Šport, rozličné kuriózne správy a predpoveď počasia sú najčítanejšie informácie v novinách a relácie o počasí sú hneď za večerníčkom najpopulárnejším seriálom v televízii. Mnohí dnes už všeličo vedia o práci meteorológov, ale medzi ľuďmi sú rozšírené "legendy" o tom, ako "počítače predpovedajú počasie" a "ako sa predpovedá počasie z družíc a radarov". Ako sa vlastne počasie predpovedá?

Základná metóda pri predpovedi počasia je synoptická metóda. Slovo synoptika je gréckeho pôvodu (syn-optein znamená súčasne vidieť, súčasne pozorovať). Nad veľkým územím (nad celou Zemou súčasne) a v tom istom čase sa robia meteorologické pozorovania. Namerané údaje sa zozberajú a dohodnutým spôsobom sa zakreslia na geografickú, meteorologickú mapu. Sledovaním vývoja meteorologickej situácie na mapách pri znalosti fyzikálnych zákonov, ktorými sa atmosférické procesy riadia, môžeme urobiť časovú extrapoláciu vývoja - predpoveď počasia.
Prízemné meteorologické mapy vznikajú z údajov staníc umiestnených na zemi alebo na lodi. Zväčša sú obsluhované ľuďmi, ale sú aj automatické. Sieť staníc je pomerne hustá, avšak správy zo všetkých staníc sa dajú zakresliť len na špeciálne detailnejšie mapy, ktoré sa vyhotovujú v mierke 1:5 mil. alebo 1:2,5 mil.
Pozorovania a mapy sa robia v trojhodinových intervaloch podľa svetového času. Správy sa zašifrujú do dohodnutého číslicového kódu - nazýva sa SYNOP. Sústreďujú sa do národných centier, medzi ktorými sa vymieňajú, takže každá národná poveternostná služba má možnosť získať správy z veľkej časti zemegule a nakresliť si z tejto časti mapy. V Európe sa používajú mapy v mierke 1:10 alebo 1:15 mil., na ktorých je územie od východného pobrežia Kanady po Ural a na severe skoro od pólu až po severné pobrežie Afriky. Územie je dostatočne veľké na to, aby sme na ňom zachytili meteorologické útvary, ktoré môžu v budúcich dňoch ovplyvňovať počasie v strednej Európe. Z tohto hľadiska je najdôležitejší západný sektor - Atlantický oceán. Tam vzniká väčšina tlakových útvarov, ktoré v prevládajúcom západnom prúdení postupujú do Európy.
Mapy sa môžu kresliť ručne, ale často ich zakreslí priamo počítač. Keďže sa mi nepodarilo získať všetky symboly tak, aby sme sa mohli naučiť čítať meteorologické mapy, tak aspoň uvádzam vzorového "pavúčika - zákres jednej správy SYNOP".

Staničný krúžok, "pavúčik", z prízemnej poveternostnej mapy. Vo vlastnom krúžku je zaznamenané celkové pokrytie oblohy oblačnosťou, v našom prípade je to 7/8. 1 - vietor: 330°, 10 m.s-1; 2 - teplota: 22 °C; 3 - stav počasia: búrka s dažďom; 4 - dohľadnosť: 5 km; 5 - rosný bod: 16 °C; 6 - nízka oblačnosť: Cumulonimbus capitallus; 7 - nízka oblačnosť (výška základne): 6=1000 až 1500 m; 8 - nízka oblačnosť (množstvo): 6/8; 9 - priebeh počasia: búrka; 10 - tlaková tendencia: tlak spočiatku klesol a potom stúpal; 11 - hodnota tlakovej tendencie: celkove tlak stúpol o 0,25 kPa; 12 - tlak vzduchu: 100,97 kPa; 13 - druh strednej oblačnosti: Altocumulus v rôznych výškach, chaotický vzhľad oblohy.

Nakreslenú poveternostnú mapu meteorológ analyzuje. Znázorní si na mape pomocou izobár tlakové pole, všíma si tendenciu vývoja tlakového poľa (spojnice miest s rovnakou zmenou tlaku vzduchu počas 3 hodín) a nájde hranice medzi vzduchovými hmotami - fronty.
Na určenie polohy frontu používame všetky prvky: stav a priebeh počasia, charakter oblačnosti, teplotu, vietor atď.
Bolo by nedostačujúce, keby sme posudzovali stav atmosféry len z údajov pozemných staníc. Existujú ešte aerologické stanice, ale tých je podstatne menej. Na Slovensku je len jedna v Poprade. Ďalšie sú v Prahe a v Prostejove. V 6hodinových intervaloch vypúšťajú na balónoch sondy, pomocou ktorých získavajú údaje o teplote, vlhkosti, tlaku a vetre až do výšok 25-30 km. Údaje z meraní sa môžu znázorniť na aerologickom diagrame, na základe ktorého sa z daného vertikálneho teplotného a vlhkostného zvrstvenia určuje (predpovedá) vývoj konvektívnej oblačnosti, výskyt turbulencie alebo námrazy a maximálne a minimálne denné teploty.
Iný spôsob využitia údajov z aerologických staníc je taký, že z každej správy vyberieme len údaje z jednej zvolenej tlakovej hladiny a zakreslíme ich opäť na geografickú mapu. Takto vznikne výšková mapa zvolenej tlakovej hladiny. Okolo staničného krúžku výškovej mapy je menej údajov. Je tam výška (absolútna topografia danej hladiny nad hladinou mora), teplota, rosný bod a vietor. Pri analýze výškovej mapy si znázorňujeme reliéf tlakovej hladiny pospájaním miest s rovnakou výškou (izohypsami).

Rez atmosférou so znázornenými tlakovými hladinami (AS - aerosondážna stanica). Kóty nad AS sú nadmorské výšky jednotlivých tlakových hladín nad danou AS. Výšky nad strednou AS zodpovedajú priemerným (štandardným) podmienkam.

Vývoj prízemného tlakového poľa a postup frontov je závislý od procesov v celej hľúbke atmosféry, predpoveď počasia si v súčasnosti nevieme predstaviť bez využívania informácií z výškových máp. Výškové mapy majú dokonca prioritu, lebo zákonitosti vývoja situácie vo voľnej atmosfére sú jednoduchšie, nie sú natoľko ovplyvňované podložím (pevnina, more, hory). Na základe predpovede výškového tlakového poľa, čo je vlastne predpoveď cirkulačných pomerov vo voľnej atmosfére, usudzujeme, aké bude tlakové pole a poloha frontov na prízemnej mape, čo zase určuje charakter budúceho počasia.
Teraz je jednoduchšie vysvetliť, ako počítače predpovedajú počasie. Meteorológovia tomu hovoria objektívne predpovedné metódy. Časovú extrapoláciu stavu atmosféry (termobarického poľa) vyhodnotíme podľa fyzikálneho modelu, do ktorého dosadíme aktuálne hodnoty (z výškových máp) matematickým aparátom. Výsledným produktom sú predpovedné výškové mapy na 24-72 hodín, prípadne až na 180 hodín. Ďalší postup k predpovedi počasia je už opäť subjektívny.
Objektívne predpovedné metódy nie sú novinkou, ale až súčasné výkonné počítače sú schopné vykonať zložité matematické operácie pre niekoľko vrstiev (hladín atmosféry v hustej sieti bodov v primerane krátkom čase). Prvé pokusy s objektívnymi predpovednými metódami sa robili v 20.-30. rokoch minulého storočia. Výpočty však trvali skupine počtárov celé mesiace.

Meteorologické družice a radary sú pomocné diagnostické prístroje. Fotografia povrchu Zeme alebo oblačnosti pomáha meteorológom spresniť frontálnu analýzu najmä nad oceánom. Prostredníctvom meteorologických družíc sme prvýkrát uvideli meteorologické objekty, ktorých horizontálna rozľahlosť pokrýva tisícky kilometrov (cyklóny, fronty). V začiatkoch družicového snímkovania Zeme sa ozývali hlasy, že tieto pozorovania nahradia aj finančne náročné pozorovania z lodí na oceánoch. Z viacerých dôvodov sa tak ale nestalo. Meteorologické družice sú však nenahraditeľné napríklad pre skorú identifikáciu tropických cyklónov.
Okrem snímok vo viditeľnej oblasti spektra sa robia aj snímky v infračervenej oblasti spektra (v noci). Tieto snímky nám poskytujú informácie o teplote vyžarujúceho povrchu Zeme alebo oblačnosti a tým nepriamo aj o výške hornej časti oblačnosti.
Rádiolokátor pracujúci v oblasti centimetrových vĺn zachytáva odraz od drobných kvapôčiek a kryštálikov, z ktorých sa skladajú mraky. Táto skutočnosť sa používa na sledovanie vývoja a postupu význačnej (zrážkovej) oblačnosti, najmä však búrkových oblakov (Cumulonimbov). Nepriamou metódou môžeme radarom merať množstvo a intenzitu zrážok. A opäť je tu jedna oblasť, v ktorej sú nenahraditeľné. Je to krátkodobá predpoveď v búrkových situáciách.

Rozdelenie tlaku vzduchu

Rozdelenie tlaku vzduchu nad väčšou oblasťou znázorňujeme tak, že spájame miesta s rovnakým tlakom čiarami, ktoré nazývame izobary. Tlak vzduchu sa musí prepočítať na hladinu mora. Pozdĺž jednej izobary je teda všade rovnaký tlak. Izobary kreslíme na poveternostných mapách v určitých intervaloch, napr. 5 hPa. Najkratšia spojnica medzi dvoma susednými izobarami nám ukazuje spád tlaku. Pre jednoduchosť si predstavme priamkové rovnobežné izobary. V tomto prípade je spád tlaku daný všade kolmým smerom na izobary. Keby neexistovala odchyľujúca sila rotácie Zeme, prúdil by vzduch najkratšou cestou v smere spádu tlaku od vysokého tlaku k nízkemu a tlakové rozdiely by sa veľmi rýchlo vyrovnali. Na obrázku sú znázornené sily, ktoré určujú pohyb vzduchu pri určitom rozdelení tlaku.

Povedzme, že z bodu A1 na izobare 1010 hPa prúdi častica vzduchu pod vplyvom sily G v smere spádu tlaku. V tom istom okamihu však na pohybujúci sa vzduch pôsobí odchyľujúca sila rotácie Zeme C, na severnej pologuli vždy vpravo od súčasného smeru prúdenia. Smer sily G ostáva nezmenený, naproti tomu uhol medzi silami G a C sa postupne zväčšuje až konečne pôsobí v opačnom smere. Výsledok je, že vzduch prúdi rovnobežne s izobarami. Takéto prúdenie sa volá stacionárne.
Pri pohľade na meteorologické mapy zistíme, že smer skutočného prúdenia nesúhlasí ani so smerom izobár, ani so smerom spádu vzduchu, ale leží medzi nimi.

To značí, že v skutočných pomeroch pôsobí aj nejaká tretia sila. Touto silou je trenie prúdiaceho vzduchu o povrch Zeme. Trenie brzdí hlavne spodné vrstvy vzduchu. Týmto spomalením pohybu spodných vrstiev vzduchu vzniká určitý nekľud a častice vzduchu sa neusporiadane miešajú až do výšky asi 500 m nad povrchom. Takéto neusporiadané prúdenie vzduchu voláme turbulencia. Sily C a T môžeme vyjadriť výslednicou obidvoch (uhlopriečka C+T). V spodných vrstvách vzduchu musí byť sila C+T o niečo menšia ako sila G, preto má prúdenie smer k nižšiemu tlaku (S2). Vo väčšej výške, kde sa účinok trenia znižuje (T=0), platí naša úvaha o stacionárnom prúdení a vietor tam fúka pozdĺž izobár (S1), taký vietor voláme gradientný. To znamená, že keď priebeh izobár pri zemi a vo výške úplne súhlasí, je smer vetra vo výške stočený vpravo oproti pomerom na zemi. Čím je spád väčší, tým silnejšie fúka vietor. Spád tlaku sa volá gradient a vyjadruje sa rozdielom tlaku medzi dvoma miestami prepočítaným na vzdialenosť jedného rovníkového stupňa (111 km). Na poveternostnej mape nájdeme najväčší tlakový gradient jednoducho. Stačí sa pozrieť na hustotu izobár. Kde sú izobary najhustejšie, tam fúka najsilnejší vietor. Smer a silu vetra na mapách znázorňujeme "operenými šípkami". "Operenie" kreslíme tak, že krátka čiarka značí jeden stupeň, dlhá dva stupne Beaufortovej stupnice. Bezvetrie znázorníme krúžkom.

Pri zemi sa vzduch dostáva okľukou z tlakovej výše do tlakovej níže, čiže v tlakovej výši prúdi vzduch zo stredu výše vo všetkých smeroch. Takéto prúdenie sa volá divergentné. Do tlakovej níže vzduch neustále zo všetkých stran priteká - takéto prúdenie je konvergentné. V strede tlakových útvarov je gradient veľmi malý a preto je tam kľud alebo len slabý vietor.
Pri pohľade na takúto situáciu nás môže napadnúť, že tlaková níž sa musí stálym prílivom vzduchu vyplniť a naopak z tlakovej výše sa vzduch musí odčerpať. V skutočnosti často pozorujeme, že tlaková níž sa niekoľko dní za sebou prehlbuje a tlaková výš sa zosilňuje (tlak v jej strede stúpa). To je možné iba vtedy, ak nad tlakovou nížou vo výške vzduch vyteká (divergencia) a ak nad tlakovou výšou vzduch vteká (konvergencia). Čiže nad tlakovou nížou vzduch vystupuje do výšky a nad tlakovou výšou sa uplatňujú zostupné pohyby.
Vertikálne pohyby v ovzduší sú veľmi slabé, ale ich význam pre počasie je mimoriadne veľký. Tieto pohyby mávajú rýchlosť zlomky centimetra za sekundu, ale práve tieto pohyby "robia" počasie. Ale nepredstavujme si tieto pohyby tak, že výstupné pohyby vždy smerujú kolmo na povrch zeme do výšky - naopak, takýto pohyb je možný len nad obmedzenými, silne prehriatymi oblasťami pri tepelnej konvekcii. Vo väčšine prípadov sa jedná o pomalý výstup vzduchu, ktorý má značnú horizontálnu rýchlosť, na veľmi dlhej trati.

Vplyv vertikálnych pohybov na vývoj počasia

Kto dobre pozná hory, vie, že po jasnej noci v lete sa často už dosť skoro ráno začínajú v blízkosti hrebeňa tvoriť malé biele rozcuchané obláčiky, ktoré sa postupne zväčšujú, nadobúdajú tvar kôp a zotrvávajú nad hrebeňom, alebo, ak je horstvo dostatočne vysoké, zahaľujú jeho hrebene. Toto tvorenie je niekedy tak intenzívne, že aj pri všeobecne peknom počasí v susedných nížinách sa vyskytujú búrky a výdatné dažde. K večeru oblačnosť opäť ubúda a v noci je jasno. Je jasné, že takýto pravidelný priebeh má na svedomí prehrievanie povrchu zeme Slnkom.
Vnucuje sa otázka: Aká je súvislosť medzi výstupným pohybom vzduchu a tvorbou oblakov? Zaoberajme sa podmienkami, za ktorých sa vodné pary obsiahnuté vo vzduchu začínajú zrážať. Napríklad máme vzduch s teplotou 20 °C a obsahom vodných pár 17,3 g.m-3. Môžeme povedať, že vzduch je nasýtený vodnými parami (pomerná vlhkosť je 100 %). Ak sa ochladí nasýtený vzduch z 20 °C na 0 °C, musí sa 12,4 g.m-3 skondenzovať. Pri teplote 0 °C obsahuje 1 m3 nasýteného vzduchu iba 4,9 g.
Neprichádza však do úvahy ako zdroj kondenzácie vzduchu vyžarovanie. Nočné vyžarovanie, intenzívne iba za jasnej oblohy, znižuje značne teplotu povrchu zeme a nad ním ležiaceho vzduchu. Takto vzniká len prízemná hmla a na povrchu predmetov rosa (pri teplotách pod nulou inoväť). Aj prúdenie teplého vzduchu nad oblasť so studeným vzduchom môže vyvolať hmlu, ale zrážky takto nemôžu vznikať.

Ako vznikajú zrážky?

Vieme, že tlak vzduchu s výškou ubúda. Pri vertikálnych pohyboch sa vystupujúci vzduch dostáva pod nižší tlak a dôsledok je, že objem vzduchu sa zväčšuje. Vzduch vykoná určitú prácu, na ktorú sa spotrebuje časť tepla v ňom obsiahnutého. Vieme presne vypočítať, o koľko sa ochladí vzduch pri výstupe. Pre suchý alebo nenasýtený vzduch klesá teplota o 1 °C na každých 100 m bez ohľadu na výšku, v ktorej sa tento výstup odohráva.
V skutočnosti vzduch nikdy nie je úplne suchý, vždy obsahuje určité množstvo vodných pár. Vieme, že pri určitej teplote môže byť vo vzduchu iba určité množstvo pár. To znamená, že pri poklese teploty sa vzduch stáva vlhkejší (absolútny obsah vodných pár sa ale nemení). Ak vzduch dosiahne pomernú vlhkosť 100 % (a ak máme prítomné kondenzačné jadrá - tých je v nižších vrstvách dosť: prach, peľové zrnká, ...), prebytočná vlhkosť sa vyzráža (ak nemáme kondenzačné jadrá, relatívna vlhkosť môže byť aj 300 %). Ochladenie vystupujúceho vzduchu však už bude menšie ako 1° na 100 m, lebo na kondenzáciu sa uvoľní časť tepla. Čím je vyššia teplota vystupujúceho nasýteného vzduchu, tým je vyšší absolútny obsah vlhkosti a tým viac tepla sa uvoľní pri kondenzácii a tým viac sa spomaľuje ubúdanie teploty. Napríklad v teplom nasýtenom vzduchu sa teplota znižuje len o 0,4-0,6 °C, v chladnom vzduchu pak o 0,7-0,9 °C.
Tak isto sa mení aj teplota zostupujúceho vzduchu. Zostupujúci vzduch sa dostáva pod väčší tlak, stláča sa a jeho teplota stúpa. Stúpanie teploty zostupujúceho vzduchu je vždy o 1 °C na 100 m. Oteplením sa vzduch stáva suchším bez ohľadu na to, akú mal pomernú vlhkosť.
Tu opísané zmeny teploty sú zapríčinené len zmenami tlaku vzduchu bez toho, aby sa odoberalo alebo dodávalo teplo zvonka. Takéto zmeny voláme adiabatické.
Dá sa predpokladať, že podobné adiabatické zmeny teploty sa musia tiež vyskytovať pri horizontálnom prúdení pri prenose vzduchu z oblasti vysokého do oblasti nízkeho tlaku vzduchu. Horizontálne rozdiely tlaku sú veľmi malé v porovnaní s vertikálnymi - vzduch musí prejsť veľkú vzdialenosť, aby sa prejavil adiabatický pokles teploty (na 13 hPa tlaku o 1 °C).
Z vyššie uvedeného je jasné, že výdatným zdrojom kondenzácie (oblačnosti a zrážok) v ovzduší sú len výstupné pohyby vzduchu. Takto aj ľahko vysvetlíme, prečo sa oblaky vznášajú v určitej výške nad povrchom zeme - vzduch vystupujúci zo zeme je málokedy nasýtený a pri výstupe dosiahne určitú výšku, v ktorej sa začínajú tvoriť oblaky (kondenzačná výška). Túto výšku vieme presne vyrátať, ak okrem teploty vystupujúceho vzduchu vieme aj rosný bod, čiže teplotu, na ktorú sa môže vzduch ochladiť bez kondenzácie.
Popíšme si bežný prípad, keď z kopovitej oblačnosti vzniká búrkový oblak, základňa ktorého je vo výške 1500-2000 m, ale horný okraj až vo výške 5-9 km. Je jasné, že tam musia byť silné výstupné pohyby (aj viac ako 10-20 m.s-1). Predstavme si, že vzduch vystupujúci zo zeme má teplotu 30 °C a relatívnu vlhkosť 50 %, čiže absolútny obsah 15 g vodnej pary v 1 m3. Takéto pomery sú bežné za sparného letného popoludnia. Vystupujúci vzduch sa ochladzuje, dokiaľ nie je nasýtený o 1 °C na 100 metrov; vo výške asi 1400 m sa ochladí vystupujúci vzduch na rosný bod. V tejto výške je už vzduch nasýtený parami a má teplotu 16 °C, pri ďalšom výstupe bude pokles teploty priemerne len o 0,5 °C na 100 metrov za stálej kondenzácie a uvoľnenia skrytého tepla. Vo výške 4600 m sa vzduch ochladí na 0 °C; pri tejto teplote sa však udrží iba 4,9 g vodných pár. Ak do úvahy berieme aj skutočnosť, že sa objem vzduchu vplyvom menšieho tlaku v tejto výške takmer zdvojnásobil, dospejeme k výsledku, že 6 g vodných pár sa muselo zraziť a aj vypadnúť vo forme dažďa. Z uvedeného je jasné to, že ak je výstupný prúd dostatočne silný a trvá polhodinu až hodinu, môžeme sa dočkať veľmi výdatných lejakov, ale len na veľmi malej ploche. Takýto spôsob vzniku kopovitých (alebo aj búrkových) oblakov je možný len pri tepelnej konvenkcii, čiže pri nerovnomernom prehrievaní povrchu zeme.
Ostatné druhy oblakov pokrývajúce celú oblohu alebo jej veľkú časť vznikajú prevažne tak, že sa vlhký, teplejší a teda aj ľahší vzduch posúva po naklonenej ploche vytvorenej chladnejším, čiže ťažším vzduchom. Uhol sklonu je veľmi malý, priemerne 1:150 (na obrázku je tento uhol značne prehnaný).

Celkom nepatrné vertikálne prúdenie, ktoré tu vznikne, stačí na to, aby sa vodne pary kondenzovali a aby vznikali oblaky. Stáva sa však, že teplý vzduch je v kľude a pod neho preniká vo forme klinu studený vzduch. Aj tu vznikne vertikálne prúdenie a vznik mrakov. Mraky, ktoré takto vznikajú na rozhraní studeného a teplého vzduchu na poveternostných frontoch, voláme frontálna oblačnosť.
Takže nás teraz ako prognostikov-laikov už nemôžu prekvapiť synoptické mapy. A chápeme dokonca, prečo je v tlakových nížach väčšinou zamračené a dážď. Pre tých, ktorí to doteraz nepochopili, je tu zhrnutie:
Do stredu tlakovej níže zo všetkých strán priteká vzduch, ktorý vystupuje do výšok a kondenzuje.
Ani nás už neprekvapí, prečo Jadranka niekedy uhádne pekné počasie. Podarí sa jej to vždy vtedy, ak sa nad naše územie nasunie tlaková výš. V strede tlakovej výše sú totiž klesavé prúdy a ani najsilnejšie prehriatie povrchu zeme nestačí na vznik konvekcie a oblačnosti.

Rozdelenie teploty s výškou

Pri predošlých úvahách sme nebrali do úvahy stav samotnej atmosféry. Rozhodujúci činiteľ pre to, či bude vzduch ľahko vystupovať do výšky, alebo naopak, či bude vykazovať snahu vrátiť sa do pôvodnej polohy, je súčasné rozdelenie teploty s výškou. Z predošlého textu vieme, že teplota s výškou v troposfére všeobecne ubúda a to priemerne o 0,5 - 0,7 °C na 100 metrov. Ale vyskytujú sa aj stavy, že v určitých hladinách teplota s výškou neklesá, ba dokonca aj stúpa. A práve toto skutočné rozdelenie teplôt s výškou rozhoduje o tom, či vzduch, ktorý začal vystupovať, bude pokračovať v pôvodnom výstupe, alebo sa vráti nazad do pôvodnej polohy.
Pre lepšie pochopenie si nakreslíme diagramy. Na nich máme dve kolmé súradnice, vodorovná značí teplotu a zvislá výšku. Každý bod na diagrame nám predstavuje teplotu vzduchu v určitej výške. Napríklad bod B značí teplotu 8 °C vo výške 600 m. Takto zakreslíme teploty v rôznych výškach, ktoré nám ukazujú skutočné rozdelenie teploty v ovzduší. Do toho istého diagramu zakreslíme zmeny teploty vzduchu vystupujúceho do výšky a to prerušovanou čiarou. Vieme, že vystupujúci vzduch (dokiaľ nie je nasýtený) sa ochladzuje pri výstupe o 1 °C na každých 100 metrov, nech je vo výške 800 m vystupujúci a ochladzujúci vzduch práve nasýtený vodnými parami. Je to kondenzačná výška, od ktorej sa vzduch ochladzuje menej ako o 1 °C na 100 metrov, čo sa prejaví zlomením krivky. Keď porovnáme krivku skutočného rozdelenia teploty s teplotou, ktorú bude mať v danej výške vzduch vystupujúci od zeme, vidíme, že vo všetkých výškach bude vystupujúci vzduch teplejší ako okolitý vzduch (prerušovaná čiara, adiabata, leží vpravo od čiary znázorňujúcej skutočné rozdelenie teploty, čiže od krivky zvrstvenia). Nakoľko je teplejší vzduch ľahší, bude vystupovanie vzduchu trvať do tej výšky, v ktorej bude teplota okolia nižšia ako teplota vystupujúceho a adiabaticky sa ochladzujúceho vzduchu. Takéto zvrstvenie je labilné alebo vratké, pretože vzduch, ktorý začal stúpať, si tento impulz stále podrží.

Na ďalšom obrázku máme iný prípad. Až do výšky 600 metrov má vzduch vratké zvrstvenie. V tejto výške sa však teplota okolitého vzduchu rovná teplote práve vystupujúceho a adiabaticky sa ochladzujúceho vzduchu. Od tohto okamihu už vystupujúci vzduch nebude ľahší ako okolitý vzduch a jeho ďalší výstup prestane, najmä keď vo väčšej výške bude ubúdanie teploty s výškou menšie ako adiabatické ochladzovanie vystupujúceho vzduchu. Vzduch, ktorý by za takých okolností sprvu ešte (napríklad zotrvačnosťou) vystúpil, by bol chladnejší a teda ťažší ako okolitý vzduch (a musí klesnúť do nižšej polohy). Takéto zvrstvenie voláme stabilné, lebo hneď v zárodku zamedzuje možnosti výstupu vzduchu do väčšej výšky. Je možný aj tretí druh zvrstvenia, keď skutočné rozdelenie teploty súhlasí presne s adiabatou. V tomto prípade bude vystupujúci vzduch vo všetkých výškach rovnako teplý ako okolitý vzduch a bude teda všade v rovnováhe. Takéto zvrstvenie sa volá indiferentné.

Tieto teoretické úvahy o rôznych možnostiach rovnováhy ovzdušia majú však práve veľký praktický význam, lebo úplne iný ráz počasia je vo vzduchu zvrstvenom labilne a iný vo vzduchu zvrstvenom stabilne.

Rozdelenie počasia na väčšom území

Dôležitá pre pochopenie všetkých dejov v atmosfére je skutočnosť, že studený vzduch prúdiaci napr. z polárnej oblasti, alebo teplý vzduch postupujúci od subtropických výšok, si dlho zachováva svoje pôvodne vlastnosti a tak v meteorológii hovoríme o vzduchových hmotách určitého pôvodu (podľa zemepisnej oblasti, odkiaľ pochádza) a určitých fyzikálnych vlastností. Tá istá hmota zaberá značné územie a premiestňuje sa na svojej čelnej strane v smere prúdenia vzduchu. Nájdu sa vždy oblasti, v ktorých sa práve stretávajú rôzne teplé vzduchové hmoty. Dalo by sa predpokladať, že tam, kde sa tieto hmoty stretávajú, sa vzduch navzájom rýchle premieša a vznikne tak len postupný prechod z teplejšieho do studenšieho vzduchu. Skutočnosť však ukazuje, že premiešanie vzduchu na hranici dvoch rôznych vzduchových hmôt je veľmi nepatrné a že medzi takými rôzne teplými vzduchovými hmotami sa dlho udržiava výrazné teplotné rozhranie a vrstva, v ktorej sa vzduch susedných hmôt premieša, je pomerne tenká.

Vertikálny prierez studenou hmotou obklopenou zo všetkých strán teplým vzduchom (zjednodušená schéma)

Fronty

Plochu, ktorá oddeľuje od seba dve vzduchové hmoty, voláme frontálna plocha a čiaru, ktorá pri zemi oddeľuje jednu hmotu od druhej, označujeme ako front. Keď sú dve rôzne teplé hmoty vzduchu v kľude a navzájom sa nepremiešajú, nastane takýto stav rovnováhy; studenší (ťažší) vzduch leží dole a nad ním je teplý vzduch - hraničná plocha leží rovnobežne s povrchom zeme. To je prípad zvratu teploty, čiže inverzie. Je jasné, že v takomto prípade je zvrstvenie vzduchu veľmi stabilné a úplne znemožňuje výstupné pohyby vzduchu.
Vo veľkej väčšine prípadov sú však vzduchové hmoty v pohybe a v ňom sa môžu udržať iba vtedy, ak studený vzduch leží vo forme veľmi plochého klinu pod teplým vzduchom. Sklon frontálnej plochy k povrchu zeme je, ako už vieme, len 1:150, čiže len niekoľko oblúkových minút. Na obrázku máme schematický vertikálny prierez cez studenú vzduchovú hmotu obklopenú teplým vzduchom. Krivka na obrázku nakreslená hrubou čiarou znázorňuje frontálnu plochu. Studený (ťažší) vzduch prejavuje snahu rozšíriť sa v spodných vrstvách po stranách, pričom jeho mohutnosť v strednej časti sa zmenší a pohyb vzduchu tu bude mať zostupnú zložku. Zostupný pohyb vzduchu sa ale prejaví aj v teplom vzduchu nad strednou časťou znižujúcej sa studenej hmoty. Na okrajoch sa studený vzduch rozširuje po stranách a preniká pod teplý vzduch, pričom ho núti vystupovať. Sklon frontálnej plochy pri rozšírení studeného vzduchu po stranách sa zmenšuje. Na obrázku vidíme, že nad strednou časťou takej studenej hmoty prevládajú zostupné pohyby vzduchu a počasie je tam suché a jasné; na okrajoch prenikajúci studený vzduch vytláča teplý vzduch do výšky, čo vedie k vytvoreniu oblačnosti, prípadne aj zrážok.
Vzduchové hmoty sa však väčšinou nevyskytujú ako zo všetkých strán ohraničené studené teleso vzduchu, ktoré preniklo do prostredia teplého vzduchu a chová sa, ako je vyššie popísané. V skutočnosti vzduchové hmoty udržiavajú dlhšiu dobu súvislosť s rozsiahlou "zásobárňou", z ktorej stále prúdi vzduch tých istých vlastností. Samozrejme, tieto vlastnosti sa cestou menia, studený vzduch sa pri postupe na juh od teplejšieho povrchu najmä v zime nad morom zohrieva; teplý vzduch prúdiaci do vyšších zemepisných šírok sa naopak od chladnejšieho podkladu zvlášť v spodných vrstvách postupne ochladzuje. Ak sa dostane pôvodne studený vzduch až do subtropických šírok, jeho teplota sa postupne zvýši až na stav normálny pre danú oblasť a ročnú dobu. Po tejto premene môže vzduch prúdiť opäť do vyšších zemepisných šírok, teraz už ako teplá vzduchová hmota. V polárnej oblasti sa mení predtým teplý vzduch na vzduch studený a dej sa opakuje.


Počasie v našich zemepisných šírkach

Naše zemepisné šírky ležia práve v oblasti, kde sa odohráva stály boj medzi teplými a studenými vzduchovými hmotami. Musíme sa preto bližšie zaoberať poveternostnými pomermi v blízkosti rozhrania medzi teplým a studeným vzduchom. Podnet k porušeniu rovnováhy v ovzduší miernych šírok dáva vpád studeného vzduchu z polárnej oblasti. Sú niektoré oblasti, cez ktoré sa takéto vytekanie studeného vzduchu s obľubou opakuje. Takéto "výpadové brány" sú:

  • východné pobrežie Grónska
  • Uralský hrebeň
  • východné ázijské pobrežie
  • oblasť na východ od Skalistých hôr v Severnej Amerike

Pri pohľade na mapu vzniká dojem, že horské pásma vyšších zemepisných šírok majúce severo-južný priebeh pôsobia ako prekážka pre severovýchodné až východné prúdenie v polárnej oblasti a odchyľujú prúdenie studeného vzduchu na juh, čím sa práve v týchto miestach často odohráva vpád studeného vzduchu do nižších šírok. K nám prichádza studený vzduch v zime z oblasti Grónska alebo zo severovýchodnej Európy, v teplej ročnej dobe len z okolia Grónska, nakoľko je pevnina silne zohriata a javí sa ako zásobáreň teplého vzduchu. Studený vzduch sa vylieva vo forme jazyka do nižších šírok, ako schematicky naznačuje tento obrázok.

Jednoduchými šípkami je naznačené prúdenie studeného vzduchu, dvojité šípky znázorňujú juhozápadné prúdenie v teplom vzduchu. Hrubá čiara udáva polohu frontu oddeľujúceho obe vzduchové hmoty. Spodná časť obrázku ukazuje vertikálny rez ovzduším cez jazyk studeného vzduchu. Výška studeného vzduchu býva rôzna, niekedy dosahuje pri silných "vpádoch chladna" aj viac ako 5 km. Musíme si predstaviť, že celý systém studeného jazyka s okolitým teplým vzduchom sa premiestňuje a to za stálej deformácie a v smere najsilnejších prevládajúcich vetrov. V bode Fst teda práve prechádza front postupujúceho studeného vzduchu, čiže studený front. Studený vzduch prenikajúci veľkou rýchlosťou pod teplý ho dvíha prudko do výšky, čím vznikajú mohutné mraky a silné lejaky, ktoré však trvajú krátky čas. Pri prechode takého studeného frontu sa vietor náhle zosilní a stočí sa na severozápad a teplota rýchlo klesne (hovoríme, že daným miestom prešla húľava). V tyle studenej vzduchovej hmoty postupujúcej na východ nie je sklon frontálnej plochy taký strmý ako na čelnej strane. Uhol sklonu frontálnej plochy je v bode Ft veľmi malý a vietor je tam pomerne slabý. Preto musí od západu až juhozápadu rýchlejšie prúdiaci teplý vzduch vystupovať do výšky. Na rozdiel od studeného frontu na čelnej strane studeného jazyka tu vystupuje teplý vzduch veľmi pomaly a pravidelne nad klin studeného vzduchu, čo dáva podnet k rozsiahlej oblačnosti a miernym, ale často dlhotrvajúcim zrážkam. Tento front voláme v meteorológii teplý front.
Pozrime sa ešte na obrázok, aby sme si uvedomili, ako sa mení počasie v bode x, cez ktorý prejde celý na schéme nakreslený systém pri svojom postupe od západu na východ. Pred priblížením studeného frontu sa na západe objavujú vysoké cirrovité oblaky. Tesne pred príchodom frontu vidí pozorovateľ v bode x hradbu mohutných búrkových oblakov postupujúcich so studeným frontom. Sám prechod frontu prináša búrlivý vietor a lejaky. Teplota vzduchu klesá, tlak prudko stúpa, lejaky sú často sprevádzané búrkami. Pri ďalšom postupe studeného vzduchu tlak vzduchu obyčajne ďalej stúpa, lebo výška studeného (ťažšieho) vzduchu sa nad pozorovacím miestom zväčšuje. V miestach, kde studený vzduch dosiahol najväčšiu výšku, stúpanie tlaku prestáva a obloha sa obyčajne vyjasňuje. Od tohto okamihu tlak začína klesať a na západe sa objavujú cirry, ktoré postupne prechádzajú v cirrostratové a stratové oblaky a konečne v nimbus (dažďové oblaky). Po prechode teplého frontu zrážky v teplom vzduchu prestávajú, teplota stúpa a tlak vzduchu prestáva klesať, alebo klesá pomalšie. Takýto priebeh počasia je normálny pri postupe studeného jazyka cez určité miesto. Hoci poradie tu popísaných javov sa opakuje veľmi často, je rýchlosť celého deja v jednotlivých prípadoch veľmi rozličná. Rozhoduje tu rýchlosť postupu celej sústavy, ale aj jej horizontálne a vertikálne rozmery.
Vlastnosti studeného vzduchu pochádzajúceho z polárnej oblasti pri jeho vpáde do strednej Európy závisia hlavne od toho, akou cestou sa k nám studený vzduch dostal. Tak napríklad studený arktický vzduch, prúdiaci k nám v zime od Barentsovho mora a zo severovýchodnej časti európskeho Ruska, k nám postupuje celú cestu po pevnine, ktorá je v tomto období zásobárňou studeného vzduchu. Preto arktický vzduch prichádzajúci k nám touto cestou k nám prináša abnormálne tuhé mrazy. Naproti tomu, ak prechádza zimný arktický vzduch z oblasti Grónska, prechádza veľkú vzdialenosť cez voľný oceán. Vzduch prúdiaci ponad oceán sa zohreje od teplej vody a pri vpáde do našej oblasti neprináša v nížinách pokles teploty. Zato vo vyšších polohách a vo voľnom ovzduší teplota poklesne značne.
Už z tohto príkladu je vidieť, ako dôležité je vedieť a uvažovať, akým prostredím postupovala určitá vzduchová hmota, kým sa dostane do našej oblasti. Pre správne posúdenie situácie je veľmi dôležité vedieť, aké poveternostné pomery (teplota, vlhkosť, smer vetra) sú nielen pri zemi, ale aj vo väčších výškach. Keby vývoj počasia závisel len od pomerov v troposfére, bol by problém správneho poznania situácie a predpovede počasia oveľa jednoduchší.

Zdroje: Meteorológia pre športového pilota, Lexman E., 1989, Alfa Bratislava
Klub slovenských turistov Stará Turá: http://www.kstst.sk/pages/vht/meteo/meteo.htm
Letecká meteorologie, Förchtgott, J., 1952, Průmyslove vydavatelství Praha