Vítr

O tom jak vzniká vítr jako základní proudění na Zemi v její uzavřené cirkulaci hovoříme na stránce Atmosférická cirkulace. Tato stránka nabízí podrobnější popis větru v troposféře jako takového včetně výčtu a popisu jeho druhů. Krátce je zmíněno o místních větrech, které jsou ovlivněny podmínkami v daném regionu. V poslední části stránky je podrobněji popsán denní a roční chod větru v našich podmínkách a též je tam stručná zmínka o cyklonálním proudění. Další specifické druhy proudění (turbulentní a vlnové) jsou popsány na dalších podstránkách.

Témata stránky: Pojem větru, druhy větrů, jet-stream, místní větry, denní a roční chod větru u nás, polární vortex.


VÍTR, JEHO DRUHY A PRŮBĚH

Zemská atmosféra nemá nikdy klidový stav, neustále jsou v ní přenášeny vzduchové masy prostřednictvím proudění vertikálního i horizontálního a to na obrovské vzdálenosti. Horizontální proudění nazýváme větrem, což je jeden ze základních meteorologických prvků, který pozorujeme, vyhodnocujeme i předpovídáme. Vítr můžeme rozdělit do několika skupin dle různých hledisek. V dalších částech stránky bude vyloženo, co který vítr znamená, určuje, proč k němu dochází a případně kde se vyskytuje.

  • Přízemní vítr
  • Výškový vítr
  • Geostrofický vítr
  • Gradientový vítr
  • Termický vítr
  • Jet-stream
  • Místní větry
  • Antibarický vítr

Přízemní a výškový vítr

Nejznámější je asi přízemní vítr, který se měří ve výšce 10m nad povrchem přístrojem zvaným anemometr se směrovkou, kterou je měřen směr odkud vítr fouká a anemometrem vybaveným lopatkami jeho rychlost. Vítr vyvolávají rozdíly (gradienty) tlaku vzduchu. Jedná se o pohyb vzduchu daných fyzikálních vlastností v určitém směru. Gradient tlaku vzduchu je vektor, který je ve vertikálním směru roven tíhovému zrychlení a v horizontálním směřuje z vysokého do nízkého tlaku. Vítr ovlivňují některé zemské síly, zejména jde o Coriolisovu sílu a odstředivou sílu. Vedle nich se také projevuje otáčení planety, v důsledku čehož působí též setrvačné síly pohybující se většinou jiným směrem než vzduchová částice. Také se při proudění vzduchu projevuje zemský povrch a jeho interakce s proudícím vzduchem, takzvaná třecí síla.

Třecí síla se neprojevuje ve vyšších výškách nad povrchem, kde hovoříme o výškovém větru. Proudění vzduchu tu již téměř nic nebrání. Vítr v hladině 500hPa (přibližně 5.5km) je nazýván řídícím prouděním.

Geostrofický vítr je takový vítr, při kterém není nutno přihlížet k třecím silám o zemský povrch. Jedná se tedy o vítr ve vyšších výškách, výškový vítr, a pro jeho popis používáme rovnice pro geostrofický vítr. Čím vyšší bude rozdíl v tlaku vzduchu v určité vzdálenosti, o to bude tento rozdíl vyvolávat větší rychlost větru. Takto tedy můžeme popsat vítr ve volné atmosféře, ve velkých výškách. Skutečný vítr se od tohoto liší, čím blíže zemskému povrchu s vlivem tření, tím více. V případě geostrofického větru by nemohlo docházet ke změnám v atmosféře a nemohl by se tedy ani měnit tlak. Tento typ proudění je zjednodušeným typem či popisem proudění vzduchu a je použitelný jen pro tu část atmosféry, kde nejsou žádné překážky.

Cyklonální zakřivení izobar se vyznačuje tím, že horizontální složka barického gradientu působí na pohybující se vzduch směrem do středu cyklony, opačně pak odstředivá síla a síla Coriolisova. Anticyklonální zakřivení izobar se vyznačuje naopak tím, že do středu anticyklony působí Coriolisova síla a opačně horizontální složka barického gradientu a odstředivá síla. Rychlost gradientového větru je tedy při shodném barickém gradientu vyšší v anticykloně a nižší v cykloně. Speciálním druhem gradientového větru je vítr výše popsaný, geostrofický vítr. V něm jsou izobary nezakřivené a poloměr křivosti se rovná nekonečnu. Pokud vane vítr v souladu s již uvedeným, jedná se o barické proudění a pokud vane opačně, jde o antibarické proudění. Pokud jsou izobary husté, blízko u sebe (zbíhají se), vítr zesiluje a často se vyskytuje čerstvý až silný s nárazy.

Ageostrofickou složkou větru je rozdíl mezi skutečným vektorem větru a větrem geostrofickým. Hodnota rychlosti této složky větru činí jen přibližně 10% hodnoty rychlosti geostrofického větru. Přesto je tato složka větru velmi důležitá pro různé a významné meteorologické jevy v troposféře. Třecí síla se uplatňuje nejvíce u povrchu, zejména nad členitým horským terénem. Za takovými překážkami je proudění zpravidla turbulentní (pojem viz patřičná stránka, související téma s prouděním vzduchu/větrem). Tření je minimální nad rovinami nebo nad rozsáhlými vodními plochami. Při snížení rychlosti větru je snížen i vliv Coriolisovy síly, současně vzniká mezi touto silou a horizontálním barickým gradientem nepoměr. Směr proudění se tedy stáčí více do strany barického gradientu a to na severní polokouli s určitou intenzitou doleva. To je již zmíněný ageostrofický vítr, lépe řečeno složka větru. Vlivem této složky větru je přiváděn vzduch do cyklon a naopak je odváděn z anticyklon. Vlivem tohoto procesu vznikají vertikální pohyby vzduchu a s nimi oblačné systémy, které jinde opět zanikají, též se vlivem tohoto procesu formují srážky a naopak. V případě cyklony proudění směřuje spirálovitě do středu tohoto útvaru a tam vystupuje do výšky. V případě anticyklony se rozbíhá do stran v přízemní vrstvě a další vzduch sestupuje z vyšších výšek. Další informace této problematiky nabízí stránka Tlakové útvary.

Směr výškového proudění ovlivňuje vedle uvedených prvků i teplota, neboť vztah mezi teplotou a tlakem je velmi úzký. Při přílivu teplého vzduchu se směr větru stáčí více doprava, při studeném vzduchu naopak. Vliv teploty na směr větru je významnější než je tomu u tření. Tento vítr nazýváme termálním.

Jet-stream

Jedná se o významně silné větry (rychlost 20-30m/s) ve velkých výškách (horní část troposféry, mezi 5-11km nad povrchem). Toto silné proudění vzniká v důsledku velkých teplotních rozhraní v těsné blízkosti u sebe. V teplejším vzduchu klesá tlak s narůstající výškou pomaleji než ve studeném (je v něm nižší vertikální teplotní gradient než ve studeném vzduchu). V důsledku toho se v teplém vzduchu určitá tlaková hladina nachází výše než ve studeném, který s teplým sousedí. Hovoříme o jakési výškové teplé tlakové níži a výškové studené tlakové níži. Se vzrůstajícím rozdílem v teplotách těchto vzduchových hmot a o co více spolu tyto hmoty sousedí (jsou sobě blíže) , tím větší bude změna výšky tlakové hladiny v horizontální rovině. Tyto změny se snaží atmosféra dá co nejrychleji do rovnováhy. Tím vzniká toto silné proudění ve výškách. Vítr odchyluje ještě Coriolisova síla a proudění se na severní polokouli stáčí doprava. Velký teplotní gradient (rozdíl) způsobí též velký gradient tlaku a tedy také velké rychlosti větru. Tyto silné větry vanou až na vzdálenosti tisíců kilometrů, o šířce několika set kilometrů a výšce několika kilometrů. Proudy tohoto silného větru se táhnou vlnovitě nad velkým částmi naší planety, někdy i kolem celé Země. Proudnice se mohou větvit či po určité vzdálenosti opět spojovat. Tento výškový silný vítr sousedí s frontálními rozhraními a jejich výškovou frontální zónou. V našich šířkách směřuje tento silný vítr ze západního směru, často se ovšem toto proudění odehrává ve vlnách. Tyto jsou významnější podle stádia vývoje cyklony. Pokud je tato v pokročilé fázi vývoje, zvlnění tohoto významného proudění je značnější.

Mezi nejvýraznější rozhraní jednotlivých vzduchových hmot na Zemi patří rozhraní mezi arktickým a polárním vzduchem (polární jet) a mezi polárním a tropickým vzduchem (subtropický jet). Ve středoevropských podmínkách vzniká tento vítr mezi rozdílnými teplotami tlakových níží a výší. V oblastech s vysokým tlakem vzduchu se jet stream rozpadá. V oblasti cyklon ovšem nabírá na síle a nejvýznamnější je v zimním období. Nad některými oblasti jde o trvalé větry, například nad Japonskem a rychlost větru v nich dosahuje až 60m/s, ale někdy přesahuje i 100m/s. Tyto větry vanou vždy od západu, v zimním období jsou více severně, v letním naopak.

Místní větry

Vzhledem k vlivu terénu a reliéfu na Zemi rozlišujeme také některé místní větry, které mají určité singularity. Terénní překážky proudění vzduchu ovlivňují velmi významně. Tyto jsou prouděním obtékány, přetékány (podobně jako kameny v korytu vodního toku), v zúžených oblastech může vítr zesilovat. Místní či též regionální větry ovlivňují i denní chody teplot, oblačnosti, vodní plochy a k nim přiléhající pevniny, zástavba a mnohé jiné. Rozlišit můžeme tedy například:

  • Údolní větry
  • Větry v ose údolí
  • Větry u moře
  • Větry vanoucí přes horský hřeben

Mezi údolní větry vanoucí v závislosti na střídání denního a nočního průběhu patří anabatické a katabatické větry. Katabatický vítr je vítr sestupující údolím, čímž dochází k jeho ochlazování. K takovému typu větru dochází v údolí v nočních hodinách. Na noc ustávají stoupavé proudy a vzduch stéká údolím a vytéká z něho pryč. Vlivem radiačního ochlazování povrchu se ochlazuje i okolní vzduch. Část vzduchu zůstává v údolí, část odtéká dále. Nad chladným vzduchem se následně tvoří výšková teplotní inverze. Studený vzduch dostoupá až do výšky, kde je shodná teplota s okolním vzduchem

Opačný vítr, anabatický, vane v údolí přes den. S východem Slunce začíná prohřívání terénu a okolního vzduchu. Vzduch začne proudit podél svahů, údolím nahoru. Vzniklá teplotní inverze v údolí z noci se postupně rozpouští. Poté, co vzduch opustí údolí stoupá dále vzhůru ve formě stoupavých proudů a vznikat může kupovitá oblačnost. S příchodem večera opět ustává toto proudění a opakuje se situace popsaná v odstavci výše, začíná sestupné (katabatické) proudění po svazích údolí.

Horský nebo také odtékající vítr je noční druh větrů v ose údolí. Tento proudí podél osy údolí směrem dolů. Nad osou údolí vane antihorský vítr a to přibližně poloviční rychlostí. Údolní vítr je denním typem větrů v ose údolí a proudí nahoru. Jde o vítr vanoucí ve spodní části údolí a někdy též vítr vanoucí podél os hřebenů hor nad daným údolím.

Bríza nebo-li brízové proudění označuje vliv velké vodní plochy a k ní přiléhající pevniny. Též zde hraje roli střídání dne a noci a typického chodu meteorologických prvků během dne. Pevnina se ochlazuje i prohřívá o poznání rychleji a významněji než vodní plocha. Tento je tedy přes den teplejší než voda s ním sousedící, v nočních hodinách je tomu naopak. Vlivem těchto rozdílů vzniká mořská bríza. V průběhu dne začíná proudit chladnější vzduch z vodní plochy nad pevninu a tam nahrazuje teplejší vzduch. Ten stoupá prostřednictvím konvekčních procesů. Vzduch stoupá do výšky a proudí zpět nad vodní plochu, kde klesá k povrchu a uzavírá tak tuto cirkulaci. V nočních hodinách je tato cirkulace zcela opačná a nazývá se pevninskou brízou. Chladnější vzduch z pevniny vlivem radiačního ochlazování stéká nad teplejší vodní hladinu, kde nahrazuje teplejší vzduch stoupající vzhůru a následně se výškách přesouvající zpět nad pevninu. Tento typ cirkulace lze pozorovat například u jezera Lake Michigan v Chicagu. V ČR pak v menší míře například u jezera Rozkoš, vodní nádrže Nechranice, Přísečnice, Jesenice, Lipno nebo Šance.

Föhn počeštěně fén je typ větru, který vane přes horskou překážku určitých parametrů. Tento typ ovlivňuje tedy orografické uspořádání území. Jedná se o procesy vzduchu, který musí překonat horskou překážku. Tento typ větru začíná výstupem vlhkého vzduchu po návětrné straně svahu dané překážky, kdy dochází k adiabatickému (bez výměny tepla s okolím) ochlazování vzduchu. Při svém výstupu se v této fázi ochlazuje o 1°C na každých 100m výšky. Poté, co dosáhne výstupné kondenzační hladiny, stává se nasyceným. Tento se následně ochlazuje pomaleji, o 0.6°C na 100m výšky. Vzniká oblačnost a následně se v ní vyvíjejí srážky. Tímto vzduch ztrácí část vlhkosti. Až vzduch překoná vrchol dané překážky, začíná klesat po závětrné části svahu. Vzduch je sušší a dochází k rozpadu oblaků. Vzduch již není nasycený a ohřívá se rychleji než nasycený vzduch a to o 1°C na 100m výšky. V oblasti vrcholu překážky a na její závětrné straně dochází ke značnému oteplení a ubývání oblačnosti.

d20d4b5c2e_100152367_o2

Schéma cirkulace při föhnovém efektu

Bóra je vítr, který fouká u Jadranu. Jde o studené proudění severovýchodního směru, při němž dochází k sestupným proudům podél svahů horských masivů vedoucích k moři. Na úpatí hor je velmi nárazový s možností působení škod.

Mistrál je vítr ve střední a jižní Francii za výskytu cyklony nad Alpami a výběžkem anticyklony nad Biskajským zálivem. Fouká severní vítr, v údolí řeky Rhöhy je tento urychlován vlivem zúžení a konvergence proudění (vzestupných proudů). Je též velmi silným větrem, který je s to ničit.

Antibarický vítr je zvláštní situací, kdy vítr neproudí tak, jak je v tlakovém poli obvyklé (viz geostrofický a gradientový vítr.

Denní a roční chod větru v ČR

Roční chod větru souvisí s rozložením tlakových útvarů. Vzhledem k tomu, že počasí u nás ovlivňují tlakové níže a s nimi spojené frontální systémy častěji během podzimního a zimního období, kdy vznikají také výraznější tlakové gradienty, tak nejsilnější vítr fouká právě v těchto částech roku. Zajisté existují výjimky, kdy se nad centrální Evropu nasune vysoký tlak vzduchu a tento je stabilním útvarem a dá vzniknout rozsáhlé teplotní inverzi. Za takové situace bude foukat minimální vítr. Slabý vítr zpravidla fouká v létě, vyjma oblastí s bouřkovou činností.

I denní chod větru souvisí s tlakovým polem nad daným územím, ale i s dalšími faktory. Zpravidla je vítr minimální či případně žádný v nočních hodinách od určité doby po západu Slunce do určité době od jeho východu. Jakmile začne docházet k prohřívání povrchu, dá se do pohybu i proudění vzduchu. Nejsilnější vítr fouká zpravidla v poledních a odpoledních hodinách. To platí ovšem pro přízemní vrstvu. Ve vyšších výškách mezní vrstvy dochází během dopoledne naopak ke slábnutí větru. Při vlivu vysokého tlaku vzduchu nebo v nevýrazné tlakové oblasti je denní chod větru nevýrazný a vítr je slabý po celý den, jeho směr je proměnlivý.

Cyklonální proudění

Nazývané jako polární vortex je proudění vyskytující se ve střední a horní troposféře v oblastech, kde se právě vyskytuje zimní část roku. Jedná se o výškový jet stream. Nad severní polokoulí jde v zimě o proudění západního směru. Proudění se děje kolem oblasti polární anticyklony, která vlivem mrazivého vzduchu v tomto období zesiluje. V letním období naopak toto proudění zaniká. Severní vortex vzniká v Kanadě a na severovýchodě Sibiře, což jsou dvě jádra tohoto proudění. Antarktidský pak pochopitelně v Antarktidě. Existuje též stratosférický vortex, který vzniká mezi subtropickým jet streamem a pólem. Zasahuje až do střední části troposféry. V oblasti vortexu se udržují studené tlakové níže, které mají v jádru studený vzduch. Intenzitu vortexu určují mnohé faktory, například také sopečná činnost. A vortexy mají také vliv a to například a zejména na polohy a intenzity tlakových níží a jejich postup nebo na klimatický NAO (North Atlantic Oscilation) Index.

Vortex může být narušen. Míru narušení klasifikují do tří, někdy do čtyř kategorií. Narušení může být malé, velké nebo konečné a někdy takzvané kanadské oteplení. Velkým narušením rozumějme úplné převrácení cirkulace vortexu, tedy proudění se změní na východní. Malé narušení si můžeme představit jako zeslabení západní cirkulace, bez změny jejího směru. Konečné narušení znamená převrácení proudění na východní bez návratu k západnímu proudění. Děje se tedy na začátku teplé části roku. Kanadské oteplení nastává před začátkem zimy a to pouze na severní polokouli. Malé narušení se děje na severní polokouli během každé zimy, velké asi jednou za dva roky.

Reference

Použitá a doporučená literatura:

BEDNÁŘ, J. KOPÁČEK, J. Jak vzniká počasí? Praha: Karolinum, 2005

DVOŘÁK, P. Pozorování a předpovědi počasí. Cheb: Svět Křídel, 2012

DVOŘÁK, P. Letecká meteorologie 2017. Cheb: Svět Křídel, 2017

WHITAKER, R. a kol. The Encyklopedia of Weather and Climate Change. Sydney: Weldon Owen Pty Limited, 2010 (CZ verze STAŘECKÁ, E. PAUER, M. Encyklopedie počasí a změna klimatu. Praha: Svojtka a Co, 2012)