vzduchové hmoty přicházející z jihu bývají teplé (BABIKOV 1953). 4 Nasyceně adiabatický teplotní gradient změna teploty nasyceného vzduchu při přemístění o jednotku vzdálenosti ve vertikálním směru při adiabatickém ději. Při teplotě 0 C a tlaku 1000 hpa je hodnota gradientu 0,6 C na 100 výškových metrů (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 11

Vznik teplé stabilní vzduchové hmoty se nejčastěji děje při příchodu teplého vzduchu z oceánu, kdy získává stabilitu ochlazováním přízemních vrstev vzduchu od chladného povrchu. Typická je tato situace pro zimu. V létě se naopak teplá stabilní vzduchová hmota objevuje častěji nad oceánem, kdy prohřátý vzduch z pevniny získá stabilitu ochlazováním přízemní vrstvy od oceánu. Vzniká stabilní inverzní zvrstvení s charakteristickými povětrnostními podmínkami. Denní chod teplot je zpravidla nevýrazný (BARRY, CHORLEY 1987). V zimě je pro stabilní teplý vzduch charakteristická vrstevnatá oblačnost typu Stratus (St) a Stratocumulus (Sc). V létě se nad oceánem velmi často vytvářejí advekční mlhy, nad pevninou většinou panuje jasné počasí. Děje se tak zejména z důvodu výskytu teplého stálého vzduchu v anticyklónách, kde převládají sestupné proudy, které přispívají k inverznímu počasí (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Instabilní teplé vzduchové hmoty vznikají nejčastěji při přechodu vzduchu z oceánu nad prohřátou pevninu. Spodní vrstvy se od země ohřívají a vzniká termická konvekce. Dále mohou vznikat při existenci vzestupných proudů, které ochlazují vyšší vrstvy, případně při nerovnoměrné advekci teploty v různých patrech vzduchové hmoty. Růst instability může ovlivnit i měrná vlhkost 5. V situaci, kdy je měrná vlhkost u povrchu dostatečně vysoká, zmírní se efektivní vyzařování země a teplota v nižších patrech klesá pomaleji, než teplota ve vyšších výškách. Důsledkem může být vznik nočních bouřek. Denní chod teploty je poměrně malý (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě se teplá instabilní hmota vyskytuje prakticky jen nad mořem nebo v úzkém pásu pobřeží. Vzniká zde mohutná konvektivní oblačnost typu Cumulonimbus (Cb). Při postupu nad pevninu se hmota stává stabilní a oblačnost se mění ve vrstevnatou. V létě se naopak teplý nestabilní vzduch nachází pouze nad pevninou. Charakter počasí je podobný jako v instabilní hmotě v zimě (BABIKOV 1953). 2.1.2. Studená vzduchová hmota Studenou vzduchovou hmotou je myšlen vzduch, který se při přechodu do jiné oblasti postupně otepluje (analogicky ze stejných důvodů, jako u teplé vzduchové hmoty). Zjednodušeně opět platí, že do Evropy přicházejí studené vzduchové hmoty ze severu (BABIKOV 1953). Studený stabilní vzduch se velmi často rozprostírá nad Evropskou pevninou v zimě, kdy je zem dostatečně prochlazená, aby si vzduchová hmota udržela stabilní charakter. Významně k tomu přispívá i sněhová pokrývka. V létě se stabilní vzduch nachází pouze v Arktidě nad zaledněným oceánem. Díky chladnému podkladu se zápornou radiační bilancí dochází k ochlazování přízemních vrstev jak v noci, tak ve dne. Tímto způsobem se tak může ochlazovat vrstva až 2 km mohutná (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Ovšem 5 Měrná vlhkost vzduchu ukazatel vlhkosti, který udává hmotnost vodní páry obsažený v jednotce vlhkého vzduchu. Výsledek se uvádí v gramech vodní páry na kilogram vlhkého vzduchu. (SOBÍŠEK, [et al.] 1993) 12

stabilitu může studený vzduch získat až nad Evropským kontinentem, kdy se poměrně nestabilní studený vzduch proudící se severu nasune nad podchlazenou zem a následně tak získá stabilitu (VRÜMMER 1996). V zimě převládá v této vzduchové hmotě jasné a mrazivé počasí, přičemž se těžký, studený a suchý vzduch roztéká a v údolích či nížinách se vytváří jezera studeného vzduchu. Pro střední Evropu se tento typ počasí váže pouze na kontinentální vzduchovou hmotu, která je popsaná níže. V případě, že se do Evropy dostane vlhky a studený vzduch, je počasí o poznání mírnější a je doprovázeno vrstevnatou oblačností. V létě se studená stabilní vzduchová hmota v Evropě neobjevuje (BABIKOV 1953). Instabilní studený vzduch se do Evropy dostává ze severu jako maritimní arktický vzduch nebo jako maritimní vzduch střední šířek. V létě je vzduch při postupu ze severu oteplován mořskou hladinou a při přechodu nad zemský povrch se zpravidla instabilita ještě zvětšuje. V zimě mají tyto vzduchové hmoty při přechodu z oceánu nad pevninu charakter teplého vzduchu, protože teplota nad prochlazenou zemí je daleko nižší než nad mořem. Ve vyšších patrech je ovšem mořský vzduch chladnější než vzduch kontinentální. Přicházející vzduchová hmota si svou instabilitu dokáže udržet jen u pobřeží, pak se díky nízkým teplotám povrchu postupně transformuje na stabilní (BURKE 1945). Počasí doprovázející instabilní studený vzduch se různí podle místa vzniku vzduchové hmoty. V případě, že se jedná o suchý studený vzduch proudící ze severu, může nastat situace, kdy i přes instabilitu panuje jasné počasí (bezoblačná konvekce). Může za to malá vlhkost a malá vertikální mohutnost. V případě vlhké a vertikálně rozsáhlé vzduchové hmoty může vznikat značná kupovitá oblačnost s možným vývojem Cb (BURKE 1945). K takovému vývoji je však nutné splnění několika podmínek, jako je vertikální mohutnost alespoň 6 7 km, probíhající intenzivní termická konvekce, poměrně slabé proudění vzduchu v nižších patrech vzduchové hmoty a vysoká měrná vlhkost. V zimě jsou mraky typu Cb nad střední Evropou ploché a vznik bouřek je vzácný (BABIKOV 1953). V létě se nad pevninou zpravidla střídá počasí, kdy vzniká kupovitá oblačnost v odpoledních hodinách, s jasnou oblohou v noci a ráno. Kupovitou oblačnost doprovázejí přeháňky, v případě vývoje Cb mohou přijít velmi intenzivní přívalové srážky a krupobití. Ve zmíněné vzduchové hmotě je v létě velký denní chod teploty. V zimě jsou nad mořem a na pobřeží časté přeháňky a intenzivní deště (BABIKOV 1953). 13

2.1.3. Místní vzduchová hmota Za místní se vzduchová hmota považuje v případě, když se v dané oblasti zdržuje delší dobu. Má tedy čas převzít charakteristické vlastnosti oblasti. Vznikají tak stabilní i instabilní hmoty jen podle charakteru podloží. Stabilní místní vzduchové hmoty jsou obvykle v létě nad oceány a v zimě nad pevninou. Instabilní hmoty jsou naopak typicky v létě nad pevninou a v zimě nad oceánem (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 2.2. Geografická klasifikace vzduchových hmot Geografická klasifikace závisí na zeměpisné poloze oblasti vzniku typů vzduchových hmot. Rozlišují se: 1. Arktický vzduch 2. Vzduch mírných šířek (Polární vzduch) 3. Tropický vzduch 4. Ekvatoriální vzduch Každý z typů se následně rozlišuje na mořský (maritimní), nebo kontinentální (pevninský) podtyp. Výjimku tvoří ekvatoriální typ, ve kterém se rozdíly mezi mořským a pevninským vzduchem stírají díky vysoké teplotě a značné vlhkosti (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 2.2.1. Arktický vzduch (AV) Arktický vzduch se tvoří nad Arktidou v arktickém bazénu, v zimě je to prakticky celá oblast za severním polárním kruhem s výjimkou Norského moře, které je oteplováno Severoatlantským proudem a v létě se jedná o zaledněnou část Arktidy. AV je chladná a suchá vzduchová hmota (MORGAN, MORGAN 1986). Vertikální rozsah se nejčastěji pohybuje od 4 do 6 km, v některých případech dosahuje až po tropopauzu. Při přemístění k jihu se díky roztékání chladnějšího a hustšího vzduchu výška snižuje až na 1 3 km (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Arktický kontinentální vzduch (cav) při svém postupu do nižších zeměpisných šířek nepřechází přes otevřené moře či oceán. Je tedy velmi suchý a průzračný. Do střední Evropy se cav dostává ze severovýchodu, kde se vzduch přemisťuje ze zaledněných oblastí rovnou nad kontinent. Podobnou situaci najdeme v celém severním Rusku a Kanadě (MORGAN, MORGAN 1986). V zimě je cav studená chladná a stabilní hmota doprovázená velmi mrazivými dny. Počasí je jasné a díky nízké vlhkosti prakticky bez mraků. V údolích a nížinách se typicky projevuje inverzní ráz počasí. V létě má cav charakter instabilní hmoty, protože se dostává do oblastí s relativně prohřátým vzduchem. Vzniklé konvektivní proudění ovšem nedává vzniknout mohutným oblakům Cb, ale jen drobným kupovitým oblakům a to z důvodu již zmiňované malé vlhkosti (BABIKOV 1953). 14

Arktický maritimní vzduch (mav) se při postupu k jihu dostává nad teplejší volné moře a oceán. Postupně se vzduchová hmota stává vlhkou a instabilní. Do Evropy se dostává mav ze severu a severozápadu, z oblastí Skandinávie. Putují přitom přes Barentsovo nebo Norské moře. Mnohem typičtější je mav pro západní, než střední Evropu (BUSINGER, REED 1989). V zimě přináší mav četné sněhové srážky, avšak při přechodu nad studenou pevninu, se mav postupně stává stabilnější a sněžení se střídá s jasnou oblohou. Přízemní teplota je díky oceánu a moři vyšší než u cav a proto počasí není tak mrazivé. V létě je mav prakticky jen instabilní hmotou. Díky vysoké vlhkosti a existenci konvekce, je příchod mav doprovázen vznikem oblaků typu Cumulus (Cu) a Cb, což je často spojeno s vypadáváním dešťových srážek (BABIKOV 1953). 2.2.2. Vzduch mírným šířek (VMŠ), polární vzduch Vzduch mírných šířek, dříve polární vzduch, se na severní polokouli tvoří v pásu 40-70 s.z.š. Záleží při tom na ročním období, kdy v zimě se tento pás vymezuje 40-65 s.z.š. a v létě 50-70 s.z.š.. Ve starší literatuře se jako jižní hranice letního i zimního pásu uvádí 45 (BABIKOV 1953). Charakter vzduchové hmoty mírných šířek je ovlivněn okolními vzduchovými hmotami. Obecně platí, že vznikne-li vzduchová hmota v blízkosti AV, je spíše chladnější a naopak, vznikne-li v blízkosti tropického vzduchu, je spíše teplá (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Vertikální rozsah VMŠ je mohutný až po tropopauzu. Ve starších zdrojích se VMŠ rozlišuje na čerstvý (studený) a teplý, přičemž čerstvou vzduchovou hmotou je myšlen mvmš přicházející od severozápadu, mající charakteristiky podobné arktickému vzduchu. Za teplý je považován vzduch přicházející od jihozápadu (BABIKOV 1953). Kontinentální vzduch mírných šířek (cvmš) vzniká přeměnou vlhkého maritimního vzduchu při přechodu nad Evropskou a posléze Asijskou pevninu. Případně se může vyvinout z arktického vzduchu. Teploty v cvmš mohou být občas velmi nízké a to nižší než teploty v arktickém vzduchu. Vzduch cvmš je velmi suchý a proto zde vzniká jen drobná kupovitá oblačnost (BURKE 1945). V zimě je cvmš stabilní a studenou vzduchovou hmotou. Díky nízké vlhkosti převládá jasné a mrazivé počasí. Pokud cvmš vznikne z mořského vzduchu, může mít vzduch dostatek vlhkosti k tvorbě mlh a vrstevnatých oblaků. V létě je cvmš především instabilní. Ovšem v důsledku nízké vlhkosti nedochází k tvorbě oblačnosti a počasí je tak jasné podobně jako u cav. Teplota v létě je poměrně vysoká, rozdíly mezi dnem a nocí jsou však značné. Denní amplituda může dosáhnout víc než 15 C (BABIKOV 1953). 15

Maritimní vzduch mírných šířek (mvmš) vzniká nad Atlantickým oceánem a následně putuje východním směrem nad Evropu. Díky převládajícímu západnímu proudění se tak nad západní Evropu dostává mvmš poměrně často (BURKE 1945). V zimě přichází nad Evropu jako instabilní vzduchová hmota. Tuto charakteristiku si uchovává i několik dní poté, co se nasune nad studený kontinent. Postupně se pak stává stabilní. Příchod mvmš je spojen s oteplením. Ve střední Evropě teploty mnohdy vystupují nad 0 C a nastává obleva. Příchod mvmš je často doprovázen intenzivním sněžením nebo dešti. Původní konvektivní oblaka se po ztrátě instability, postupně roztahují a vzniká vrstevnatá oblačnost. V létě je mvmš zpravidla chladnější, než vzduch nad kontinentem a po příchodu mořského vzduchu se ochladí. Takto nestabilní vzduchová hmota, se nad teplým kontinentem postupně v nižších patrech ohřívá a stává se ještě nestabilnější. Tvoří se vyvinutá kupovitá oblačnost a silné bouřky s velmi intenzivními srážkami. Ve střední Evropě nastává klasické letní počasí se vznikem konvektivní oblačnosti v odpoledních hodinách a jasnou oblohou v noci (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). VMŠ se při postupu ze západu na východ pomalu transformuje z maritimního typu na typ kontinentální. Vzduch ztrácí vlhkost a zvětšuje se denní amplituda teplot (BURKE 1945). 2.2.3. Tropický vzduch (TV) Typickou oblastí vzniku tropických vzduchových hmot jsou pouště severní Afriky a Arábie a pás subtropických zeměpisných šířek v Atlantském oceánu. V létě se oblast vzniku často posouvá k severu a tropické vzduchové hmoty mohou vznikat nad Středozemním mořem nebo Malou Asií. Příchod TV nad Střední Evropu, je většinou spojen s oteplením, v zimě se dají čekat oblevy a v létě tropické dny (BABIKOV 1953). Jedná se o nejteplejší vzduchové hmoty. Tropický vzduch může dosahovat až k tropopauze (SELUCHI, MARENGO 2000). Kontinentální tropický vzduch (ctv) je velmi teplou vzduchovou hmotou, kde teplota často přesahuje 30 C. Do Evropy postupuje z jihu a jihovýchodu z pouštních oblastí. Ovšem v létě mohou ctv vznikat i nad Evropou v oblastech do 50 s.z.š.. Vzduch je tedy poměrně suchý a prašný a dohlednost je výrazně omezená. Nad Evropou se projevuje charakteristickým počasím, kdy odpoledne vzniká mohutná konvektivní oblačnost, spojena s bouřkami a lijáky. V noci a dopoledne panuje jasné a teplé počasí (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě má ctv charakter stabilní teplé vzduchové hmoty. Tvoří se rozsáhlá vrstevnatá oblačnost doprovázenou mrholením. V zimě se TV při cestě nad Evropu zpravidla nedostává severněji nad 55 s.z.š.. V létě se naopak může dostat daleko na sever až k Severnímu ledovému oceánu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Vzduchová hmota v létě nad pevninou lehko získává instabilitu a projevuje se zde typické počasí instabilních vzduchových hmot (SELUCHI, MARENGO 2000). 16

Maritimní tropický vzduch (mtv) přichází nad Evropu z jihozápadu. Vzduch je velmi teplý a vlhký. V oblastech vzniku je zpravidla instabilní, ovšem při přechodu nad pevninu získává stabilitu (především v zimě), (BABIKOV 1953). 2.2.4. Ekvatoriální vzduch (EV) Jedná se o typickou vzduchovou hmotu v oblasti konvergence pasátů. Podle Kopáčka a Bednáře (2009), můžeme EV charakterizovat jako přeměněný tropický vzduch putující k jihu, respektive k severu, pomocí pasátů. Absencí pasátové inverze dochází k vývoji mohutných konvektivních oblaků, ze kterých vypadávají velmi intenzivní dešťové srážky. Vzduchovou hmota se na kontinentální a maritimní nerozlišuje. Nad Evropou se nevyskytuje. 17

3. Atmosférické fronty Pojem atmosférická fronta v nás může vyvolávat dojem, že se jedná o striktně vymezenou hranici, oddělující dvě navzájem odlišné vzduchové hmoty. Představa jednoznačně identifikovatelné čáry, či linie, se umocňuje při pohledu na synoptickou mapu. Do jisté míry není toto intuitivní chápání daleko od pravdy, vždyť i jedna z definic fronty říká, že se jedná o čáru, ve které se plocha rozhraní protíná se zemským povrchem, nebo určitou tlakovou hladinou (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Ovšem pojetí fronty jen jako čáry je omezující a nepřesné. Frontu, jakožto rozhraní mezi vzduchovými hmotami, je tedy praktičtější chápat jako úzkou přechodovou zónu (BARRY, CHORLEY 1987), popřípadě jako pásmo styku různých vzduchových hmot (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). Přechodovou zónu mezi vzduchovými hmotami tvoří vrstva s vertikálním rozsahem do několika set metrů (BABIKOV 1953). V měřítku front se vrstva zjednodušeně označuje jako frontální plocha. Průnik frontální plochy se zemským povrchem, popřípadě s určitou tlakovou hladinou, se nazývá čára fronty. Díky velmi malému sklonu fronty, běžně pod 1, však čára fronty tvoří přechodný pás, který může mít šířku i desítky kilometrů. V kontextu délek front, kde se v literatuře uvádí až tisíce kilometrů, je šířka přechodného pásu zanedbatelná a označení čára fronty se tedy jeví jako přiléhavé (BARRY, CHORLEY 1987). Přechod front je doprovázen znatelnými změnami meteorologických prvků. Děje se tak v důsledku odlišných charakteristik sousedních vzduchových hmot, které se na svém rozhraní spolu nemísí. Naopak utváří se frontální plocha s malým vertikálním gradientem teploty nebo inverzí (MORGAN, MORGAN 1986). Rozhraní mezi vzduchovými hmotami ovšem nemusí mít vždy charakter fronty. V případě, že se vzduchové hmoty začnou mísit, fronty vůbec nevznikají a přechod je pomalý a pozvolný (BABIKOV 1953). 3.1. Frontogeneze a frontolýza Pro vytvoření frontálního rozhraní mezi dvěma vzduchovými hmotami musí existovat vhodné podmínky. Podle Stone (1964) patří mezi základní předpoklady pro vznik fronty přítomnost horizontálního gradientu teploty 6 (v místě styku vzduchových hmot). Dá se tedy zjednodušeně uvést, že všechny procesy, které vedou ke zvětšování horizontálního gradientu teploty, působí pozitivně při vzniku front. Souhrnně se zmíněné procesy označují jako frontogeneze. Působí-li ovšem frontogeneze jen krátce nebo není dostatečně intenzivní, frontální rozhraní nevznikne (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 6 Horizontální teplotní gradient změna teploty na jednotku vzdálenosti ve vodorovném směru (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 18

Opakem frontogeneze je frontolýza. Analogicky se frontolýza dá popsat jako soubor procesů, které působí negativně pro vznik frontálního rozhraní. V oblastech působení frontolýzy dochází ke snižování vertikálního teplotního gradientu. Vytváření fronty je kromě přítomnosti frontogeneze navíc ještě podmíněno existencí sbíhavosti větru v mezní vrstvě atmosféry. Samotný výskyt sbíhavých větrů se ovšem za frontální rozhraní považovat nedá. Při přechodu slabé fronty nebo při souběžné existenci intenzivní frontogeneze ale dochází k zostření fronty nebo ke vzniku nového rozhraní. Výskyt sbíhavého proudění větru je do značné míry dán orograficky. V této souvislosti se tedy jedná o orografickou frontogenezi (STONE 1964). Zkoumáním frontogeneze a frontolýzy z pohledu polohy proudnic a izoterm se zabývá obor kinematika frontogeneze. Vlivem termodynamických procesů se zabývá termodynamika frontogeneze a změny horizontálního gradientu teploty studuje dynamika frontogeneze. 3.2. Pohyb fronty Výpočet rychlosti postupu fronty je závislý především na směru pohybu vzduchových hmot. Podle Kopáčka a Bednáře (2009) má smysl počítat jen se složkou rychlosti, která působí kolmo na frontální rozhraní. Tedy vane-li vítr ve vzduchových masách podél rozhraní, vzduchové hmoty se vůči sobě přemisťují, ale fronta samotná zůstává na místě. Naopak vane-li vítr kolmo na rozhraní, dá se rychlost posunu fronty spočítat jako úplná složka rychlosti gradientového větru. V ostatních případech, kdy fronta protíná izobary pod určitým úhlem, je rychlost fronty závislá pouze na složce kolmého působení gradientového větru. Rychlost posunu fronty také závisí na hustotě izobar, přičemž platí, že čím je vzdálenost izobar menší, tím silněji podél nich vítr vane a tím je i rychlost přesunu front vyšší (BABIKOV 1953). Detekce pohybu front se provádí z izohyps v absolutní topografii 700 a 500 hpa. Rychlost fronty se dá spočítat podle vzorce 3.1 (BABIKOV 1953).. (3.1) Člen na levé straně rovnice označuje výslednou rychlost pohybu fronty. představuje složku rychlosti gradientového větru, který působí kolmo na rozhraní fronty. Úhel udává sklon fronty k horizontální rovině a konečně představuje výstupnou rychlost podél fronty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Při dosazení do vzorce zjistíme, že při výstupných proudech, tedy kladných hodnotách členu, je výsledná rychlost fronty nižší, než je pouze gradientová složka proudění. Ovšem v případě sestupných proudů a tedy i záporné hodnoty, je rychlost fronty naopak vyšší, než jen gradientová složka (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V jiných zdrojích se pro výpočet rychlosti uvádí vzorec 3.2 (BABIKOV 1953). 19

Po dosazení do vzorce (3.3) je jasné, že velikost sklonu určuje především poměr Coriolisova parametru a tíhového zrychlení. Bez ohledu na charakter vzduchu lze připustit, že výsledný sklon bude velmi malý. Praktická pozorování potvrzují, že 20. (3.2) Princip ovšem zůstává podobný, spočítat složku rychlosti gradientového větru působícího kolmo na frontu. Člen udává zeměpisnou šířku fronty, člen představuje rozdíl tlaků dvou sousedních vzduchových hmot a udává vzdálenost mezi dvěma sousedními izobarami podél čáry fronty. Směr posunu fronty je naprosto zásadní pro vývoj počasí. V literatuře se rozlišují fronty, jejichž směr pohybu je směrem z teplého vzduchu do studeného. Jedná se pak o teplou frontu. V opačném případě, postupuje-li fronta ze studeného do teplého vzduchu, mluví se o studené frontě. V případě zmíněném na začátku kapitoly, tedy pokud je složka gradientového větru působícího kolmo na frontu nulová a fronta setrvává na místě, mluvíme o stacionární frontě (SHAPIRO, KEYSER 1990). 3.3. Sklon fronty Sklon fronty je jednou z charakteristik tvaru frontální plochy, která má vliv na charakter počasí při přechodu front. Pro výpočet sklonu frontální plochy je nezbytné přijmout předpoklad, že tlakové pole v příčném řezu fronty je spojité. V opačném případě by nespojitost dala vzniknout teoreticky nekonečně velikým rychlostem větru a nekonečně velikému gradientu tlaku. Rychlý vítr a velký gradient tlaku by způsobil rozpad fronty prakticky v okamžiku jejího vzniku (SHAPIRO, KEYSER 1990). Výpočet sklonu se obvykle provádí s využitím Margulesova vzorce pro sklon stacionární fronty. (3.3). (3.3) Do rovnice vstupují teploty vzduchových hmot, které jsou frontou odděleny. Jedná se o členy a. Členy a představují rychlosti a směr větru ve vzduchových hmotách. Směr větru nabývá kladných a záporných hodnot. Záporný je vítr v případě, když vane čelem k pozorovateli, který stojí na čáře fronty a po levé ruce má teplou vzduchovou hmotu. Vítr ve stacionární frontě vane jen podél rozhraní. Označení dolním indexem 1 značí studený vzduch a 2 vzduch teplý. Člen g představuje tíhové zrychlení, g = 9,8 m.s -2 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Člen značí Coriolisův parametr, který se vypočte ze vzorce (3.4), (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 2 sin. (3.4) Do vzorce vstupuje člen ω, který představuje velikost úhlové rychlosti zemské rotace a φ, který vyjadřuje zeměpisnou šířku. φ se pro severní polokouli dosazuje v intervalu od 0 do 90.

sklon frontálních ploch nabývá hodnot v rozmezí = 0,02 až výjimečně = 0,001, což odpovídá sklonu od 2 do 0,1 (BABIKOV 1953). 3.4. Tlaková pole fronty Změna tlaku je charakteristickým průvodním jevem přechodu fronty. Vyplývá to z charakteristiky front jako rozhraní dvou odlišných vzduchových hmot, které mají rozdílné teploty, hustoty a tedy i tlak (SANDERS 1955). Pro zjednodušený popis tlakových poměrů se dá použít vzorec (3.3), který opět popisuje situace na stacionární frontě. Při styku vzduchových hmot lze předpokládat, že frontální plocha bude ukloněná směrem do studenější z nich. Z fyzikálních důvodů není možné, aby se studený vzduch nasouval nad teplý. Zmíněná úvaha tedy předpokládá, že člen tg α musí být vždy kladný. Při zachování významu indexů, kde 1 představuje SV a 2 TV, můžeme prohlásit, že po dosazení do vzorce (3.3) bude jejich rozdíl při zanedbání větru taktéž vždy kladný. Podmínka tg α > 0 tedy závisí jen na směru a rychlosti větru (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Frontální rozhraní může existovat jenom tehdy, pokud je vektorový rozdíl rychlosti proudění vzduchu kladný (SHAPIRO, KEYSER 1990). Zároveň platí, že pokud je vektorový rozdíl kladný, má tlakové pole tvar brázdy. Pokud je rozdíl záporný, tvoří se hřeben vysokého tlaku vzduchu. Z výše uvedených důvodů fronty existují jen v brázdách nízkého tlaku vzduchu (BARRY, CHORLEY 1987). Tlaková tendence atmosférických front udává změnu tlaku v určitém místě za jednotku času. Znázorňuje se pomocí izalobar, což jsou čáry, které spojují místa se stejnou tendencí. Záporná tendence značí pokles tlaku a naopak kladná růst tlaku. Změny tlakových tendencí mohou být způsobeny pohybem tlakové brázdy, tedy translační změnou tlaku. Velikost translační tlakové změny závisí na rozmístění a orientaci izobar po směru pohybu tlakové brázdy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Tlakové tendence mohou být taktéž způsobeny prohlubováním nebo vyplňováním brázd nízkého tlaku. V případě rychlého prohlubování brázdy, v níž leží studená fronta, se může záporná tlaková tendence dostat i za frontální rozhraní a pokles tlaku tak probíhá i za studenou frontou. Naopak pokud se brázda nízkého tlaku, kde leží teplá fronta, dostatečně rychle vyplňuje, dostává se kladná tendence před rozhraní a tlak tedy roste už před teplou frontou. V případě stacionární fronty, kdy nepůsobí žádné translační změny talku, jsou tlakové tendence řízeny pouze vývojem brázdy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 3.5. Rozdělení atmosférických front V odborné literatuře existuje několik klasifikací, přičemž každá z nich klade důraz na odlišnou charakteristiku, či příznak. 21

Nejčastěji používanou charakteristikou při tvorbě klasifikace je pohyb frontální čáry. Rozlišují se: 1) Teplé fronty frontální čára se pohybuje směrem do studeného vzduchu 2) Studené fronty frontální čára se pohybuje směrem do teplého vzduchu 3) Stacionární fronty pohyb frontální čáry je drobný, až zanedbatelný 4) Okluzní fronta vzniká, když se frontální čára studené fronty setká s frontální čárou teplé fronty. Podrobná charakteristika jednotlivých typů je uvedena níže v příslušných podkapitolách. U studené fronty se dále rozlišují fronty 1. a 2. typu (BABIKOV 1953). Podle délky, časového trvání a podle role při ovlivňování cirkulačních podmínek se fronty dělí na: 1) Základní fronty v různých zdrojích se uvádí jako fronty hlavní. Mohou se na nich formovat jednotlivé cyklóny, případně celé rodiny cyklón. Dosahují délek tisíců kilometrů a na synoptické mapě jsou zřetelné několik dnů až týden. 2) Podružné fronty obvykle oddělují vzduchové hmoty stejného typu. Délka fronty se pohybuje ve stovkách kilometrů. Životnost je jeden až dva dny. 3) Čáry instability nejsou plnohodnotnými frontami ve smyslu rozhraní mezi vzduchovými hmotami. Jde o liniově uspořádané seskupení bouřkové oblačnosti, která se vyskytuje před a za studenou frontou ve vzdálenosti do 500 km. Šířka zmíněné linie je do 50 km. Rozpadá se po několika hodinách (SKŘEHOT 2006). Další uváděná klasifikace rozlišuje fronty podle vertikálního rozsahu. Jedná se o: 1) Troposférické fronty fronty v rozsahu celé troposféry, zpravidla jsou to zároveň fronty základní. 2) Přízemní fronty vertikální rozsah 2-3 km, obvykle se jedná o podružné fronty. 3) Výškové fronty rozhraní, které nedosahuje zemského povrchu. Změna meteorologických prvků se při zemi tedy neprojeví (BARRY, CHORLEY 1987). Často zmiňovaná je taktéž zeměpisná klasifikace, kde fronty oddělují dvě zeměpisně odlišné vzduchové hmoty. 1) Arktická fronta jako rozhraní mezi arktickým a polárním vzduchem. 2) Polární fronta jako rozhraní mezi polárním a tropickým vzduchem. 3) Tropická fronta jako rozhraní mezi tropickým a ekvatoriálním vzduchem. Objevuje se však pouze ve starší literatuře, přičemž bývá vynechávána z důvodu složité cirkulační situace mezi těmito vzduchovými hmotami. Pro detailnější popis charakteru front se užívá rozdělení popisující cirkulační pohyby vzduchových hmot podél rozhraní. Klasifikace rozděluje fronty na anafronty 22

a katafronty. Za anafronty jsou považovány ty případy, kdy nad frontální plochou existují vzestupné pohyby teplého vzduchu. Vzduch je adiabaticky ochlazován a vypadávají srážky (obr. 1). V případě katafront převládají podél rozhraní sestupné pohyby, vzduch se dostává blíž k zemi, ohřívá se a nevypadávají srážky (obr. 2.), (BROWNING 1985 a). Obrázek 1. Schematický průřez anafrontou (BROWNING 1985 b) Obrázek 2. Schematický průřez katafrontou (BROWNING 1985 b) V synoptické meteorologii se dále používá výraz zvlněná fronty. Jedná se o fronty, na kterých se vyskytly deformace ve tvaru vln. Fronta se stává z několika úseků teplých a studených front. Na jednotlivých vlnách se mohou vyvinout nové talkové níž. 3.5.1. Teplá fronta Teplá fronta se dá charakterizovat jako rozhraní vzduchových hmot postupující do studeného vzduchu. Vzniká na přední straně cyklóny při nasouvání teplého vzduchu nad ustupující klín studeného vzduchu. V synoptických mapách se teplá fronta značí červenou respektive černou čárou s plnými půlkruhy orientovanými po směru posunu 23

rozhraní. Sklon frontální plochy se pohybuje do půl stupně, což způsobuje charakteristické vrstevnaté uspořádání oblaků (BABIKOV 1953). Na teplé frontě se vyvíjí oblačnost typu Ci, Cs, As, Ns, St, při vhodných podmínkách i konvektivní oblaka Cb a Sc. Oblast intenzivního vypadávání srážek leží vždy před čárou fronty. Jedná se o pás široký obvykle přes 300 km. Intenzita srážek je ovšem do značné míry ovlivněna orografií. V případě postupu fronty přes hory se intenzita vypadávání srážek zvyšuje na návětrné straně. Délka fronty často dosahuje rozměrů přes 1000 km (BARRY, CHORLEY 1987). Vertikální mohutnost oblačnosti teplé fronty velmi závisí na intenzitě výstupu teplého vzduchu nad vzduch chladný. Vznikne-li silné výstupné klouzání, vyvíjí se mohutná vrstevnatá oblačnost s mohutností až 6 km. Obvykle se jedná o teplé anafronty, které se nacházejí ve střední části cyklóny. Naopak, je-li výstupné klouzání slabé, nebo začne převládat sestupné proudění, výška oblačnosti může v ojedinělých případech dosahovat jen 1 km. Jedná se o teplé katafronty. Slabé výstupné proudy se nachází především na okrajích cyklón. Mohutnost oblaků závisí i na stabilitě vzduchových hmot. Platí, že pokud je teplý vzduch silně stabilní, vytváří se St, ze kterého jen mrholí nebo nevypadávají žádné srážky. Pokud je teplý vzduch velmi instabilní, vznikají vysoká bouřková oblaka Cb a Sc (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Charakteristickými rysy teplé fronty jsou změna směru větru a změna teploty po přechodu rozhraní. Platí, že ve vyšších výškách bývají změny menší než u zemského povrchu. Platí to jak pro vítr, tak pro teplotu. Po přechodu fronty se obvykle vítr stáčí o 30 až 90 doprava. Teplota za frontou roste, přičemž největší nárůst je zaznamenáván bezprostředně po přechodu frontální čáry (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V průběhu přechodu frontálního systému se může projevit maskování teplé fronty. Jedná se o jev, kdy teplota vzduchu začne růst ještě před frontální čárou. Samotný přechod rozhraní je tak méně zřetelný. Maskování teplé fronty má několik typických příčin charakteristických pro léto a zimu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V zimě panují nejvhodnější podmínky při jasném počasí, kdy působí velké radiační vyzařování zemského povrchu a vzduch při zemi je tak chladný. Po příchodu frontální oblačnosti se změní radiační podmínky a teplota při zemi začne růst. Nárůst teploty může být v součtu větší, než při následovném přechodu frontální čáry. Oteplení je tedy jenom mírné. O maskování teplé fronty se jedná i v případě, kdy je přechod ovlivněn orografií. Teplá fronta při svém přechodu není schopná vytlačit chladný vzduch z kotlinových údolí a musí se nasouvat na něj. Vznikají tak jezera chladného vzduchu. Při zemském povrchu se tedy po přechodu teplé fronty neoteplí, ale naopak vznikají silné inverze (BARRY, CHORLEY 1987). V létě nastávají situace, kdy se teploty vzduchových hmot liší jen málo. Pokud se před frontou octne suchá kontinentální vzduchová hmota, mohou teploty při zemi být 24

dokonce vyšší než za čárou fronty. Jedná se o případ, kdy se po přechodu teplé fronty u zemského povrchu ochladí. Pro detekci takové teplé fronty se používají výškové mapy, přičemž před teplou frontou musí být zřetelná teplá advekce 7 (BABIKOV 1953). Typický přechod teplé fronty Příchod teplé fronty je doprovázen charakteristickou oblačnosti vysokého patra. Zprvu se jedná o jednotlivá oblaka typu Ci uncius, což jsou protáhlá oblaka s nápadnými háčky. Postupem času se počet cirrů zvyšuje a tvoří se jednolitá vrstva Cs. Pokud je vzduch vysokého patra instabilní, vznikají cirrokumuly. Tlak vzduchu začíná pozvolna klesat. Rychlost větru v přízemní vrstvě se zvyšuje (SEIFERT 1987). Přímo úměrně s přibližováním čáry fronty klesá výška základen oblaků. Postupně lze pozorovat vývoj oblačnosti typu As, případně Ac, přičemž záleží na charakteru teplé vzduchové hmoty. Pokud je vzduch stabilní, tvoří se As. Naopak v instabilní vzduchové hmotě se vyvíjí Ac, popřípadě začínají růst jednotlivé Cb. Z oblaků středního patra již vypadávají srážky. Tlak vzduchu začíná klesat strměji (SEIFERT 1987). S postupem fronty oblačnost středního patra pozvolna klesá a základny oblačnosti se dostávají až k zemskému povrchu. Oblaka As plynule přecházejí ve vrstvu Ns a případné Cb se již plně vyvíjejí. Srážky mají charakter vytrvalého deště nebo sněžení. V chladné části roku vypadává podchlazený déšť. Tlak strmě klesá. V blízkosti čáry fronty se typicky vyskytují oblaka typu Ns. Vytrvalý déšť slábne. Po přechodu fronty déšť ustává úplně, popřípadě přechází v mrholení. Vrstevnatá oblačnost se protrhává a rozpouští. Teplota vzduchu, zejména v zimě, roste. V létě je teplota více ovlivněná denním chodem. Vítr před frontou je stálý, po přechodu čáry fronty se prudce stáčí doprava. Počasí za frontou záleží na charakteru vzduchové hmoty (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 3.5.2. Studená fronta Studenou frontou je myšleno rozhraní vzduchových hmot, kde studený vzduch proniká směrem do teplého. Značí se modrou, respektive černou čárou s plnými trojúhelníky orientovaným po směru chodu fronty. Sklon frontální plochy závisí na rychlosti, kterou se pohybuje. Platí, že pokud se fronta pohybuje rychle (až 50 km/h) je sklon příkrý až 2. V případě, kdy se fronta pohybuje pomalu, je i sklon mnohem mírnější (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Sklon frontální plochy je hlavní faktor ovlivňující šířku pásu srážek podmíněných přechodem studené fronty. Rychlá studená fronta ovlivňuje pás široký zhruba 80 km, naopak fronta s malým sklonem ovlivňuje pás široký až 150 km. Délka rozhraní může dosahovat více než 3000 km. Podle sklonu a oblasti vypadávání srážek se studené fronty dělí na fronty 1. a 2. druhu (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). 7 Teplá advekce - advekce způsobující oteplení (SOBÍŠEK, [et al.] 1993). 25

Studené fronty 1. druhu se vyznačují malým sklonem a malou rychlostí. Studený vzduch vytlačuje teplý jen pozvolna, což umožňuje existenci výstupných teplých proudů podél frontální plochy. Tvoří se vrstevnatá oblačnost typu Ns a As. Pásmo srážek je protaženo za čáru fronty do vzdálenosti až 150 km. Fronta 1. typu se často vytváří na okraji cyklón v místech, kde studená fronta přechází v teplou. Případně vzniká v oblastech, kde je čára fronty téměř rovnoběžná s okolními izobary (např. ve velmi protáhlé brázdě nízkého tlaku). Studená fronta 1. druhu má vlastnosti anafronty (HOBBS,... [et al.]. 1979). Studené fronty 2. druhu jsou zpravidla rychle se pohybující fronty, jejichž sklon může mít v přední části až 2. Díky této kombinaci lze v teplém vzduchu pozorovat velmi intenzivní výstupné proudy v oblasti čáry fronty. Vzniká tak mohutná konvektivní oblačnost typu Cb. V oblastech teplého vzduchu nad frontální plochou převládají sestupné kompenzační proudy. Fronta má tedy charakter katafronty. Šířka pásma vypadávání srážek bývá díky velkému sklonu frontální plochy do 80 km, přičemž část leží před čárou fronty. Srážky jsou zpravidla prudké a doprovázené bouřkami, mohou vypadávat i kroupy. Srážky mají charakter přeháňky s trváním jen několik málo hodin (HOBBS,... [et al.]. 1979). Při příchodu studených front se může projevit jev zvaný maskování studené fronty, kdy se po přechodu studené fronty oteplí. Jev nastává především v zimě, kdy je vzduch při zemi velmi chladný. Po přechodu studené fronty se chladná vrstva promíchá a teplota se při zemi zvýší. Při odhalování maskované studené fronty pomáhá vznik oblačnosti spojené s výskytem studené advekce 8 (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). V letním období bývá přechod studené fronty o poznání bouřlivější než v zimě. Je to dáno větším horizontálním gradientem mezi teplou kontinentální vzduchovou hmotou a studenou maritimní hmotou. Velký gradient dává frontě i vyšší rychlost a tudíž se vyskytují studené fronty 2. druhu. Vzniklá konvektivní oblačnost je mohutná 12 výjimečně až 15 km a dosahuje tropopauzy (BEDNÁŘ, KOPÁČEK 2009). Typický přechod studené fronty První příznaky blížící se studené fronty 1. druhu obvykle bývá mohutná konvektivní oblačnost typu Cb. Následně oblaka přechází ve vrstevnatou oblačnost typu Ns postupně As. Před čárou fronty bývají srážky spojené s konvektivní oblačnosti prudké, intenzivní a mají charakter přeháňky. Po přechodu fronty se srážky stávají trvalé, nic méně již ne tak intenzivní. Se vzdalováním fronty se oblaka rozpadají a srážky ustávají. Při přechodu studené fronty druhého typu se zprvu objevuje oblačnost vysokého patra typu Cc a Cs. Tato oblačnost se vytváří vlivem silné konvekce, která se následně stáčí po směru postupu fronty. Objevit se mohou i jednotlivá oblaka typu Ac. S přiblížením čáry fronty lze pozorovat bouřkovou oblačnost typu Cb. Po přechodu frontálního 8 Studená advekce advekce způsobující ochlazení (SOBÍŠEK, [et al.] 1993) 26