Průběh teploty vzduchu s výškou je možné nazvat též jako vertikální teplotní profil. Tento má vliv na proudění a procesy, zejména pohyby vzdušných hmot, v různých troposférických výškách. Tím je dán vliv na konkrétní průběh počasí. Některé zvrstvení umožňuje určité procesy (například konvekční procesy) a jiné naopak vylučuje. Při konkrétním druhu stratifikace atmosféry dochází též ke vzniku radiační mlhy. O té detailněji píšeme v nedávném článku .
Stratifikací atmosféry lze též nazvat suchoadiabatickým gradientem teploty (viz dále). Jde o vztah. Určení vertikální stability atmosféry se činí nasyceně-adiabatickým teplotním gradientem. Tento vztah určuje druhy stratifikace ve vertikále, jde o tyto:
Stabilní teplotní zvrstvení atmosféry znamená běžné zvrstvení, tedy běžný chod teploty vzduchu s výškou. Se zvyšující se stabilitou se zhoršují podmínky pro vertikální pohyby vzduchu a jeho výměnu v atmosféře. Proto toto zvrstvení nedovoluje výskyt konvekčních pohybů a vylučuje vznik konvekčních bouří. Na druhou stranu nedovoluje ventilaci, cirkulaci vzduchu a naopak umožňuje hromadění se zplodin různých znečišťujících příměsí v atmosféře. Při výskytu přízemní inverze a to tedy v důsledku stability atmosféry v přízemní vrstvě dochází k výskytu nepříznivých rozptylových podmínek.
Tyto vedou při dalším hromadění zplodin za trvání stability ke vzniku smogové situace. Dříve se tak stane v oblastech s intenzivními a četnými zdroji znečištění jako jsou komunikace se silnou dopravou, budovy vytápěné pevnými palivy a zejména oblasti s průmyslovou výrobou. Znečišťujících příměsí je obecně nejvíce v zimním období, kdy je relativně hustá doprava a k tomu se přidává se vytápění budov. Bohužel v tomto období vznikají také nejčastěji tyto stabilní situace a teplotní inverze při zemi.
Instabilita atmosféry a její charakteristiky Je opakem stability. Lze též označit termíny nestabilita či labilita. Jde o situaci, kdy teplota vzduchu s rostoucí výškou klesá rychleji než při běžné situaci (viz výše). Jde o větší pokles než o 1°C na každých 100m výšky. Toto zvrstvení podporuje konvekční procesy, tedy vzestupné pohyby vzduchu. Proto při něm vzniká konvekční oblačnost a za vhodných podmínek pak i konvekční bouře čili jev bouřka. Více o terminologii najdete v článku .
Rozlišit lze dva druhu instability. A to absolutní, což je nestabilita pro nenasycený i nasycený vzduch a za určitých podmínek gradientu teploty s výškou i pro suchý vzduch. Dále jde o podmíněnou instabilitu, která spočívá v tom, že k ní dochází při nasycení vystupujícího vzduchu. Jde o situaci, kdy se hodnota vertikálního teplotního gradientu v určité výšce nachází mezi hodnotami suchoadiabatického a nasyceně-adiabatického gradientu teploty. Vůči suchému vzduchu bude v dané části atmosféry zvrstvení tedy stabilní. Druhů instability je více
Indiferentní atmosféra a její charakteristiky Tedy indiferentní teplotní zvrstvení atmosféry je jejím stavem, kdy je vertikální teplotní gradient roven suchoadiabatickému gradientu pro suchý nebo nenasycený vzduch.
vykládá slovník jako “termodynamický vratný děj v dané soustavě” (v tomto případě ve vzduchu), “probíhající bez výměny tepla mezi soustavou a okolím”.
jev je souborem vodných, kapalných nebo pevných částic, které padají atmosférou. Tyto částice mohou zůstat suspendované, mohou se ukládat na objekty ve volné atmosféře nebo spadnout z atmosféry, dokud nedosáhnou zemského povrchu. Z hlavních vyzdvihujeme déšť, mlhu, mlhu nebo mráz
Fotometeor je optický úkaz v atmosféře vyvolaný odrazem, rozptylem, lomem či interferencí světla. Mezi fotometeory se řadí:
Všeobecná charakteristika
Déšť jsou srážky vypadávající z oblaků ve formě vodních kapek o průměru větším než 0,5 mm. Je-li průměr kapek menší než 0,5 mm, jedná o mrholení. Déšť může mít různou intenzitu. Trvalý déšť mívá průměr kapek 1 až 3 mm, ve spojení s bouřkou se objevují lijáky a přívalové deště, kdy se vyskytují kapky o průměru až 6 mm a mají velkou pádovou rychlost.
Vznik srážek souvisí s kondenzací vodní páry, obsažené ve vzduchu, nejčastěji při jejím ochlazování během výstupných pohybů vzduchu. Vznikají vodní kapky a ledové krystalky tvořící oblaka. Ledové krystalky narůstají tak, že na nich namrzají drobné kapky přechlazené vody. Tím rychle narůstají na úkor vodních kapek, dokud nejsou natolik velké, že ve formě sněhových vloček začnou padat. Při svém pádu od určité hladiny, kde již je okolní vzduch dostatečně teplý, tají a vznikají z nich obyčejné dešťové kapky.
Srážky se rozdělují na konvekční (přeháňkové) a trvalé. Konvekční srážky vypadávají z tzv. kupovité oblačnosti - kumulů (bělavých oblaků květákovitého tvaru s poměrně plochou, často šedou základnou) a zejména kumulonimbů (bouřkových oblaků). Mají přeháňkový nebo lijákový charakter, krátkou dobu trvání a často velkou intenzitu (přívalový déšť). Naproti tomu trvalé srážky padají po delší dobu s víceméně stálou intenzitou z tzv. vrstevnatých oblaků, zpravidla druhu nimbostratus a altostratus a vyskytují se nad většími územními celky.
Množství srážek se měří v milimetrech za určitý časový úsek, například za 24 hodin. Přičemž 1 milimetr srážek představuje množství 1 litru vody spadlé na 1 metr čtvereční. V České republice spadne za rok v průměru 680 mm srážek (1961 - 1990). Nejdeštivějšími měsíci jsou červen, červenec a srpen, ve kterých v průměru spadne kolem 87 mm/měsíc. Naopak nejsuššími měsíci jsou leden, únor a březen se zhruba 43 mm/měsíc. Větší množství srážek spadne v horských polohách, kde průměrný roční úhrn obvykle přesahuje 1000 mm (Churáňov 1090 mm, Lysá hora 1390 mm) a kde také je jejich roční chod odlišný. Kromě letního maxima se zde vyskytuje i zimní maximum, které může být vyšší než letní. Vyšší srážkové úhrny na horách jsou důsledkem ochlazování vzduchu při jeho vynuceném stoupání na návětrných svazích, což za přítomnosti dostatečné vlhkosti podporuje tvorbu oblačnosti a srážek. Toto zesílení srážek se často projevuje i ve větší vzdálenosti od úpatí hor. Naproti tomu na závětrné straně hor srážky zeslabují. Tento efekt výrazně působil i při katastrofálních povodních v letech 1997 a 2002, kdy největší množství srážek bylo naměřeno právě na návětří příslušných hor.
Z hlediska typu povětrnostní situace se silné trvalé srážky v České republice vyskytují nejčastěji při postupu tlakových níží z Alpské oblasti přes střední Evropu k severovýchodu (na studené straně tlakové níže v blízkosti jejího středu) nebo na zpomalující se studené frontě, kdy dochází k jejímu zvlnění a ta zůstává delší dobu relativně bez pohybu nad stejnou oblastí. Obecně se silné srážky nejčastěji vyskytují v letních měsících, kdy je vzhledem k vysokým teplotám ve vzduchu obsaženo velké množství vodní páry.
Stádia vývoje
Při přechodu cyklony mezi stádii vývoje prochází změnou vertikální stav cyklony a též se mění počasí v dané oblasti, kde se útvar vyskytuje a na kterou má tento vliv.
Rozdělme na tvorbu místních (nefrontálních cyklon) a frontálních cyklon dle základního členění uvedeného výše. Podstatnější jsou samozřejmě frontální cyklony, jak uvádíme již výše. Nefrontální místní cyklony nemají další vývoj a nejsou tak významné, což vyplyne i z dalšího popisu.
Co se týče místních cyklon, vznik probíhá v nevýrazných tlakových polí bez přímého vlivu konkrétního útvaru a to v letním období nad pevninami. Většinou mají jen jednu uzavřenou izobaru a dále se nevyvíjejí. Nemají souvislost s atmosférickými frontami. Vznik či případné zesilování se odehrává během dne, zánik v nočních hodinách. Vznikají v důsledku termiky, stejně jako konvekční činnost s tvorbou kupovitých oblaků. Princip vzniku je tedy podobný jako při konvekci, kdy se přes den významně zahřívá povrch a v okolí se nacházejí povrchy s odlišnými vlastnostmi a to nižší teplotou. Příkladem může být vodní plocha. V zimním období mohou cyklony vznikat i nad mořem, kde bývá teplota vyšší než v okolí. Tyto cyklony se tvoří nejčastěji nad Balkánem, Pyrenejemi nebo v případě mořských pak nad Středozemním mořem. Vyznačují se ne příliš význačným počasím. V létě se tvoří lokální přeháňky a bouřky tzv. z tepla.
Frontální cyklony vznikají podle zkušeností několika způsoby:
Vyjma situace vzniku u okluzního bodu dochází v důsledku záhybu, tedy vlny, na původní frontě ke vzniku cyklony i v počátečním stavu vzniku vytvářejí dvě spojené části rozhraní. A to teplá a studená fronta, proto zde hovoříme o stádiu vlny jako prvního stádia vývoje cyklony (viz výše). Velmi častým případem je vznik cyklony na studené frontě patřící dříve vzniklé cykloně nebo případ na stacionárních frontách. Na studené frontě mohou vzniknout i dvě cyklony, první vzniklá má pozdější stádium vývoje. Na studené frontě další cyklony vzniká při vhodných podmínkách další cyklona a situace takto pokračuje dále. Jedna fronta může mít i více cyklon v různých fázích vývoje, jde o jednu sérii nebo tzv. rodinu cyklon.
Cyklony na stacionárních frontách nebývají dlouhotrvající a většinou zaniknou v počátečních fázích vývoje. Vzácným případem je vznik cyklony na teplé frontě, podobně jako u okluzního bodu systému. Před každým vznikem cyklony v uvedených případech výše platí tzv. příprava podmínek vzniku cyklony:
Podmínky pro prohlubování vzniklé cyklony: