Univerzita Karlova v Praze Přírodovědecká fakulta Katedra fyzické geografie a geoekologie DIPLOMOVÁ PRÁCE

Univerzita Karlova v Praze Přírodovědecká fakulta Katedra fyzické geografie a geoekologie DIPLOMOVÁ PRÁCE Časová proměnlivost vertikální složky rychlosti proudění a její vztah k dalším meteorologickým prvkům v ČR Bc. Šimon Zeman Vedoucí diplomové práce: RNDr. Marek Kašpar, Ph.D. Praha 200

Děkuji vedoucímu diplomové práce RNDr. Marku Kašparovi, Ph.D. za vstřícnost, odborné vedení a poskytnutou literaturu. Dále bych chtěl poděkovat RNDr. Jitce Zichové, Dr. za konzultaci statistických metod. Děkuji i své rodině, která mi poskytuje potřebné zázemí. Prohlašuji, že jsem svou diplomovou práci vypracoval samostatně a výhradně s použitím citovaných pramenů. Souhlasím se zapůjčováním práce a jejím zveřejňováním. V Praze dne 22.8.200 Bc. Šimon Zeman 2

Název práce: Časová proměnlivost vertikální složky rychlosti proudění a její vztah k dalším meteorologickým prvkům v ČR Autor: Bc. Šimon Zeman Katedra: Fyzická geografie a geoekologie Vedoucí: RNDr. Marek Kašpar, Ph.D. Souhrn: Předložená práce se zabývá studiem velkoprostorových vertikálních pohybů horizontálního měřítka až tisíců kilometrů. Tyto centimetrové pohyby mají významný podíl na vývoji oblačných a srážkových pásů v rámci frontálních cyklón středních zeměpisných šířek. Součástí práce je základní přiblížení vzniku a rozložení velkoprostorových vertikálních pohybů ve frontální cyklóně středních zeměpisných šířek. Pomocí statistických metod jsou zpracována data z reanalýz projektu ECMWF ERA-40 na území ČR za období 957 2002. V rámci hodnocení sezonality vertikálních rychlostí byl zjištěn zvýšený výskyt výstupných pohybů v období od března do července. Naopak v období mezi zářím a lednem výrazněji převládají sestupné pohyby. Meziroční variabilita vertikálních rychlostí ukázala více se projevující sestupné pohyby v období 972 982 a mezi lety 983 988 byla zjištěna postupně zvyšující se četnost výstupných pohybů. Byl nalezen exponenciální vztah vertikálních rychlostí a vysokých úhrnů srážek se středně silnou negativní závislostí. Vztah advekce absolutní vorticity a vertikálních rychlostí vykazuje slabou negativní závislost. Klíčová slova: vertikální pohyby, frontální cyklóna, plošné srážky, vorticita, ERA-40 3

Title: Time variability of the vertical component of wind speed and its relationship to other meteorological variables in the Czech Republic Author: Bc. Šimon Zeman Department: Physical Geography and Geoecology Supervisor: RNDr. Marek Kašpar, Ph.D. Abstract: The large-scale vertical velocity of the horizontal scale up to thousands of kilometers has been studied in the presented study. These centimeters motions have a significant interest in the formation of cloud and precipitation bands in midlatitudes frontal cyclones. The formation and distribution of large-scale vertical motion in the frontal midlatitude cyclone are mentioned. For the statistical analysis, the data from the reanalysis project ECMWF ERA-40 were used for the Czech territory from 957 2002. From March to July, higher frequency of ascend motions was found. In contrast, descent motions dominated. between September and January. Interannual variability of vertical velocity showed increased frequency of descent motions in the period 972 982 and increasing frequency of ascend motions between 983 988. Relationship of vertical velocity and high precipitation has a moderate correlation with exponential regression. Relationship of absolute vorticity advection and vertical velocity have a weak negative correlation. Keywords: vertical motions, frontal cyclone, areal precipitation, vorticity, ERA-40 4

Obsah Úvod...6 Vertikální pohyby vzduchu v atmosféře...7. Stabilita atmosféry...7.2 Neuspořádané vertikální pohyby spojené s turbulencí v atmosféře...8.3 Uspořádané lokální vertikální pohyby spojené s termickou konvekcí nebo místními cirkulačními systémy...8.4 Vertikální pohyby vyvolané orografií...0.5 Vertikální pohyby ve tvaru vlny...0.6 Velkoprostorové vertikální pohyby... 2 Velkoprostorové vertikální pohyby vzduchu ve frontální cyklóně středních zeměpisných šířek...3 2. Vertikální pohyby v rostoucí baroklinní vlně...3 2.. Kvazigeostrofická aproximace...4 2..2 Metoda Isentropic Potential Vorticity (IPV)...5 2.2 Vertikální pohyby v oblastech frontálních zón...6 2.3 Rozložení oblačnosti a srážek ve frontální cyklóně...7 3 Metodika řešení a výběr dat...9 3. Vstupní data vertikálních rychlostí...9 3.2 Vstupní data advekce absolutní vorticity...20 3.3 Vstupní data srážkových úhrnů...20 4 Analýza dat vertikálních rychlostí...2 4. Příprava dat...2 4.2 Roční chod vertikálních rychlostí...24 4.3 Meziroční variabilita vertikálních rychlostí...28 5 Analýza závislosti vertikálních rychlostí a vysokých úhrnů srážek...33 5. Příprava dat...33 5.2 Regresní analýza...35 5.3 Korelační analýza...39 6 Analýza závislosti vertikálních rychlostí a vysokých hodnot advekce absolutní vorticity...4 6. Příprava dat...4 6.2 Regresní a korelační analýza...4 Závěr...44 Seznam použitých zkratek...45 Literatura a použité zdroje...46 Seznam příloh...48 5

Úvod Zemská atmosféra je složitý přírodní systém, ve kterém probíhá mnoho přírodních dějů. Člověk se je snaží popsat, porozumět jim a získané znalosti využít ve svůj prospěch ve formě předpovědi budoucího chování a stavu atmosféry. S předpověďmi počasí je dnes svázáno mnoho lidských rozhodnutí, proto jsou pro dnešní dobu velmi důležité. Práce se zabývá analýzou velkoprostorových vertikálních pohybů horizontálního měřítka několika stovek až tisíců kilometrů. Přestože hodnota rychlosti studovaných vertikálních pohybů (sestupných i výstupných) dosahuje řádově centimetrů za sekundu, hrají velmi důležitou roli při vývoji oblačných a srážkových pásů v rámci frontálních cyklón středních zeměpisných šířek. Vyšší a vertikálně rozsáhlejší velkoprostorové výstupné rychlosti při daném obsahu vlhkosti zpravidla zapříčiňují vyšší úhrny srážek, které zasahují plošně relativně rozsáhlé území po delší dobu a mohou tak vést k povodňovým situacím na velkých tocích. Cílem práce je statistické zhodnocení velkoprostorových vertikálních rychlostí, jejich časové proměnlivosti a potvrzení jejich dílčího vlivu na množství srážkových úhrnů na území České republiky. Obsah práce se dělí na tři části. První část je zaměřena na začlení studovaných velkoprostorových vertikálních pohybů v kontextu obecného rozdělení vertikálních pohybů vzduchu podle časového a prostorového měřítka, příčin vzniku a vlivu na počasí. Druhá část je věnována problematice velkoprostorových vertikálních pohybů ve frontální cyklóně středních zeměpisných šířek. Jsou zde diskutovány fyzikální mechanismy jejich vzniku a aproximační metody vhodné k popisu jejich vývoje a rozložení jak v rámci rostoucí baroklinní vlny, tak v oblastech frontálních zón. Jedním z produktů těchto metod je i komplexní schéma rozložení oblačných a srážkových pásů ve frontální cyklóně středních zeměpisných šířek. Třetí stěžejní část práce obsahuje statistickou analýzu dat velkoprostorových vertikálních rychlostí v časovém období 957 2002 a diskuzi míry těsnosti jejich vztahu k vybraným meteorologickým prvkům úzce s nimi spojenými, tj. k úhrnům srážek, resp. hodnotám advekce absolutní vorticity. Cílem statistické analýzy je popis rozdělení hodnot vertikálních rychlostí včetně hodnot odlehlých a diskuze jejich ročního chodu, resp. meziroční variability. Míra těsnosti vztahu mezi vertikálními rychlostmi a vysokými plošnými úhrny srážek, resp. advekcí absolutní vorticity je kvantifikována s využitím metod regresní a korelační analýzy. 6

Vertikální pohyby vzduchu v atmosféře Vertikální pohyby vzduchu v atmosféře jsou velmi rozmanitého charakteru. Jednotlivé typy se od sebe liší příčinou vzniku, různými velikostmi, prostorovými měřítky řádově od centimetrů až po stovky kilometrů a dobami trvání od sekund až po několik dnů. Každý typ se tak projevuje jinými vlivy na počasí. Na základě vyjmenovaných vlastností vertikálních pohybů vzduchu je můžeme rozdělit do následujících pěti skupin:. Neuspořádané vertikální pohyby spojené s turbulencí v atmosféře 2. Uspořádané lokální vertikální pohyby spojené s termickou konvekcí nebo místními cirkulačními systémy 3. Vertikální pohyby vyvolané orografií 4. Vertikální pohyby ve tvaru vlny 5. Velkoprostorové vertikální pohyby. Stabilita atmosféry Důležitým faktorem ovlivňující vývoj vertikálních pohybů vzduchu jsou tzv. stabilitní podmínky v atmosféře. Jedná se o schopnost atmosféry vertikální pohyby podporovat, resp. potlačovat, avšak příčinu vzniku pohybů je třeba hledat jinde. Obecně můžeme stabilitní podmínky demonstrovat pomocí vzduchové částice nacházející se na zvolené hladině z0. Pokud z této hladiny vnějším impulzem vychýlíme vzduchovou částici do výše, popř. níže položené hladiny a ta po svém počátečním vychýlení jeví tendenci se vrátit do původní hladiny z0, označíme stav atmosféry jako stabilní. V opačné situaci, kdy vychýlená částice pokračuje v započatém pohybu a zvětšuje svoji výchylku už bez působení počátečního impulzu směru, se atmosféra nachází v instabilním (labilním) stavu. Mezním případem je indiferentní stav, v němž vychýlená vzduchová částice nejeví tendenci ke zvětšování výchylky, ani se samovolně nevrací do původní polohy. Je zřejmé, že čím větší stabilita v atmosféře, tím jsou horší podmínky pro vertikální pohyby. (Pechala a Bednář, 99) Často používanou metodou vyhodnocení stability teplotního zvrstvení v atmosféře je již zmíněná metoda částice. Pro hodnocení stability teplotního zvrstvení v souvislosti s konvekcí je vhodná metoda vrstvy nebo metoda vtahování. Všechny zmíněné metody jsou podrobně rozebrány v publikaci (Řezáčová et al., 2007). 7

.2 Neuspořádané vertikální pohyby spojené s turbulencí v atmosféře Neuspořádané vertikální pohyby spojené s turbulencí v atmosféře jsou součástí turbulentních vírů o velikosti centimetrů až desítek metrů. Rychlosti dosahují řádově hodnot desítek cm.s- a doba trvání se pohybuje od několika sekund do několika minut. Příčiny vzniku turbulence v atmosféře jsou mechanické a termické povahy (Bednář a Zikmunda, 985). Počátkem vzniku mechanické turbulence je vertikální přenos hybnosti díky neuspořádanému pohybu molekul vzduchu mezi jednotlivými vrstvami původně laminárního proudění těsně u zemského povrchu. Molekuly, které pocházejí z níže položených pomaleji se pohybujících vrstev, s sebou nesou do vyšších rychleji se pohybujících vrstev menší hybnost a naopak. Tímto způsobem vzniká celkový tok hybnosti směrem do nižších vrstev, který kompenzuje ztrátu hybnosti vyvolanou třením o zemský povrch. V dané vrstvě tak dochází ke zpomalení rychlosti proudění. Z laboratorních experimentů vyplývá, že původně laminární proudění se po překročení jisté kritické rychlosti dané zejména vazkostí vzduchu a drsností zemského povrchu mění na turbulentní, při kterém se vzduchové částice stávají součástí chaoticky se pohybujících turbulentních vírů (Řezáčová et al., 2007). Podobně vzniká v atmosféře turbulence všude tam, kde se projevuje tření mezi vrstvami vzduchu s odlišnou rychlostí proudění. V tomto případě se jedná o tzv. dynamickou turbulenci (Kopáček a Bednář, 2005). Vznik termické turbulence je podmíněn nehomogenitami v horizontálním poli teploty vzduchu. Vyskytují-li se v této hladině vzduchové elementy s teplotou vyšší než odpovídá jejich okolí, jsou výslednicí archimédovské vztlakové síly a síly tíže (dále jen vztlak) díky nižší hustotě tlačeny nahoru a naopak chladnější elementy díky vyšší hustotě tlačeny dolů. V případě, že se popsaný mechanizmus týká velkého počtu velmi malých vzduchových elementů, je jejich výsledkem chaotický turbulentní pohyb (Kopáček a Bednář, 2005). Rozvoj termické turbulence je tedy silně vázán na instabilní teplotní zvrstvení atmosféry. Turbulence nemá pro vývoj počasí významný vliv. Velmi dobře ji můžeme identifikovat pod základnou srážkového oblaku druhu Nimbostratus, kde se v případě dostatečné vlhkosti vzduchu mohou projevovat jako oblaka ve tvaru roztrhaných cárů Stratus fractus (Kopáček a Bednář, 2005)..3 Uspořádané lokální vertikální pohyby spojené s termickou konvekcí nebo místními cirkulačními systémy Atmosférickou konvekcí označujeme v meteorologii proces, při němž se vyvíjejí horizontálně omezené výstupné i kompenzační sestupné pohyby vzduchu v atmosféře (Meteorologický slovník, 993). 8

Podmínkou pro vznik termické konvekce je horizontální nehomogenita v poli teploty, resp. hustoty vzduchu. Důležitou roli při vzniku konvekce tak hraje různorodost zemského povrchu, resp. rozdílnost zahřívaní jeho různých typů (Kopáček a Bednář, 2005). Výstupné konvekční pohyby probíhají vlivem kladného vztlaku, kdy hustota daného objemu vzduchu je menší než hustota vzduchu v okolí. Sestupné pohyby kompenzují výstup vzduchu a v některých případech se mohou ve spodních hladinách projevit jako silný nárazový vítr někdy i se srážkami ve formě přeháněk či bouřek. (Řezáčová et al., 2007) Intenzita a rozsah konvekčních pohybů jsou dány termodynamickými a stabilitními podmínkami v atmosféře. Podmínky lze hodnotit s využitím termodynamických diagramů, popř. dalšími metodami uvedenými v kapitole.. Rychlost výstupných konvekčních pohybů se pohybuje řádově o velikosti jednotek m.s- v bouřkových oblacích druhu Cumulonimbus až desítek m.s-. Vertikální pohyby spojené s konvekcí se vyznačují výrazným denním chodem, trvají řádově několik hodin a mohou se periodicky opakovat. Jedná se o jevy subsynoptického měřítka, tj. o rozsahu do několika kilometrů. Konvekční výstupné pohyby mohou nabývat různých forem od výstupu jednotlivých vzduchových částic až ke vzniku souvislých proudů vystupujícího vzduchu. Uspořádané výstupné konvekční proudy přispívají k vertikální cirkulaci vzduchu, která vynáší teplý a vlhký vzduch z přízemních hladin vzhůru a směrem k zemskému povrchu dopravuje chladný vzduch spolu se srážkami. Tímto způsobem vzniká oblačnost s vertikálním vývojem druhu Cumulus či Cumulonimbus v závislosti na vertikální mohutnosti vzduchu s instabilním zvrstvením. Termická konvekce je také hlavní hybnou silou místních cirkulačních systémů jako pobřežní vánek (bríza) a údolní a horské větry. Bríza vzniká jako důsledek teplotních rozdílů mezi povrchem vody a pevniny za jasného a klidného počasí. V období insolace se povrch souše ohřívá podstatně rychleji než vodní plocha. Teplejší vzduch pak působením termické konvekce stoupá a výsledkem je vznik horizontálního tlakového gradientu, resp. větru orientovaného u povrchu z moře na pevninu, tzv. mořský vánek, a ve výšce z pevniny na moře. V nočních hodinách je vlivem vyšší tepelné kapacity vody více prohříván vzduch nad mořem, což vytváří u povrchu obrácené proudění z pevniny na moře a ve výšce z moře na pevninu. (Bednář a Zikmunda, 985; Netopil et al., 984) Horské a údolní větry jsou také ukázkou termicky podmíněného působení reliéfu zemského povrchu na proudění. V denních hodinách se konkávní tvary (údolí a kotliny) silně prohřívají slunečním zářením. Tím vznikají výstupné konvekční proudy podél horských svahů, popř. větry vanoucí vzhůru horskými dolinami. V noci naopak stéká ochlazený vzduch ze svahů a proudí údolími dolů. (Bednář a Zikmunda, 985) 9

.4 Vertikální pohyby vyvolané orografií Tvar reliéfu zemského povrchu významně ovlivňuje proudění v atmosféře. Vertikální pohyby vyvolané orografií jsou vynuceného charakteru a mají vertikálně omezený rozsah. Mohou být však počátečním impulzem pro vývoj vertikálně mohutnějších pohybů, popř. vlnových pohybů (viz kapitola.5) v závislosti na stabilitních podmínkách v atmosféře. Příkladem orograficky vyvolaného vertikálního pohybu je přetékající vzduch přes horský hřeben, jehož osa je orientována přibližně kolmo ke směru proudění. Tímto mechanismem vzniká např. orografický fén představující relativně teplý a suchý vítr padající z hor. Na návětrné straně dochází k adiabatickému ochlazení vystupujícího vzduchu a dosáhne-li stavu nasycení, začnou se vytvářet fénová oblaka, tzv. fénová zeď, na návětrné straně a nad pohořím mohou vypadávat srážky. Nad výstupnou kondenzační hladinou se vzduch začne ochlazovat nasyceně adiabaticky, zkondenzovaná voda zůstává na návětrné straně ve formě srážek nebo oblačných kapek a sestupující vzduch na závětrné straně se poté otepluje suchoadiabaticky. Tím dochází k oteplení a snížení vlhkosti vzduchu na závětrné straně oproti vzduchu na návětří. Popsaný princip vysušení vzduchu na návětrné straně horské překážky se uplatňuje i uvnitř oblastí velkoprostorových vertikálních pohybů (viz kapitola.6) a je zodpovědný za tzv. orografické navýšení srážek. (Bednář a Zikmunda, 985) Dalším důkazem vlivu zemského terénu jsou větry bóra, vznikající zejména v zimě při přetékání studeného vzduchu přes horské překážky lemující mořské pobřeží. Pohoří hraje roli hráze, za níž se hromadí těžký studený vzduch, a pokud dosáhne výšky průsmyků a sedel, přetéká rychlostí až 60 m.s- směrem k pobřeží. Tam podtéká pod relativně teplý mořský vzduch a způsobuje výrazné ochlazení v přízemní atmosféře. Bóru doprovázejí silné nárazy větru a často i námrazy. (Netopil et al., 984).5 Vertikální pohyby ve tvaru vlny Vertikální pohyby ve tvaru vlny se vytvářejí při stabilním teplotním zvrstvení, typicky na rozhraní vzduchových hmot různé hustoty charakterizovaném teplotní inverzí. Jsou častým jevem při přetékání vzduchu přes horskou překážku, kdy je vzduchová částice nuceně vychýlena ze své polohy směrem nahoru. Jestliže má teplotní zvrstvení vzduchu stabilní charakter, začne na závětrné straně vertikálně oscilovat kolem určité rovnovážné polohy, přičemž je horizontálně unášena prouděním dále do závětří. Za horským hřebenem tak proudnice získávají vlnový tvar s několika vrcholy. Vlnová délka dosahuje nejčastěji rozmezí 5 30 km a roste s rychlostí proudění a klesající stabilitou. Amplituda vln se zvětšuje s rostoucí stabilitou a vzrůstá od zemského povrchu do střední troposféry. Při dostatečné 0

vlhkosti vzduchu se vertikální oscilace v závětrném prostoru projevují vznikem tzv. vlnové oblačnosti, typicky nesrážkových oblaků Altocumulus dcularis. (Pechala a Bednář, 99) Ve spodních hladinách pod vrchy vln se zpravidla vytvářejí víry s horizontální osou rovnoběžnou s pohořím, tzv. rotory, které jsou doprovázeny silnou turbulencí. Díky rozdílům tlaku v oblastech sestupných a výstupných pohybů, které dosahují hodnot až několika hpa, jsou vlnové jevy často provázeny vznikem silných nárazů větru. Vzhledem k souvislosti vlnových jevů se stabilitou teplotního zvrstvení, je jejich výskyt nejčastější v nočních a ranních hodinách v souladu s denním chodem stability v atmosféře. (Bednář a Zikmunda, 985).6 Velkoprostorové vertikální pohyby Velkoprostorové vertikální pohyby jsou nedílnou součástí tlakových změn v atmosféře. Jedná se o horizontálně velmi rozsáhlé pohyby v řádu stovek až tisíců kilometrů a vertikálně zpravidla zasahují celou troposféru. Vyskytují se v oblasti středů cyklón a anticyklón a v blízkosti atmosférických front. V podstatě přestavují spojovací článek mezi přízemní horizontální konvergencí a výškovou horizontální divergencí v oblastech nízkého tlaku nebo mezi přízemní horizontální divergencí a výškovou horizontální konvergencí v oblastech vysokého tlaku vzduchu (Pechala a Bednář, 99). Jejich vznik je svázán s baroklinní instabilitou a působením ageostrofických složek větru (Holton, 2004). Velkoprostorové vertikální pohyby se udržují nad rozsáhlým územím relativně dlouho dobu v řádu i několika dnů, a proto mají velký význam na vývoj počasí. Jejich vlivem dochází v oblastech nízkého tlaku vzduchu k adiabatickému ochlazování vzduchu stoupajícího často nad výstupnou kondenzační hladinu, což vede k vytváření oblačných systémů a následným srážkám. Naopak sesedávající vzduch v oblastech vysokého tlaku vzduchu se adiabaticky otepluje a tím rozpouští oblačnost, popř. se tak tvoří subsidenční teplotní inverze. (Pechala a Bednář, 99) Kromě přímého vlivu na oblačnost a srážky mají velkoprostorové vertikální pohyby schopnost ovlivnit teplotní charakter vzduchových hmot. Výstupné pohyby při stabilním teplotním zvrstvení způsobují ochlazení ve vyšších hladinách, zatímco u sestupných pohybů dochází k lokálnímu oteplení. Za instabilního teplotního zvrstvení, které je ovšem v synoptickém měřítku těžko udržitelné po delší dobu, dochází k opačným teplotním změnám. (Pechala a Bednář, 99) Rychlost velkoprostorových vertikálních pohybů dosahuje velikosti řádově cm.s-, což znemožňuje jejich přímé měření. Je nutné je dopočítávat z polí proudění a teploty pomocí

rovnic dynamiky atmosféry. Nejvýznamnější používané metody jsou kinematická, adiabatická a metoda založená na aplikaci rovnice vorticity (Pechala a Bednář, 99). Pro určení vertikálních pohybů uvnitř tlakových útvarů, popř. v blízkosti atmosférických front, je stěžejní kvazigeostrofická, popř. semigeostrofická aproximace. Alternativou je metoda dynamické analýzy, která se v anglicky psané odborné literatuře označuje jako Isentropic Potential Vorticity (IPV) thinking. (Řezáčová et al., 2007) Velkoprostorovým vertikálním pohybům v prostoru frontální cyklóny, kde jsou koncentrovány nejvýznamnější srážky ve středních zeměpisných šířkách, se podrobněji věnuje kapitola 2. 2

2 Velkoprostorové vertikální pohyby vzduchu ve frontální cyklóně středních zeměpisných šířek Velkoprostorové vertikální pohyby ve frontální cyklóně lze z pohledu prostorového měřítka zasažené oblasti studovat jako součást cyklonální cirkulace v rostoucí baroklinní vlně nebo jako součást vertikální ageostrofické cirkulace v zónách zvýšeného horizontálního teplotního gradientu v blízkosti atmosférických front. Zatímco v prvním případě se jedná o vertikální pohyby synoptického měřítka, tj. s horizontálními rozměry řádu stovek až tisíců kilometrů, ve druhém případě jde o pohyby spíše mezosynoptického měřítka, tj. s horizontálními rozměry řádu desítek kilometrů (Ray, 988). Princip vzniku vertikálních pohybů je v obou případech velmi podobný. Pokud však chceme s využitím dynamické meteorologie popsat jejich vývoj a prostorové rozložení, je potřeba použít vzhledem k rozdílnému měřítku jiné aproximační metody. 2. Vertikální pohyby v rostoucí baroklinní vlně Při popisu fyzikálního mechanismu vzniku vertikálních pohybů v rámci cyklonální cirkulace v rostoucí baroklinní vlně se omezíme na severní polokouli (v případě jižní polokoule je situace obdobná). Budeme vycházet z idealizovaného počátečního stavu atmosféry, který je charakterizován západním prouděním podél izohyps absolutní topografie s nižším tlakem a chladnějším vzduchem na sever a s vyšším tlakem a teplejším vzduchem na jih od dané proudnice. Pokud dojde působením určitého impulzu k narušení zonálního proudění v meridionálním směru vznikne porucha, která se projeví zvlněním původně zonálních proudnic. V případě, že amplituda a tedy i kinetická energie vlnové poruchy s časem roste, mluvíme o tzv. baroklinní instabilitě (Holton, 2004). Sled takto rostoucích baroklinních vln můžeme poté v zonálním proudění interpretovat jako střídání postupujících brázd nízkého a hřebenů vysokého tlaku vzduchu. Další uvolnění baroklinní instability může v konečném důsledku vést ke zformování uzavřených cyklonálních a anticyklonálních cirkulací, tj. ke zformování tlakových níží a výší (Pechala a Bednář, 99). Tlakové a teplotní poměry v rostoucí baroklinní vlně schematicky znázorňuje obrázek 2.. Chladnější vzduch v bodě A se přesouvá k jihu do oblasti teplejšího vzduchu, kde díky své relativně vyšší hustotě klesá směrem k zemskému povrchu, naopak teplejší vzduch v bodě B se přesouvá k severu do oblasti studenějšího vzduchu, kde stoupá do vyšších hladin. Tím vznikají vertikální pohyby, které východně od brázdy nízkého tlaku vzduchu podporují vývoj oblačnosti (výstupné pohyby), naopak západně od brázdy vývoj oblačnosti potlačují (sestupné pohyby). Navíc v důsledku zesilující meridionální advekce teploty dochází ke vzniku zonálního teplotního gradientu. 3

Obrázek 2.: Rozdělení geopotenciálu Φ a teploty T ve vyvíjející se baroklinní vlně na severní polokouli. Izohypsy jsou znázorněny plnou čarou a izotermy tečkovaně. Písmeno S značí sever, N brázdu nízkého a V hřeben vysokého tlaku vzduchu. Převzato z (Řezáčová et al., 2007). 2.. Kvazigeostrofická aproximace Pro modelování pohybů synoptického měřítka v rámci baroklinních vln středních zeměpisných šířek byl navržen systém rovnic, který popisuje v tzv. kvazigeostrofickém přiblížení (Bluestein, 992) tři základní zákony zachování v atmosféře. Systém rovnic tvoří pohybová rovnice (2. Newtonův pohybový zákon, resp. zákon zachování hybnosti), rovnice kontinuity (zákon zachování hmotnosti) a I. hlavní věta termodynamická (zákon zachování energie). Aplikace kvazigeostrofické aproximace prostřednictvím zanedbání a specifické úpravy určitých členů rovnic umožňuje eliminovat meteorologicky nevýznamné vlnové pohyby a odfiltrovat jevy menšího měřítka. Lze tak lépe popsat a pochopit děje probíhající v tlakových útvarech ve středních zeměpisných šířkách. Kvazigeostrofická aproximace pohybové rovnice zanedbává tření a předpokládá, že rychlost horizontálního proudění je velice blízká rychlosti geostrofického proudění. Ve vyjádření Coriolisovy síly dále bere v úvahu pouze lineární změnu Coriolisova parametru se zeměpisnou šířkou a v definici geostrofického větru ho považuje za konstantní. V rovnici kontinuity je pak vertikální rychlost určena pouze horizontální divergencí (konvergencí) ageostrofického proudění. Kvazigeostrofická formulace zákona zachování energie vychází z I. hlavní věty termodynamické pro adiabatické děje. Podle ní je změna teploty vzduchové částice v geostrofickém proudění určena vertikální advekcí teploty a velikostí mechanické práce. K mechanické práci dochází při změně objemu částice, tedy při jejím vertikálním přesunu do jiné tlakové hladiny. Podrobně je kvazigeostrofický systém rovnic diskutován v monografii (Řezáčová et al., 2007). Kvazigeostrofický systém rovnic se uplatňuje při odvození tzv. kvazigeostrofické omega rovnice pomocí níž lze vypočítat vertikální rychlosti synoptického měřítka a určit jejich rozložení na základě znalosti polí geopotenciálu a teploty. Omega rovnici lze vyjádřit 4

různými způsoby. Jako příklad zde můžeme uvést vyjádření omega rovnice pomocí tzv. Q-vektoru (Bluestein, 992), jejíž aplikace ukazuje obrázek 2.2. Na něm je znázorněna situace v baroklinní vlně s uzavřenou cyklonální cirkulací, pro níž jsou spočteny zmíněné Q-vektory. Výstupné pohyby synoptického měřítka se nacházejí v místech konvergence Q-vektoru (znaménko -) a sestupné pohyby v oblastech divergence Q-vektoru (znaménko +). Z obrázku 2.2 je také patrné, že horizontální rozložení výstupných pohybů, resp. oblačných systémů, má v prostoru cyklóny středních zeměpisných šířek podobu rozsáhlých pásů. Obrázek 2.2: (a) Situace v baroklinní vlně. Izohypsy absolutní topografie jsou vyneseny plnou čarou po 30 m, izotermy čárkovaně po 2 K s chladnějším vzduchem na severu (S). Symbol N značí střed cyklóny. Směr proudění je určen šipkami. (b) Šipky znázorňují spočtené Q-vektory. Znaménko + znamená divergenci, znaménko - konvergenci Q-vektoru. Izočára divergence Q-vektoru je vynesena čárkovaně, nulová izočára plně. Poloha přízemních front je na (a) vyznačena standardními symboly, na (b) silně čárkovaně. Převzato z (Řezáčová et al., 2007). 2..2 Metoda Isentropic Potential Vorticity (IPV) Metoda je založena na analýzách polí potenciální vorticity v izentropických hladinách a na rozdíl od kvazigeostrofické aproximace explicitně neuvažuje existenci vertikálních pohybů (Bluestein, 992). Potenciální vorticita (PV) popisuje vlastnosti vzduchové hmoty z pohledu absolutní vorticity a statické stability (Bednář, 99). Pole PV jednoznačně určuje pole proudění, tlaku a výstupných rychlostí, tzv. invertibility principle (Hoskins, 985), na čemž je založena metoda IPV. Metoda IPV používá izentropický souřadnicový systém, kdy je použita jako vertikální souřadnice potenciální teplota. Výhodou izentropického souřadnicového systému je, že jakékoli adiabatické procesy probíhají pouze dvourozměrně podél jedné izentropické plochy. Na jednotlivých izentropických plochách se nacházejí tzv. anomálie PV, tj. odchylky od průměrných hodnot na jedné izentropické hladině a v dané zeměpisné šířce. Vznik anomálií je 5

spojen např. s vpádem studené vzduchové hmoty z vyšších zeměpisných šířek, které jsou charakterizovány vysokými hodnotami PV. Oblasti s lokálně vyšší hodnotou PV se označují jako kladné PV anomálie a jsou spojeny s relativně chladnějším vzduchem a také za předpokladu stabilního zvrstvení s cyklonálním zakřivením proudění. Naopak oblasti s nižší hodnotou PV představují záporné PV anomálie, které jsou spojeny s relativně teplejším vzduchem a anticyklonálním prouděním. Na základě anomálií můžeme vysvětlit existenci vertikálních pohybů synoptického měřítka. Budeme předpokládat kladnou PV anomálii ve vyšších hladinách v západním proudění, která je tak unášena směrem k východu (obrázek 2.3a). Pokud předpokládáme růst rychlosti proudění s výškou, bude mít proudění v nižších hladinách v souřadnicové soustavě spjaté s anomálií nenulovou východní složku, tak jak naznačuje obrázek 2.3b. Kladná PV anomálie je spojena s chladnější vzduchovou hmotou, z níž relativní východní proudění v nižších hladinách advehuje studenější vzduch na západ. V oblasti na západ od kladné PV anomálie tak dochází ke studené advekci. Na východ od kladné PV anomálie převažuje naopak teplá advekce. Advehovaný studený vzduch na západ od kladné PV anomálie tak klesá do nižších hladin a advehovaný teplý vzduch na východ od kladné PV anomálie stoupá do vyšších hladin. Popsaný mechanismus generování vertikálních pohybů je v souladu s I. Hlavní větou termodynamickou v kvazigeostrofickém přiblížení za předpokladu stabilního teplotního zvrstvení. (Frolík, 2005) Obrázek 2.3: (a) Situace v případě kladné PV anomálie v západním proudění v souřadnicové soustavě spjaté se zemí. (b) Situace v oblasti anomálie a s ní spjaté souřadnicové soustavě. WA znamená teplou advekci, CA studenou advekci a ω vertikální rychlost v p-systému. Jednoduché šipky na (a) i (b) naznačují směr a rychlost proudění. Převzato z (Frolík, 2005). 2.2 Vertikální pohyby v oblastech frontálních zón Cirkulace v prostoru cyklóny středních zeměpisných šířek způsobuje setkávání vzduchových hmot odlišných termálních vlastností. Na jejich rozhraních dochází ke zvyšování horizontálního teplotního gradientu a jeho koncentrování do prostorově omezených oblastí 6

mezosynoptického měřítka. Tyto silně baroklinní oblasti, které nazýváme frontálními zónami, zpočátku najdeme na západním a východním okraji přízemní brázdy nízkého tlaku vzduchu. Ve frontálních zónách dochází typicky k zesílení vertikální cirkulace, která zapříčiňuje růst oblačnosti, popř. vypadávání srážek. Pro modelování pohybů v oblastech frontálních zón je vhodná tzv. semigeostrofická aproximace aplikovaná na základní rovnice dynamiky atmosféry (Hoskins, 975). Vznikne tak semigeostrofický systém rovnic, pomocí něhož můžeme při známém rozložení hodnot geopotenciálu a teploty vypočítat vertikální cirkulace orientované kolmo k frontálnímu rozhraní (Holton, 2004). Příklad jednoho takového modelového výpočtu je na obrázku 2.4. Předpokladem semigeostrofické aproximace je, že délka frontálního rozhraní je řádově větší než jeho šířka a rychlost proudění podél rozhraní je řádově větší než rychlost proudění kolmého na rozhraní. Proudění podél rozhraní je téměř geostrofické, proto v semigeostrofické aproximaci pokládáme jednu ze složek horizontálního proudění rovnu jedné složce geostrofického větru. Odvození a podrobnou diskuzi semigeostrofického systému rovnic lze nalézt v (Bluestein, 993). Obrázek 2.4: Vertikální cirkulace kolmá k frontálnímu rozhraní získaná řešením semigeostrofických rovnic. Tenké plné čáry reprezentují proudnice cirkulace, směr proudění je naznačen šipkami. Čárkovaná čára vyznačuje pozici frontálního rozhraní. Převzato z (Řezáčová et al., 2007) a upraveno. 2.3 Rozložení oblačnosti a srážek ve frontální cyklóně Frontální cyklóny jsou hlavním zdrojem oblačnosti a srážek ve středních zeměpisných šířkách. Výsledky kvazigeostrofické a semigeostrofické teorie jsou v souladu s pozorovaným 7

hrubým rozložením oblačnosti a srážek uvnitř cyklóny. Nicméně srážky jsou často vázány na oblasti ještě menšího měřítka než je měřítko cyklonální a frontální cirkulace. Srážkové systémy mají svou strukturu a upřednostňují jistá uspořádání, která odpovídají srážkové oblačnosti ve tvaru pásů (Bluestein, 993). Na základě pozorování a měření bylo vytvořeno schéma rozložení oblačných a srážkových pásů v rámci frontální cyklóny představující obrázek 2.5. Vytečkovaná plocha na něm představuje oblasti srážek vázaných na vertikální pohyby související s přízemní cyklónou, resp. s frontami. Dále jsou zde zobrazeny menší oblasti zesílených srážek a konvekčních cel. Pás teplé fronty, široký pás studené fronty a zvlněný pás reprezentují oblasti zvýšené intenzity srážek z vrstevnaté oblačnosti, naopak v úzkém pásu studené fronty dochází k intenzivní konvekci. Pás teplého sektoru a zafrontální pás je tvořen z linií konvekčních přeháněk a bouřek. Obrázek 2.5: Schéma rozložení oblačných a srážkových pásů v rámci frontální cyklóny. Písmeno N značí přízemní polohu středu cyklóny, fronty jsou znázorněny standardními symboly. Převzato z (Řezáčová et al., 2007). 8

3 Metodika řešení a výběr dat Metodika řešení cílů práce je založena na výběru zdrojových dat a jejich následném zpracování vhodnými statistickými metodami. Obecně můžeme postup řešení shrnout do několika bodů:. Výběr vstupních dat 2. Příprava dat ke zpracování a zvolení odpovídajících statistických metod 3. Statistická analýza dat v programu R (The R Project for SC, 200) 4. Interpretace výsledků ze statistického a meteorologického pohledu 3. Vstupní data vertikálních rychlostí Vstupní data velkoprostorových vertikálních rychlostí pocházejí z projektu ECMWF ERA-40 Reanalysis (ECMWF, 200). ERA-40 zpětně dopočítává podmínky v atmosféře pro celou zeměkouli v časovém období.9.957 3.8.2002. Výpočty ERA-40 jsou provedeny na základě různých typů meteorologických pozorování a měření. Výstupem jsou hodnoty daných charakteristik atmosféry ve více tlakových hladinách s horizontálním rozlišením 2,5 a v časovém rozlišení 6 hodin (00UTC, 06UTC, 2UTC, 8UTC daného dne). Data z modelu ERA-40 jsou statisticky ověřena a není nutné je testovat. (Uppala, 2005) Obrázek 3.: Gridové pole ERA-40 na území ČR. Vybraný bod je znázorněn malým černým čtvercem a reprezentuje čtvercovou plochu zvýrazněnou tučnou čarou. Černé tečky jsou další body ERA-40 nacházející se na území ČR. Na území ČR se nacházejí tři gridové body domény pole ERA-40, z nichž každý reprezentuje plochu čtverce o hraně 2,5 (obrázek 3.). Pro účely práce byl vybrán bod se souřadnicemi 5 v.d. a 50 s.š., který svou polohou nejlépe postihuje zájmové území. Pro daný bod byla získána data vertikálních rychlostí v pěti tlakových hladinách (300 hpa, 500 hpa, 700 hpa, 850 hpa, 920 hpa) v časovém kroku 6 hodin za celé období reanalýz. 9

Hodnoty velkoprostorových vertikálních rychlostí jsou v p-systému a jednotkou je Pa.s-. Nižší záporné hodnoty tedy znamenají rychlejší výstupné pohyby, vyšší kladné hodnoty naopak rychlejší sestupné pohyby. Data poskytl pro účely práce ÚFA AV ČR, v.v.i.. 3.2 Vstupní data advekce absolutní vorticity Pro vybraný gridový bod ERA-40 (viz kapitola 3.) byla na základě polí rychlosti proudění z reanalýz ERA-40 spočítána izobarická advekce absolutní vorticity AV pro hladinu 500 hpa v časovém kroku 6 hodin za celé časové období reanalýz, tj. 957 2002 podle vztahu AV = u v / x u / y f v / x u / y f, v x y kde u a v značí horizontální složky rychlosti proudění a f Coriolisův parametr. Data poskytl pro účely práce ÚFA AV ČR, v.v.i. 3.3 Vstupní data srážkových úhrnů Použitá srážková data pro diskuzi závislosti mezi velkoprostorovými vertikálními pohyby a srážkovými úhrny jsou jedním z produktů grantů GAAVCR KJB30042070 a KJB300420802. Data byla získána ve formě plošných denních srážkových úhrnů pro povodí II. řádu dle hydrologické rajonizace dané vyhláškou MZE ČR č.292/2002 Sb. Časově data obsahují pouze předem vybrané dny s předpokládaným výskytem srážek mezi roky 95 996 a kontinuální řadu srážkových údajů mezi roky 997 2002. Metodika výběru srážkových dnů a výpočtu plošných srážek na povodí je uvedena v (Kašpar a Müller, 2008). Pro účel práce byla vybrána pouze povodí, která protínají zájmový čtverec na obrázku 3. a zároveň se v něm nacházejí s více jak polovinou své plochy (obrázek 3.2). Tyto podmínky splnilo celkem 2 povodí s indikativy -0, -03, -04, -05, -06, -07, -08, -09, -2, -4, 4-4, 4-6. Obrázek 3.2: Čtverce gridového pole ERA-40 nad povodími. Zájmový čtverec je zobrazen tučnou čarou. Převzato z (Kašpar a Müller, 2008) a upraveno. 20

4 Analýza dat vertikálních rychlostí Analýza vertikálních rychlostí měla za cíl posoudit jejich roční chod a meziroční variabilitu. V obou případech se vycházelo ze stejného datové souboru vytvořeného ve fázi přípravy dat (viz kapitola 4.). 4. Příprava dat Z dodaných šestihodinových dat vertikálních rychlostí byla vypočtena pomocí aritmetického průměru (Hendl, 2004) průměrná denní vertikální rychlost. Vstupní hodnoty do výpočtu představovaly hodnoty vždy v 00UTC, 06UTC, 2UTC, 8UTC daného dne. Poté byly odstraněny dny v neúplných letech 957 a 2002. Obrázek 4.: Rozdělení hodnot průměrných denních vertikálních rychlostí pro jednotlivé tlakové hladiny za sledované období 958 až 200. Dále byla vytipována tlaková hladina, která je z pohledu sledovaných vertikálních rychlostí nejvíce reprezentativní. Vybraná hladina by se měla nacházet ve výškách, které lze 2

použít pro identifikaci významných tlakových útvarů v atmosféře a zároveň nejsou příliš ovlivněny procesy souvisejícími se zemským povrchem. Na základě zmíněných předpokladů a grafického znázornění dat na obrázku 4. se jako nejreprezentativnější jeví hladina 500 hpa, která má nejvyšší variabilitu vertikálních rychlostí. Pro další zpracování byla tedy vybrána data průměrných denních vertikálních rychlostí z hladiny 500 hpa. Obrázek 4.2: Zhodnocení normality dat denních vertikálních rychlostí na hladině 500 hpa. Plná linie představuje normální rozložení, čárkované linie hranice normálního rozložení. Před samotným statistickým zpracováním bylo nutné data otestovat, zda pocházejí nebo nepocházejí z normálního rozdělení. Na výsledku testu normality závisí výběr statistických metod použitých pro zpracování. Před provedením testu normality byla data vizualizována pomocí Q-Q grafu (obrázek 4.2), z něhož lze s velkou přesností odhadnout případnou normalitu dat. Pokud data pocházejí z normálního rozdělení, má graf přímkový charakter. Z Q-Q grafu je tak možné předpokládat, že se jedná o data z jiného než normálního rozdělení, což na hladině významnosti 0,05 potvrdil použitý Kolmogorovův-Smirnovův test normality (viz příloha ). 22

Obrázek 4.3: Relativní četnosti denních vertikálních rychlostí na hladině 500 hpa. Aritmetický průměr 0,029 Interkvartilové rozpětí (Q) 0,253 Směrodatná odchylka 0,049 Maximum 0,625 Minimum -0,6087 Šikmost -0,93. kvartil (QI) -0,0477 Špičatost 4,3209 Medián 0,069 Rozptyl,222 3. kvartil (QIII) 0,0776 Počet 607 Tabulka 4.: Souhrn statistických charakteristik vertikálních rychlostí na hladině 500 hpa. Z histogramu (obrázek 4.3) je patrné pravostranné zešikmení a vyšší špičatost dat oproti normálnímu rozdělení, což potvrzuje tabulka 4.. Z krabicového grafu (obrázek 4.) je zřejmý velký rozptyl dat. Stejně jako Q-Q graf (obrázek 4.2) ukazuje krabicový graf na velké množství odlehlých hodnot, tj. hodnot nad QIII +,5Q a pod QI -,5Q, na obou koncích rozdělení. QI značí první kvartil, QIII třetí kvartil a Q interkvartilové rozpětí, tj. QIII - QI. Odlehlé hodnoty pravděpodobně souvisí s častou přítomností výrazných tlakových útvarů, 23

jejichž výskyt ve volné atmosféře, kde se hladina 500 hpa nachází, není ničím neobvyklým. Souhrn statistických charakteristik vertikálních rychlostí v hladině 500 hpa uvedený v tabulce 4. ukazuje mj. na převažující slabší sestupné pohyby v datovém souboru. Zjištění je v souladu s očekáváním, neboť slabší sestupné pohyby se zpravidla vyskytuji v oblastech se slabší anticyklonální vorticitou, tj. v oblastech pod vlivem vyššího tlaku nebo v nevýrazném tlakovém poli, které bývají stabilnější. 4.2 Roční chod vertikálních rychlostí Hodnocení ročního chodu vertikálních rychlostí vycházelo z dělení roku na jednotlivé měsíce. Nehledala se tak proměnlivost mezi jednotlivými dny, ale porovnala se rozdělení hodnot reprezentující daný měsíc a určila se významnost rozdílů mezi nimi. Při zpracování byly použity jak metody statistických testů, tak grafického zobrazení dat. Obrázek 4.4: Rozdělení denních hodnot vertikálních rychlostí v hladině 500 hpa v jednotlivých kalendářních měsících roku. 24

Rozdělení denních hodnot vertikálních rychlostí v jednotlivých měsících (obrázek 4.4) ukazuje na relativní vyrovnanost rozdělení odlehlých hodnot, kromě července, kde je zřejmý úbytek extrémních sestupných pohybů. Polohy mediánů měsíčních dat vertikálních rychlostí také naznačují přítomnost ročního chodu v datech. Z detailního zobrazení měsíčních mediánů (obrázek 4.5b) je lépe zřejmý roční chod vertikálních rychlostí. Přes kladné hodnoty všech mediánů, znamenající obecnou převahu sestupných pohybů, lze předpokládat, že s jeho se snižující hodnotou bude v daném měsíci zastoupen vyšší počet dnů s výstupnými pohyby ve srovnání s ostatními měsíci. Zjištění míry statistické významnosti pozorovaného ročního chodu, tj. odlišnosti měsíčních mediánů, bylo provedeno pomocí neparametrického Kruskal-Wallisova testu. Výsledek testu (viz příloha 2) v našem případě prokázal, že na hladině významnosti 0,05 je pozorovaný chod statisticky významný. Dále tak bylo možné použít Kruskal-Wallisův simultánní test, který srovnává mediány jednotlivých skupin a určuje statistickou významnost jejich rozdílů (Hendl, 2004). Výsledky provedeného Kruskal-Wallisova simultánního testu na hladině významnosti 0,05 obsahuje tabulka 4.2. K hodnocení ročního chodu vertikálních rychlostí byl kromě chodu zmíněného měsíčního mediánu (obrázek 4.5b) použit i chod mediánů vybraných denních výstupů a sestupů v měsících (obrázek 4.5a,c). Vybrané sestupy tvoří 25 % nejvyšších (kladných) a vybrané výstupy 25 % nejnižších (záporných) denních hodnot vertikálních rychlostí v každém měsíci. Měsíc 2 3 4 5 6 7 8 9 0 2 2 3 4 5 6 7 8 9 0 2 Medián 0,0255 0,058 0,034 0,046 0,0094 0,0082 0,006 0,058 0,0209 0,0284 0,078 0,0260 Tabulka 4.2: Výsledky Kruskal-Wallisova simultánního testu na hladině pravděpodobnosti 0,05. Šedá pole znamenají statisticky významný rozdíl mediánů mezi danými měsíci. 25

Obrázek 4.5: (a) Mediány 25 % nejrychlejších denních sestupných pohybů v měsících. (b) Mediány všech denních vertikálních pohybů v měsících. (c) Mediány 25 % nejrychlejších denních výstupných pohybů v měsících. 26

V první části roku počínaje lednem je z ročního chodu měsíčních mediánů na obrázku 4.5a patrný postupný mírný pokles četnosti výrazných sestupných pohybů ukončený minimem v červenci. Naopak druhá část roku počínaje srpnem je charakterizována o poznání strmějším nárůstem četnosti výrazných sestupných pohybů a to zejména zpočátku. Obrázek 4.5c dále naznačuje, že výrazné výstupné pohyby nabývají na významu v období od března do července a také v listopadu. S uvážením obrázku 4.5b lze tedy říci, že období od března do července se vyznačuje zvýšeným výskytem výstupných pohybů, tj. výraznějších frontálních tlakových níží. Naopak období mezi zářím a lednem je nejvíce charakteristické převládajícím výskytem sestupných pohybů, tj. tlakových výší. Meziměsíční změna hodnot mediánů vybraných výstupných pohybů (obrázek 4.5c) vykazuje v porovnání s chodem mediánů vybraných sestupů (obrázek 4.5a) obecně větší skokové změny. To ukazuje na vyrovnanost působení tlakových výší a jejich hladší roční chod, zatímco tlakové níže ovlivňují počasí spíše náhle a s různou intenzitou. Za příznivé měsíce pro vznik výstupných pohybů můžeme považovat zejména květen, červen a červenec. Všechny tři měsíce dosahují velmi blízkých mediánů vybraných výstupů (obrázek 4.5c). Přestože se nejedná o nejnižší hodnoty, ve výsledku mají právě tyto měsíce nejnižší měsíční medián (obrázek 4.5b). To je způsobeno současně vyšší četností slabších sestupů, což se nejvíce projevuje v červenci. Červen a červenec se také významně odlišují od studené části roku (tabulka 4.2). V uvedených dvou, resp. třech měsících se tak dá předpokládat častější výskyt cyklonální činnosti popř. frontálních zón, které úzce souvisí s výskytem velkoprostorových výstupných pohybů vzduchu. Skupinu měsíců s nejvýrazněji převládajícími sestupnými pohyby tvoří říjen, prosinec a leden, kdy hodnoty mediánů dosahují nejvyšších kladných hodnot (obrázek 4.5b). Ve výsledném mediánu se tak odráží nejvyšší hodnoty mediánů vybraných sestupů a výstupů. Tyto měsíce se také významně liší od měsíců teplé části roku (tabulka 4.2). V říjnu, prosinci a lednu se tak dá nejvíce očekávat převažující vliv tlakových výší a s tím související stabilnější počasí. Obdobně lze charakterizovat i září, kde je však současně velmi častý výskyt slabších výstupných pohybů (obrázek 4.5c) a menší četnost silnějších sestupů (obrázek 4.5b). Nejzajímavější měsíc co do hodnot mediánů vybraných sestupů a výstupů (obrázek 4.5a, c) je listopad. Jedná se o nejrozkolísanější měsíc v roce vůbec. Zatímco u ostatních měsíců se ve většině případů pokles mediánu vybraných sestupů odráží v obdobné míře i v poklesu mediánu vybraných výstupů, v listopadu dochází k výraznému nárůstu četnosti výrazných výstupných pohybů, tzn. i snížení mediánu vybraných výstupů, při velmi malém poklesu mediánu vybraných sestupů. V listopadu tak můžeme očekávat znatelný 27

nárůst vlivu výrazných tlakových níží na pozadí na tuto dobu přirozeného častého vlivu tlakových výší. Únor, březen, duben a srpen jsou z pohledu mediánů velmi podobnými měsíci (obrázek 4.5b), ale s rozdílným rozložením vybraných hodnot (obrázek 4.5a, c). Březen a duben vykazují extrémní hodnoty vybraných výstupů. V tomto období se tak nejčastěji vyskytují dny s výraznými výstupnými pohyby. Březen má navíc i relativně vysoký medián vybraných sestupů a svou rozkolísaností se tak podobá listopadu. Oba zmíněné faktory jsou zřejmě dány poměrně vysokou instabilitou teplotního zvrstvení, která souvisí s pronikáním chladné a vlhké vzduchové hmoty z oblasti Atlantiku nad velmi rychle se prohřívající kontinent, a častým střídáním výraznějších tlakových útvarů. Srpen charakterizuje vyšší četnost slabších vertikálních rychlostí v obou vybraných souborech a neočekává se tak významný vliv řídících tlakových útvarů. Únor vykazuje určitou rozkolísanost vybraných sestupů a výstupů, ale stejně jako ve všech chladných měsících převažuje četnost výraznějších sestupných pohybů přinášejících stabilnější charakter počasí typický pro oblasti pod vlivem tlakových výší. 4.3 Meziroční variabilita vertikálních rychlostí Hodnocení meziroční variability vertikálních rychlostí vycházelo z metodiky použité v kapitole 4.2. Zjištěná variabilita tak byla výsledkem porovnání hodnot vertikálních rychlostí reprezentující daný rok. Při zpracování byly použity jak metody statistických testů, tak grafického zobrazení dat. Rozdělení denních hodnot vertikálních pohybů a zejména pak poloha mediánů v jednotlivých letech období 958 200 (obrázek 4.6) neukazuje na příliš výraznou meziroční variabilitu v datech. Můžeme ale pozorovat velké rozdíly ve variabilitě hodnot v porovnání jednotlivých let a převahu četností odlehlých hodnot na straně výstupných pohybů, tj. hodnot pod QI -,5Q. Detailní pohled na proměnlivost ročních mediánů s proloženým pětiletým klouzavým průměrem (obrázek 4.7), tj. jednoduchou trendovou křivkou, lépe ukazuje meziroční variabilitu vertikálních rychlostí v pozorované řadě. Zjištění míry statistické významnosti pozorovaného ročního trendu, tj. odlišnosti ročních mediánů, bylo provedeno pomocí neparametrického Kruskal-Wallisova testu. Výsledek testu (viz příloha 2) v našem případě prokázal, že na hladině významnosti 0,05 se v pozorované řadě nacházejí statisticky průkazné mediánové rozdíly. K hodnocení meziroční variability vertikálních rychlostí ve studovaném období byl kromě ročního mediánu všech denních hodnot vertikálních rychlostí v daném roce 28

(obrázek 4.7) použit i roční medián vybraných denních výstupů a sestupů s proloženým pětiletým klouzavým průměrem (obrázek 4.8a, b). Vybrané sestupy tvoří 25 % nejvyšších a vybrané výstupy 25 % nejnižších denních hodnot vertikálních rychlostí v každém roce. Celková meziroční variabilita vertikálních rychlostí (obrázek 4.7) se odráží i ve variabilitě vybraných výstupů a sestupů (obrázek 4.8a, b). Podobně jako v případě hodnocení ročního chodu (viz kapitola 4.2) mají vybrané výstupy obecně větší meziroční změny v hodnotách mediánů než vybrané sestupy. V hodnocené řadě 958 200 můžeme na základě klouzavých průměrů ročních mediánů vertikálních rychlostí identifikovat čtyři spojitá časová období (958 97, 972 982, 983 988, 989 200) vyznačující se vždy určitým chodem. Období 958 97 charakterizuje velká rozkolísanost s výraznými meziročními změnami ročních mediánů. Nachází se zde většina let s kladným ročním mediánem, tj. s převažujícími sestupy, ale i roky s výraznými výstupy (např. roky 960, kdy navíc převažují výstupy, a 962). Ve výsledku však celkový trend vytvořený pomocí klouzavého průměru nenaznačuje výrazný sklon k sestupným nebo výstupným pohybům. Mezi lety 972 982 je znatelný postupný nárůst četnosti rychlejších sestupných pohybů. Na tomto trendu se více podílí pozvolný vzestup hodnot vybraných sestupů než změna na straně vybraných výstupů, vykazující přes mírné oslabení výrazné skokové změny. Vzhledem k vůbec nejvyšším hodnotám ročních mediánů u většiny let v tomto období můžeme počasí v této dekádě označit za nejstabilnější z pohledu cirkulačních podmínek v synoptickém měřítku v celé pozorované časové řadě. Období 983 988 se naopak vyznačuje výrazným poklesem ročního mediánu, tzn., pravděpodobným postupným snižováním četností sestupných pohybů a zvyšováním četnosti výstupných pohybů v rámci jednotlivých let. Pozorovaný trend je jasně viditelný i na průběhu křivek klouzavých průměrů vybraných hodnot sestupů a výstupů a potvrzuje zejména snižování četnosti rychlejších sestupných pohybů a zvyšování četnosti rychlejších výstupných pohybů. V tomto období se tak dá očekávat zvyšování vlivu cyklonální cirkulace a s ní spojený méně stabilní charakter počasí. Trend v rámci zbylých let pozorované časové řady (989 200) vykazuje opět mírný nárůst četností sestupných pohybů. Zjištěná meziroční variabilita vertikálních rychlostí byla porovnána s výsledky Kašpara a Müllera (2008), kteří hledali období s častým výskytem významných srážek na území ČR v časové řadě 95 2006. Jako nejvíce srážková byla zjištěna dekáda 975 985, což jen částečně odpovídá pozorovanému chodu meziročních vertikálních rychlostí. V první polovině zmíněného období obecně ubývá vliv rychlejších výstupných pohybů a naopak převládá vyšší četnost rychlejších sestupných pohybů, které jsou více 29