Oblaky a atmosférické srážky

Oblaky a atmosférické srážky

V této kapitole se budeme zabývat vybranými partiemi fyziky oblaků a srážek. Potřebujeme k tomu především představu o podmínkách rozvoje vertikálních pohybů ve vzduchu (viz bezprostředně předcházející kapitola) a dále základní fyzikální znalosti o kondenzaci par a mrznutí kapalin. Cílem je informovat čtenáře především o mechanismech vzniku srážek, které tvoří nepominutelnou součást oběhu vody v přírodě. Zvídavý čtenář jistě uvítá i elementární poučení o bouřkových oblacích a jejich struktuře.

12.1  Podmínky vzniku oblaků

Podstatou vzniku oblaků je ochlazení vzduchu do té míry, že v něm obsažená vodní pára se stane nasycenou, dojde k její kondenzaci a k vytvoření velikého počtu drobných oblačných kapiček. Toto ochlazení má zpravidla jednu ze dvou následujících základních příčin:
  1. Vzestupné pohyby vzduchu, při nichž se vzhůru vystupující vzduchová hmota přibližně adiabaticky (tj. bez výměny tepla s okolím) rozpíná a ochlazuje. V určité hladině, kterou nazýváme kondenzační hladina (viz Dodatek 2, bod 6), se potom vzduch stane nasyceným a při dalším vzestupu vznikají následkem kondenzace vodní páry oblaky.

  2. Izobarické ochlazování (tj. probíhající při konstantním tlaku vzduchu) určitých vzduchových vrstev v atmosféře, při němž teplota klesne pod teplotu rosného bodu (viz Dodatek 2, bod 2) a dojde ke kondenzaci vodní páry.

Vznik oblaků vzestupnými pohyby vzduchu

Prvým způsobem vznikají např. konvekční oblaky druhu cumulus (Cu). Primárním impulzem je v tomto případě nejčastěji intenzivní nerovnoměrné zahřívání zemského povrchu slunečním zářením. Nad více zahřátými místy vznikají vzestupné pohyby lehčího teplého vzduchu (termická konvekce), které dosahují rychlostí řádově metry za sekundu, v extrémních případech až desítky metrů za sekundu. Dosáhnou-li tyto vzestupné proudy, které jsou nad méně zahřátými místy kompenzovány sestupnými pohyby vzduchu, kondenzační hladinu, vytváří se při dalším vzestupu konvekční oblačnost. Oblačnost tohoto typu mívá, zejména v létě, výrazný denní chod s maximem výskytu v popoledních hodinách, kdy je zahřívání zemského povrchu slunečním zářením největší.

Obdobným způsobem přispívají ke vzniku oblaků vzestupné proudy vzduchu vyvolané prouděním přes horské nebo jiné terénní překážky (tzv. orografická oblačnost). Jako příklad v tomto směru můžeme uvést oblaky tvořící tzv. fénovou zeď (viz kap. 13).

Jak jsme již uvedli v kapitole 8, vyskytují se v oblastech nízkého tlaku vzduchu (tlakové níže, brázdy nebo pásy nízkého tlaku) uspořádané vzestupné pohyby o rychlostech řádově pouze centimetry za sekundu, které však zasahují rozsáhlé oblasti zemského povrchu. Tyto vzestupné pohyby se projevují vytvářením vrstevnaté oblačnosti, z níž často vypadávají významné srážky.

Vzestupné pohyby teplého vzduchu na frontálních plochách (výkluzné pohyby podél frontální plochy v případě teplé fronty, "nadzvedávání" teplého vzduchu na studené frontě při pronikání "klínu" studeného vzduchu) působí vznik frontálních systémů oblačnosti, které popisujeme v kap. 9.

Vznik oblaků izobarickým ochlazováním

Druhým naznačeným způsobem vzniká především tzv. podinverzní (inverzní) oblačnost pod výškovými teplotními inverzemi. Vodní pára transportovaná spolu s kondenzačními jádry (viz dále) turbulentním promícháváním, popř. vzestupnými pohyby vzduchu, se hromadí pod zadržující vrstvou teplotní inverze. Protože vodní pára intenzivně vyzařuje dlouhovlnné (infračervené) záření, dojde tak k radiačnímu ochlazení podinverzní vrstvy vzduchu, v níž se vodní pára nahromadila, a klesne-li zde teplota tímto způsobem pod teplotu rosného bodu, vzniká zpravidla nepříliš vertikálně mohutná vrstevnatá oblačnost, často druhu stratus (St) -- viz dále.

Podinverzní oblačnost mívá denní chod s maximem výskytu v ranních hodinách, během dne se působením slunečního záření obvykle rozpouští. V zimě a v pozdnějším podzimu, kdy je příkon slunečního záření obecně velmi malý, se však může spojitě udržovat po řadu dnů.

Dolní hranice inverzních vrstev bývají často zvlněny v podobě "stojatých vln" a v tomto případě mívá podinverzní oblačnost vzhled dlouhých pásů oddělených mezerami nebo některé její části nabývají podoby rybí páteře. Příčina spočívá v tom, že v oblastech vrchů zmíněných "stojatých vln" dochází k intenzivnějšímu vytváření oblaků vlivem lokálních vzestupných pohybů vzduchu, zatímco mezi nimi se oblaka v sestupných pohybech rozpouštějí. Mluvíme pak o vlnovém charakteru oblačnosti. Z fyzikálního hlediska jde o zajímavou ukázku působení hydrodynamických gravitačních vln v atmosféře.

12.2  Druhy oblaků

Mezinárodní klasifikace oblaků rozlišuje deset základních druhů, které si nyní pro lepší přehled nejprve orientačně rozčleníme podle výšek, v nichž se v našich zeměpisných šířkách nejčastěji vyskytují.
  1. Výšky 6--9 km, popř. i výše, v zimě naopak někdy níže:

    cirrus, zkr. Ci, česky řasa;

    cirrocumulus, zkr. Cc, česky řasová kupa, lidově malé beránky, čti cirokumulus;

    cirrostratus, zkr. Cs, česky řasová sloha.

  2. Výšky nejčastěji 2--5 km nad terénem:

    altostratus, zkr. As, česky vysoká sloha;

    altocumulus, zkr. Ac, česky vysoká kupa, lidově velké beránky, čti altokumulus.

  3. Oblaky se spodní základnou obvykle do výšky 2 km nad terénem:

    stratus, zkr. St, česky sloha;

    stratocumulus, zkr. Sc, česky slohová kupa, čti stratokumulus;

    nimbostratus, zkr. Ns, česky dešťová sloha.

    Do této skupiny patří i oblaky s vertikálním vývojem, tzv. konvekční (konvektivní) oblaky:

    cumulus, zkr. Cu, česky kupa, čti kumulus;

    cumulonimbus, zkr. Cb, česky bouřková (dešťová) kupa, bouřkový oblak, čti kumulonimbus.

Popis jednotlivých druhů

Cirrus -- jemné bílé obláčky bez vlastních stínů, s vláknitou strukturou v podobě jednotlivých vláken nebo jejich svazků, popř. shluků, často s hedvábným leskem. Jedná se o oblak složený z ledových krystalků.

Cirrocumulus -- menší bělavé plošky ve tvaru zrn, vloček apod., často s perleťovým nádechem (tzv. iridescence). Oblak se skládá z ledových krystalků, existuje v něm však často i výskyt přechlazených vodních kapiček.

Cirrostratus -- jemný bílý závoj částečně nebo zcela zakrývající oblohu. Sluneční záření zpravidla není zeslabováno natolik, aby zcela zmizely stíny vrhané předměty, obrysy slunečního disku bývají dobře patrné. Jedná se opět o oblak složený z ledových krystalků a často na něm lze pozorovat halové jevy (viz dále).

Altostratus -- oblačná vrstva plsťového vzhledu, nejčastěji světle šedá, sluneční disk často prosvítá jako za matným sklem, ale předměty nevrhají stíny. Mohou vypadávat "slabé srážky", které se v letním období zpravidla stačí vypařit ještě před dopadem na zemský povrch. U tohoto oblaku se nevyskytují halové jevy.

Altocumulus -- jednotlivé skupiny nebo vrstvy bělavých až tmavošedých oblaků v podobě valounů, jež mohou být uspořádány do řad orientovaných v jednom nebo ve dvou směrech. Zdánlivá úhlová šířka největších z valounů je kolem pěti úhlových stupňů, okraje oblaků někdy mívají perleťové zbarvení (iridescence). Zvláštním tvarem altocumulu je altocumulus lenticularis (Ac len, čti altokumulus lentikuláris) v podobě velkých čoček vyskytujících se např. v závětří horských překážek.

Stratus -- jednotvárná šedá oblačná vrstva bez patrné struktury, spodní základna se někdy jeví zvlněná. Mohou vypadávat pouze velice slabé srážky projevující se jako mrholení nebo v zimě slabé sněžení. Základna často bývá ve výškách do 1 km nad zemským povrchem, někdy se snižuje až k němu.

Stratocumulus -- vrstvy hrubých oblačných valounů, světlých až tmavošedých, někdy uspořádaných do řad. Mohou existovat mezery, jimiž je vidět modrou oblohu, jindy oblak tvoří splývavou vrstvu valounů.

Nimbostratus -- oblak vzhledu beztvaré, jednolité a tmavé vrstvy, dosahuje značné tloušťky (až několik km). Jde o typický dešťový oblak, zpravidla je oblakem smíšeným, tj. obsahuje vodní kapky i ledové částice.

Cumulus -- hustý oblak vyvíjející se do výšky v podobě kup. Vytváří se působením vzestupných proudů vzduchu vznikajících nejčastěji následkem nerovnoměrného zahřívání zemského povrchu slunečním zářením. Nízké cumuly, u nichž zdánlivý poměr vertikálního rozměru k rozměru horizontálnímu je přibližně 1 : 1 nebo menší, nazýváme cumulus humilis (Cu hum); je-li tento poměr zhruba 1,5 : 1 až 2 : 1, jde o cumulus mediocris (Cu med, čti kumulus mediokris); vysoké kumuly mající často vzhled květákových hlávek označujeme jako cumulus congestus (Cu con, čti kumulus kongestus). Cumulus je zpravidla oblakem složeným z vodních kapek, vyšší partie Cu con však mohou obsahovat i ledové částice. Cu con se v některých případech dále vyvíjí v bouřkový oblak cumulonimbus.

Cumulonimbus -- bouřkový oblak, vertikální rozsah nejméně několik kilometrů, někdy může prorůstat až do spodní stratosféry. Má vzhled vysokých věží, odspodu tmavý, ozářené boky jasně bílé, vrcholky s vláknitou strukturou. Horní partie bývá protažena ve směru výškového proudění, čímž vzniká charakteristická podoba kovadliny. Bouřky mohou vznikat pouze z tohoto druhu oblaku, avšak nikoli každý cumulonimbus se projevuje bouřkovými efekty.



Box 8: Oblaka a odhad vývoje počasí

V praktickém životě se často nabízí otázka: Může nám pohled na oblaky něco říci o počasí v nejbližších hodinách? Děje formující počasí i sám vývoj oblaků jsou velice složité, a proto i celková odpověď nemůže být vyslovena ve formě nějakého jednoduchého pravidla, ale aspoň některé konkrétní příklady lze uvést.

O ustáleném pěkném počasí, zpravidla v létě v oblastech vysokého tlaku vzduchu, svědčí typický denní chod kupovité oblačnosti, kdy ráno a k večeru máme jasno, zatímco od pozdních dopoledních hodin se objevují kumuly s nepříliš velkým vertikálním vývojem (tzv. oblaky pěkného počasí).

Vyskytnou-li se v tomto období dny s celodenním úplným jasnem, svědčí to o tom, že zádržná vrstva -- zpravidla představovaná výškovou subsidenční inverzí teploty vzduchu -- se svojí spodní hranicí nachází níže než kondenzační hladina, v níž se stává nasycenou vodní pára, obsažená ve vzestupných proudech vzduchu vyvolaných termickou konvekcí. Takováto situace svědčí o intenzivním působení útvarů vysokého tlaku. Naproti tomu objevují-li se již v časnějších dopoledních hodinách oblaky podobné cimbuří s vertikálně se vyvíjejícími věžemi a věžičkami, svědčí to o velké nestabilitě ve vzduchové hmotě a lze očekávat brzký výskyt bouřek.

Typickou předzvěstí blížící se fronty s jejími počasovými projevy jsou cirrovité oblaky (řasy), a to především tehdy, jestliže se jejich množství na obloze v čase rychle zvětšuje, houstnou-li a obsahují-li vlákna s háčky zahnutými nahoru (tzv. cirrus uncinus).


Kromě uvedených deseti základních (hlavních) druhů rozlišuje Mezinárodní klasifikace oblaků ještě tvary, odrůdy, zvláštnosti a tzv. mateřské oblaky. Podrobnosti obsahuje Mezinárodní atlas oblaků, který je oficiálním dokumentem Světové meteorologické organizace.

Z hlediska mikrostrukturálního složení dělíme oblaky na vodní, vytvořené pouze z vodních kapiček, oblaky smíšené, v nichž jsou promíšeny kapičky přechlazené vody s ledovými částicemi, a oblaky ledové. Vodní oblaky se dále dělí na teplé oblaky existující při teplotách nad 0 °C a oblaky přechlazené tvořené z kapiček přechlazené vody za teplot pod 0 °C .



Box 9: Oblačnost neboli stupeň pokrytí oblohy oblaky

V povětrnostní službě se vyjadřuje v osminách relativního pokrytí oblohy oblaky:

méně 1 / 8 -- jasno
2/8 -- skoro jasno
3/8 -- malá oblačnost
4/8 -- polojasno (pro řídkou oblačnost)
-- polooblačno (pro hustší, např. kupovitou oblačnost)
5/8 -- oblačno
7/8 -- skoro zataženo
8/8 -- zataženo

V klimatologii se místo osmin používá desetin (desetinného čísla).


12.3  Mikrostrukturální procesy v oblacích

Základním procesem nezbytným pro vytvoření oblaků je kondenzace vodní páry. Z termodynamických úvah i z laboratorních výsledků však vyplývá, že v homogenním plynném prostředí je vznik zárodků kapiček vody spontánním spojováním jednotlivých molekul H2O nesmírně energeticky náročným a statisticky nepravděpodobným dějem, který by mohl v potřebném rozsahu nastávat až při přesycení vodní páry řádově několik stovek procent (vzhledem k nasycené vodní páře nad rovinným vodním povrchem). Na druhé straně empirická zkušenost ukazuje, že v reálné atmosféře dochází ke kondenzaci prakticky ve všech případech, kdy je dosaženo stoprocentního nasycení vodní páry vůči rovinnému vodnímu povrchu. Jediné možné vysvětlení pak spočívá v existenci určitých aerosolových částic přítomných v ovzduší, které v důsledku svých vhodných fyzikálně-chemických vlastností mohou působit jako účinná centra kondenzace a usnadňovat tak vznik zárodků vodních kapiček. Tyto částice nazýváme kondenzační jádra a velikosti jejich poloměrů dosahují řádově hodnot 10 - 8 až 10 - 5 m. Kondenzační jádra s poloměrem větším než 10 - 6 m nazýváme obřími kondenzačními jádry a jejich počet ve vzduchu je zpravidla o několik řádů menší než počet všech účinných kondenzačních jader.

Fyzika oblaků a srážek zná řadu mechanismů, jejichž prostřednictvím aerosolové částice působí jako kondenzační jádra. Použijeme-li např. Thomsonův a Gibbsův vzorec
Er = EĽˇ exp(
A
r
),     (12.1)
kde A = 2 d w (Rv r w T) - 1, Rv je měrná plynová konstanta vodní páry, r poloměr vodní kapičky a T její teplota (v kelvinech), d w povrchové napětí (povrchová energie) vody a r w její hustota, Er tlak nasycené vodní páry těsně nad kapičkou o poloměru rEĽ tlak nasycené vodní páry nad rovinným vodním povrchem, vidíme, že tlak nasycené vodní páry bezprostředně nad povrchem kapičky je tím větší, čím je poloměr této kapičky menší. Ke kondenzaci vodní páry na dané kapičce však může dojít až tehdy, převýší-li skutečný tlak vodní páry obsažené ve vzduchu příslušnou hodnotu Er. Kondenzuje-li vodní pára na nějaké vodou smáčitelné aerosolové částici, která má sama o sobě jistou velikost, vznikající zárodek kapičky potom snáze překoná kritické počáteční stadium, kdy je v důsledku platnosti vztahu (12.1) podstatně ztížena kondenzace, jež na zárodku kapičky o maličkém poloměru může nastat jen při relativně velkých (až několik set procent) přesyceních vzduchu vodní párou vůči rovinnému vodnímu povrchu. Kromě toho u pórovitých, ve vodě nerozpustných, ale vodou smáčitelných částic se mohou za vhodných podmínek vytvářet při kondenzaci v pórech duté vodní povrchy s opačným zakřivením, než je tomu u povrchu kapek (tzv. kapilární kondenzace). Potom r ve vztahu (12.1) má zápornou hodnotu a tlak nasycené vodní páry nad dutým vodním povrchem je tedy menší než nad rovinným vodním povrchem (za jinak stejných podmínek), což vytváří podmínky velmi příznivé pro další kondenzaci.

Mnohé aerosolové částice přítomné v atmosféře jsou tvořeny látkami rozpustnými ve vodě, např. různými částečkami mořských solí, jež vznikly odpařením kapiček mořské vody, které se do ovzduší dostaly při probublávání vzduchových bublin povrchovými vrstvami moře nebo z mořské pěny rozstřikující se při vlnobití. Tyto látky pak přecházejí ve formě roztoků do vodních kapiček. Vzniklé kapičky pak obsahují roztok určité látky. Pro nedisociované roztoky platí podle Raoultova zákona vztah
E' = E n (n + n') - 1 ,     (12.2)
v němž E značí tlak nasycené vodní páry nad čistou vodou a E' tlak nasycené vodní páry nad roztokem, který obsahuje v n kilogrammolekulách vody n' kilogrammolekul rozpuštěné látky. Pro disociované roztoky používáme místo (12.2) vzorec
E' = E ˇ n (n + kn') - 1,     (12.3)
kde tzv. van Hoffův faktor k závisí na koncentraci a druhu rozpuštěné látky. Ze vztahů (12.2--3) jednoznačně vyplývá, že tlak nasycené vodní páry nad roztokem určité látky je vždy menší než tlak nasycené vodní páry nad čistou vodou, a proto kapičky obsahující nějakou rozpuštěnou látku narůstají kondenzací rychleji než kapičky čisté vody. Zvláště názorný příklad této skutečnosti můžeme pozorovat za situace, kdy skutečný tlak vodní páry obsažené ve vzduchu má takovou hodnotu, že vůči čisté vodě je vzduch vodní párou nenasycen, ale vzhledem k určitému roztoku již přesycen. Kapičky daného roztoku potom narůstají kondenzací, zatímco kapičky čisté vody se vypařují. Podobným způsobem jako rozpuštěné chemické látky mohou působit i pevné částice nesoucí elektrický náboj, dostanou-li se do vodních kapiček. Přítomnost elektrického náboje na kapičce má totiž analogický vliv jako rozpuštěná chemická látka.

V počáteční fázi vývoje oblaku vzniká na kondenzačních jádrech veliký počet drobných kapiček o poloměrech nejčastěji několik mikrometrů, jejichž koncentrace dosahují hodnot až 104 v krychlovém centimetru. Další vývoj oblaku do stadia vypadávání srážek vysvětlují teorie vzniku srážek, o nichž se zde stručně zmiňujeme v dalším textu.

Proces případného mrznutí vodních kapičekvznik ledových částic v oblacích je z termodynamického hlediska obdobný kondenzaci v tom, že v homogenní čisté kapalné fázi jde opět o energeticky velice náročný a statisticky nepravděpodobný děj. Vodní kapičky v reálných oblacích zůstávají proto v kapalné fázi i velmi hluboko pod bodem mrazu (tzv. přechlazená voda, přechlazené vodní kapky). Možnost existence kapalné vody v oblacích byla bezpečně prokázána (teoreticky i experimentálně) až k teplotám kolem -42 °C . Při vyšších teplotách je ke zmrznutí malé oblačné kapičky zřejmě třeba, aby uvnitř ní existovalo jisté jádro (pevná částice), které při určité kritické teplotě nižší než 0 °C a dané jeho specifickými vlastnostmi začne působit jako centrum krystalizace a prakticky okamžitě pak dojde ke zmrznutí kapičky. Takové částice nazýváme ledovými nebo krystalizačními jádry a podle současných znalostí není třeba nutně uvažovat o nějaké zvláštní podstatě těchto jader, neboť v jejich roli mohou působit některé tuhé zbytky kondenzačních jader obsažené uvnitř kapiček, jemné půdní částečky apod.

12.4  Vznik srážek

Jak jsme již uvedli, v počáteční fázi mikrostrukturálního vývoje oblaku vzniká na kondenzačních jádrech veliký počet mikroskopických kapiček, jejichž velikosti dosahují řádově několika mikrometrů a počet v krychlovém centimetru až kolem 104. Je zřejmé, že zásoba vodní páry obsažená v oblačném vzduchu nemůže v žádném případě postačovat k tomu, aby všechny tyto kapičky postupně narostly do rozměrů dešťových kapek, jejichž pádová rychlost daná rovnováhou mezi silou tíže a silou odporu vzduchu vůči pohybu kapky převyšuje rychlost vzestupných proudů vzduchu obvykle existujících uvnitř oblaku. Mechanismus vzniku padajících atmosférických srážek (deště, mrholení, sněžení, krup atd.) tedy musí spočívat v tom, že z určitého důvodu část maličkých oblačných elementů, tj vodních kapiček, popř. ledových částic, začne intenzivně narůstat na úkor ostatních. Představy vysvětlující tento mechanismus, které má meteorologie v současné době k dispozici, lze v podstatě rozdělit do dvou skupin.

1. Vývoj srážek ve smíšených oblacích

Ke vzniku srážek je v mírných a vyšších zeměpisných šířkách nezbytná přítomnost ledových částic v oblaku. Představme si v tomto směru situaci, kdy při teplotách pod 0 °C menší část přechlazených vodních kapiček obsahující vhodná krystalizační jádra zmrzne v ledové částečky. Protože tlak nasycené vodní páry nad ledem je menší než tentýž tlak nad kapalnou vodou, vytvoří se pak záhy stav, kdy se kapičky přechlazené vody vypařují, zatímco ledové částice narůstají postupným ukládáním molekul vodní páry na svém povrchu. Kromě toho je přechlazená voda z termodynamického hlediska v metastabilní fázi, a jestliže se kapička přechlazené vody srazí při teplotě pod 0 °C s ledovou částicí, takřka okamžitě na ni namrzne. Právě naznačenými způsoby dochází k intenzivnímu narůstání ledových částic na úkor přechlazených vodních kapiček. Po dosažení kritické velikosti, kdy jejich pádová rychlost převýší rychlost vzestupných pohybů vzduchu v oblaku, začnou ledové částice padat dolů, v oblasti pod hladinou teploty 0 °C (hladina nulové izotermy) tají a mění se v dešťové kapky. Při právě popsaném mechanismu je tedy každá dešťová kapka svým původem roztálým kouskem ledu.

2. Koalescenční teorie vzniku srážek

Skutečnost, že zejména v nízkých zeměpisných šířkách často vypadávají intenzivní srážky (např. ve formě tropických lijáků) z tzv. teplých oblaků nalézajících se níže než hladina nulové izotermy, vyvrací představy o výlučné platnosti právě zmíněného mechanismu. Vzniklou mezeru vyplňuje tzv. koalescenční teorie vzniku srážek.

Zmínili jsme se již, že mezi kondenzačními jádry se vyskytují obří kondenzační jádra o poloměrech několik mikrometrů, jejichž koncentrace bývá řádově menší (nejčastěji asi o 4--6 řádů) než koncentrace všech kondenzačních jader přítomných ve vzduchu. Tyto relativně velké částice jsou pravděpodobně tvořeny hygroskopickými krystalky mořských solí a za vhodných podmínek na nich mohou vznikat kapky až o řád větších rozměrů než kapičky vytvořené na ostatních kondenzačních jádrech. Takto vzniklé relativně větší kapky pak zachycují při vzájemných srážkách menší kapičky (koalescence -- vzájemné splývání srážejících se kapek) a narůstají do takových rozměrů, že začnou padat skrze vzestupné proudy vzduchu formující oblak, při pádu dále urychleně narůstají koalescencí s malými kapkami a dorostou-li určité velikosti (poloměr asi 2--5 mm podle konkrétních podmínek uvnitř oblaku), samovolně se rozpadají na několik málo větších zbytků a značný počet mikroskopických kapiček. Vlastní příčinou jejich rozpadu je skutečnost, že blána povrchového napětí už není schopna udržet pohromadě narůstající objem vody a praská. Větší zbytky jsou pak vzestupnými proudy vzduchu znovu unášeny vzhůru, přičemž opět narůstají koalescencí, znovu začnou padat a celý proces se opakuje.

Tímto způsobem vznikne uvnitř oblaku jakousi "řetězovou reakcí" zásoba větších vodních kapek a stačí pak impulz např. v podobě oslabení vzestupných proudů vzduchu působením tíže nahromaděné vody, aby došlo k jejich vypadnutí. Podmínkou pro vznik srážek podle koalescenční teorie je dostatčně velký obsah vodní páry a kapalné vody v oblaku, což je typické zejména pro oblaky v rovníkové zóně.



Box 10: Typické hodnoty srážek

Pro názornější představu mohou být zajímavé orientační údaje o typických velikostech spadlých srážek. Tyto údaje se obvykle udávají v milimetrech vodního sloupce. Jde vlastně o tloušťku vrstvy vody, která by vznikla ze spadlé srážkové vody, kdyby se nic nevsáklo, neodpařilo ani neodteklo. U tuhých srážek se přitom uvažuje voda vzniklá po jejich úplném roztátí. Jeden milimetr vodního sloupce odpovídá jednomu litru spadlé vody na jeden čtvereční metr horizontální plochy.

V případě běžných přeháněk jde nejčastěji o množství desetin až několika milimetrů, hodnoty 20--30 mm představují již dosti silné, zpravidla bouřkové lijáky, 100 spadlých srážek nebo více se dosahuje v extrémních přívalových lijácích s katastrofickými následky. U srážek trvalejšího charakteru představuje např. 30--50 mm spadlých srážek za den již velmi významná množství, hodnoty kolem 100 mm za den již zpravidla vedou k povodňovým událostem, opakují-li se po více dnů za sebou, jde o mimořádné události s katastrofami velkého rozsahu.

Roční množství srážek spadlých na území České republiky se v průměru pohybuje od hodnot pod 500 mm v nejsušších oblastech (Slánsko) až k množstvím přesahujícím 1300 mm (některé oblasti Šumavy, Jizerských hor a ostatních pohoří lemujících českou kotlinu). Z hlediska ročního rozložení nelze říci, že se u nás v dlouhodobém průměru vyskytují výrazně srážková a bezsrážková období, přesto však zde existuje asymetrie ročního chodu s převahou letních srážek.



Box 11: Extrémní srážky

Z území někdejšího Československa se uvádí nejvyšší průměrný roční úhrn srážek 2 130 mm ze stanice Zbojnícka chata (Vysoké Tatry, 1958 m) za období 1901--1950; z téže stanice pochází absolutní maximum ročních srážek 2 725 mm (1938). Nejnižší průměrný roční úhrn srážek 410 mm byl zaznamenán na stanici Libědice (okr. Chomutov) za období 1901--1950. Absolutní minimum ročních srážek 247 mm pochází ze stanice Velké Přítočno (ok. Kladno) z r. 1933, resp. ze stanice Skryje, Písky (okr. Rakovník) z r. 1959. Nejvyšší úhrn srážek za 24 hodin činil 345 mm na stanici Nová Louka (Jizerské hory, 780 m n. m.) 29. až 30. července 1897. Za nejvyšší hodinový srážkový úhrn se považuje hodnota 116,6 mm ze stanice Hamry (okr. Chrudim) zaznamenaná dne 3. září 1956.

Zdroj: Meteorologický slovník [5]

Pokračování kapitoly najdete v knize Meteorologie