Cirkulace v atmosféře
V tomto článku je komplexně vyložena tématika cirkulace v atmosféře, tedy vzdušného proudění na Zemi. Objasněny jsou principy základní cirkulace na planetě, její charakteristiky, vlivy a vyloženy jsou základní pojmy s cirkulací nebo-li též prouděním související. Jde o důležitou materii k pochopení dalších témat z oblasti meteorologie. Jako je zejména tvorba vzduchových hmot, charakteristiky tlakových útvarů a atmosférických front s nimi spojených. Jde o rozsáhlá a vzájemně provázaná témata, která je třeba studovat současně a velmi pečlivě. Z důvodu velkého rozsahu a přehlednosti však tématiku probíráme v samostatných článcích. Avšak bylo by na druhou stranu vhodné pojednávat o těchto čtyřech tématech současně, je tedy třeba brát je jakou soubornou tematiku. Pohybové pole v atmosféře představují proudnic, tj. křivky. Ty mají v aktuálním čase takový tvar, že v každém bodě je směr tečny totožný se směrem rychlosti proudění.
V dynamice atmosféry vývoje tlakového pole sledujeme především pohyby vzduchu, které se vyznačují sbíhavými proudnicemi (konfluence) nebo naopak rozbíhavými proudnicemi (difluence). Trajektorie na rozdíl od proudnic spojují body polohy dané částice vzduchu v různých okamžicích. Proudnice a trajektorie jsou shodné jen v případech stacionárního proudění, neměnného s časem. V zemské atmosféře však k tomuto stavu prakticky nikdy nedojde, minimálně ne ve velkém rozsahu, neboť se pole taku a proudění vzduchu neustále mění.
Geostrofické a gradientové proudění
Základem pro cirkulační procesy atmosféry jsou tyto dva druhy proudění, které se alespoň ve zjednodušenější podobě pokusíme v tomto textu objasnit.
Geostrofické proudění nebo-li též vítr je modelem horizontální složky proudění vzduchu s tečným i normálovým zrychlením rovným nule = bez vlivu tření v atmosféře. Směřuje podél přímkových izobar či izohyps a to tak, že při pohledu ve směru proudění na severní polokouli se nachází vpravo vyšší tlak vzduchu a naopak. Jde o barický vítr, kdy složky síly tlakového gradientu a Coriolisovy síly mají opačný směr a jsou shodně velké = geostrofická rovnováha.
V atmosféře působí horizontální složky síly tlakového gradientu, protože na různých místech zemského povrchu jsou odlišné hodnoty tlaku přepočteného na hladinu moře a hladiny konstantního tlaku zde většinou neleží v konstantní nadmořské výšce. Tyto horizontální složky mají tendenci vyrovnávat zmíněné rozdíly (gradienty) tlaku vzduchu) a tvoří tak horizontálně homogenní tlakové pole. Bez existence další síly působící na makroskopické částice vzduchu v horizontální rovině, docházelo by k rychlému vyrovnání horizontálních gradientů tlaku a tím by bylo vyloučena déletrvající existence tlakových úvarů (pozn. např. cyklona). Šlo by například o situaci při absenci zemské rotace. Ta se projevuje silovými účinky na pohybující se objekty vůči rotující Zemi a nejvýznamnější je Coriolisova síla. Ta má vertikální a horizontální složku, kdy vertikální je v porovnání se silou zemské tíže asi čtyřikrát menší. V meteorologii je možné tuto tedy zanedbat. Horizontální složky síle se na rovníku rovná nule, jinde je orientována kolmo ke směru relativního pohybu tělesa vůči Zemi – na severní polokouli vpravo a na jižní naopak při pohledu ve směru proudění.
Geostrofické proudění je zjednodušením reálného proudění a tak je na něj nutno pohlížet. Jen výjimečně se shoduje se skutečným větrem. V atmosférických pohybech velkých měřítek probíhá v mírných a vysokých zeměpisných šířkách neustálé přizpůsobování skutečného proudění geostrofickému. Geostrofické zjednodušení je použitelné pouze ve volné atmosféře bez vlivu tření o zemský povrch a také v nízkých zeměpisných šířkách. Vektory rychlosti skutečného proudění ve volné atmosféře a geostrofického proudění nejsou shodné. Při rozsáhlých atmosférických pohybech jsou však většinou velmi blízké. Vektorový rozdíl mezi nimi je ageostrofickým prouděním, resp. větrem. Velikost tohoto vektoru je asi o řád menší než skutečné a geostrofické proudění. Má však velký atmosférický význam, protože s ním jsou spojeny všechny časové změny tlakového pole a vývoje tlakových útvarů. Při existenci geostrofického proudění všude v atmosféře by byla taková atmosféra při stálých podmínkách bez vývoje.
Gradientové proudění je ideální proudění v atmosféře bez tření, s nulovým tangenciálním zrychlením a obecně s nenulovým normálovým zrychlením. Jeho rychlost je součtem geostrofického proudění a cyklostrofické složky ageostrofického větru.
Gradientový vítr je dobrým přiblížením ke skutečnému větru ve volné atmosféře v cykloně n
ebo anticykloně. Uplatňuje se ve výpočtech a modelech ve vztahu k atmosférickým podmínkám nad hladinou 50hPa (1.5km), kde se již zanedbává vliv tření po vrch. Geostrofické proudění je ideálním horizontálním proudění v atmosféře, jehož celkové zrychlení se rovná nule. Proudnice musejí mít přímkový tvar. V reálném prostředí pole tlaku však má takovou podobu, že izobary jsou určitým způsobem zakřiveny (cyklonálně či anticyklonálně, bude probráno v textu o útvarech). Skutečným podmínkám se tedy více blíží gradientové proudění s nenulovým normálovým zrychlením.
Při gradientovém proudění působí síla gradientu tlaku a Coriolisova síla horizontálně vzájemně protisměrně v jedné přímce. Nejsou však zcela v rovnováze a mají tak relativně malou nenulovou výslednici. Ta se projevuje jako dostředivá síla související se zakřivením dráhy pohybu. U tohoto typu proudění jsou ve vzájemné rovnováze síla tlakového gradientu, horizontální složka Coriolisovy síly a odstředivá síla daná zakřivením proudnic.
Vliv tření na proudění vzduchu
V mezní vrstvě atmosféry (viz Troposféra) se vedle v předchozích kapitolách zmíněných horizontálních složek síly tlakového gradientu a Coriolisovy síly významně uplatňuje síla tření, nebo-li třecí síla a ta brzdí proudění vzduchu. Vítr fouká v této vrstvě tak, aby byla zachována rovnováha mezi horizontální složkou síly tlakového gradientu, Coriolisovou silou a silou tření. Rychlost větru bývá v této vrstvě tedy menší ve srovnání s jeho rychlostí ve volné atmosféře, zejména těsně u povrchu. Tam výrazně jeho rychlost klesá a v mezní vrstvě dochází také vlivem zmíněného tření ke stáčení směru větru a přízemní vítr tak svírá se směrem proudní ve volné atmosféře určitý úhel. Takže se odklání od směru izobar od strany s nižším atmosférickým tlakem. Velikost úhlu stočení závisí na více faktorech jako je například drsnost povrchu. Poměry proudění v tlakových útvarech jsou probrány v samostatném článku o tlakových útvarech.
Čočkovité oblaky tvaru lenticularis poukazují na silné proudění ve výšce, mnohdy postačí pro jejich tvorbu jen nepatrná překážka v proudění, její výraznost určuje výraznost vývinu tohoto tvaru oblaku, tj. jeho podoby a struktury.
Rysy celkového proudění v atmosféře
Určuje je tlakové pole, tj. rozložení tlakových útvarů, a vycházejí z tzv. Buys-Ballotova zákona. Mezi pásy vysokého tlaku vzduchu, táhnoucími se podél 30°severní a jižní šířky, existuje hlavně v dolní polovině troposféry přibližně východní cirkulace. Jde o tzv. pasátové proudění, které má na severní polokouli severní a na jižní polokouli jižní složku. tím dochází ke stáčení tohoto proudění o obou polokoulí do rovníkové oblasti vyznačující se pásem sníženého tlaku vzduchu. Ten obepíná Zemi a toto sbíhání pasátů se nazývá rovníková nebo-li intertropická, zóna konvergence. V té se horizontální sbíhání toků hmotnosti vzduchu projevuje vznikem uspořádaných vzestupných pohybů vzduchu v atmosféře a tento procesy působí vznik mohutné oblačnosti (viz další články).
V oblasti mezi pásy vysokého tlaku vzduchu a pásy sníženého tlaku vzduchu táhnoucími se na obou polokoulích asi kolem 60. rovnoběžky vyskytují pásma převládajícího západního proudění a v tom na frontálních rozhraních vzduchových hmot (viz další články) vznikají frontální cyklony oddělené hřebeny vysokého tlaku vzduchu. Ty se mohou dle podmínek vyvinout i v postupující anticykloně. Tlaková pole a tlakové útvary se v oblasti mírných šířek formují v souvislosti s mezišířkovým meandrováním základních západního proudění. Hovoříme o teorii tzv. vln v západním proudění v rámci prvku všeobecné cirkulace atmosféry. Nejvýznamnější jsou tzv. Rossbyho vlny, které jsou v oblastech mírných a vyšších zeměpisných šířek zásadní a to například v procesu cyklogeneze a mezišířkové výměny vzduchových hmot.
Pojem výšková frontální zóna, používaný v teorii cirkulace atmosféry, je přechodové pásmo ve střední a vyšší troposféře se zvýšenými horizontálními rozdíly teploty a tlaku vzduchu v poledníkovém směru v oblasti mezi tlakovými útvary subtropického pásu vysokého tlaku a útvary pásu nízkého tlaku. Její délka dosahuje 1 000 až 13 000km a šířka 300 až 600km. Charakteristikou frontální zóny je rozbíhavost izohyps na přední straně, ve směru proudění. Ta se označuje jako delta výškové frontální zóny. Dále se jedná o sbíhavost izohyps v týlové části a to označujeme jako vchod frontální zóny. Největší zhuštění izohyps je ve střední části zóny se značným zakřivením, cyklonálním i anticyklonálním. Tyto zóny jsou oblastmi s největší koncentrací kinetické energie v troposféře. Vyskytují se v nich ostré změny v křivosti, sbíhavosti a rozbíhavosti proudnic a jsou spojeny s typickou frontogenezí v blízkosti vchodu zóny a frontolýzou v oblasti její delty. Tyto zóny souvisejí a atmosférickými frontami, zjišťovanými s přízemních synoptických map, avšak nerovnají se sobě.
Výšková zóna je strukturní částí prostorového tlakového pole. Atmosférická fronta je rozhraní mezi vzduchovými hmotami různých fyzikálních vlastností (viz další články).
S výškovou zónou souvisejí také trysková proudění (jet streamy). Ty se ve tvaru trubic rozprostírají v osách zón. Charakterizují je vysoké rychlosti, kdy izotachy (spojnice míst se shodnou rychlostí větru) jsou přibližně eliptického tvaru. Tryskové proudění může mít délku tisíců kilometrů a mocnost jednotek kilometrů. Dle literatury existuje zmínka o nejvyšší rychlosti větru v oblasti tryskového proudění a to 700km/h (Japonsko) a v oblasti Atlantiku šlo o maximální rychlost blízko 400km/h. Existuje mimotropické tryskové proudění, které je na severní polokouli spojeno s frontální zónou mezi arktickým vzduchem a vzduchem mírných šířek a dělí se tím na dvě větve a značně meandruje. Dále existuje subtropické tryskové proudění s výskytem též v horní troposféře. Může se objevit ale i v nižších šířkách, na severní polokouli v létě asi mezi 40. a 45. rovnoběžkou a v zimě kolem 30. rovnoběžky. Větší rozvoj vykazuje v zimě a je většinou bez vazby na konkrétní frontální zónu. Trysková proudění se vyskytují ale i ve stratosféře, jde o rovníkové tryskové proudění vyskytující se na severní polokouli a má východní směr. Dále existuje silné proudění západního směru ve stratosféře s přesahem až do mezosféry v zimě ve vyšších zeměpisných šířkách. V letím období bývá střídáno prouděním převládajících východních směrů, to však nemá většinou charakter tryskového proudění.
Závěr
Tímto byly vyloženy základy týkající se cirkulace, tedy proudění v atmosféře Země. Na tento základ navazuje další problematika týkající se tlakových útvarů (již zde lehce zmíněna), která je vyložena v následujícím článku. To vše poté navazuje na problematiku vzduchových hmot a atmosférických front, což jsou témata článků dalších. Výklad je zjednodušen, nejsou zmíněny popisy detailních jevů a vynechány jsou současně také matematické vzorce a označování jednotlivých veličin a typů cirkulace.
