1. Kumulonimbus
Kumulonimbus je dle mezinárodní klasifikace oblačnosti označení pro vertikálně mohutný bouřkový oblak. Bylo by lépe, a to nejen po jazykové stránce, používat pro tento oblak označení dešťová kupa, nikoliv bouřkový oblak. Nicméně v této práci tento pojem nebudu používat a přidržím se zavedeného expresívnějšího pojmu. Ve skutečnosti pouze některé bouřkové oblaky doprovází bouřková činnost a zároveň všechny bouřkové jevy nemusí být nutně spojeny pouze s tímto typem oblačnosti. Ve vzácných případech se slabé bouřky v našich zeměpisných šířkách mohou vyskytnout i v oblacích typu Cumulus či Nimbostratus.
Nás nejdříve bude zajímat především vizuální stránka této oblačnosti. Podívejme se tedy, jak tento oblak nejčastěji vypadá:
Tvarem se tato oblačnost může značně lišit, ale vždy se jedná o vertikálně mohutnou oblačnost. V letním období středních zeměpisných šířek dosahují horní části oblačnosti výšek 6 až 15 kilometrů. V zimním období pak nejčastěji 1,5 až 5 km. Při pohledu z velké dálky, přinejmenším několika kilometrů, se oblak podobá obrovským věžím, které jsou nezřídka v horní části protaženy do tvaru kovadliny. V blízkosti oblaku lze pozorovat velmi tmavou základnu s případnou doprovodnou oblačností špatného počasí.
1.1. Vznik
Kumulonimbus se vytváří postupnou přeměnou z běžného kupovitého oblaku druhu Cumulus. Tento běžný kupovitý oblak ale pokračuje ve svém vertikálním vývoji až jeho horní hranice dosáhne velmi značných výšek. V těchto oblastech se již vyskytuje velmi prochlazený vzduch. Jeho působením se v mrazivých horních částech oblaku začínají vlivem zamrzání jednotlivých vodních kapiček a desublimací vodních par (přeměna vodní páry přímo v ledové částice) rozostřovat jeho okraje. Toto je první pozorovatelnou známkou vývoje bouřkového oblaku. Horní části oblačnosti ztrácejí svůj do té doby typický květákový vzhled a nabývají mlžného či vláknitého vzhledu. Toto rozostřování okrajů oblačnosti kumulonimbu ale není jen dočasným jevem a není si ho tak možné plést s podobně vypadajícím vypařováním většinou nepřechlazených částí běžného kupovitého oblaku. Při něm totiž dochází k rozpadu oblačnosti a odehrává se častěji na okrajích oblačnosti.
1.2. Povětrnostní podmínky
Bouřkový oblak v sobě soustřeďuje zdaleka největší elektrický potenciál ze všech typů oblačnosti. Akumulovaný elektrický potenciál v jednom nevelkém bouřkovém oblaku je obvykle natolik velký, že by dokázal zásobit elektrickým proudem i středně velké město po dobu jednoho roku. Jak jsem však již zmínil, nemusí se v kumulonimbech často žádné elektrometeory (blesky a hromy) vyskytnout.
Oblačnost typu Cb bývá nicméně v letní období běžně doprovázena nejen přeháňkami a bouřkami, ale i silnými lijáky, případně krupobitím a nárazovitým větrem.
Zimní bouřkovou oblačnost doprovázejí sněhové přeháňky spojené nezřídka s vypadáváním sněhových či námrazových krupek. V zimě nejsou bouřkové oblaky běžně doprovázeny bouřkou – nebo jen slabé intenzity. Celkem zajímavou skutečností je ale fakt, že zimní bouřka může být na rozdíl od těch letních vázána i na vertikálně nemohutný oblak. Nezřídka i na oblaky s výškou pouhých 1,5 - 2 km. Zimní bouřky jsou téměř vždy vázány na rychle postupující fronty (studené fronty II. druhu).
Bouřkové oblaky typu Cumulonimbus mají kromě schopnosti generovat silné elektrické výboje i velký potenciál přinášet na značně rozsáhlé území ničivé počasí spojené se silným nárazovým větrem, extrémně vydatnými srážkami nebo i tornády. Každý z těchto jevů souvisí s významnými vertikálními prouděními vzduchu odehrávajícími se uvnitř oblaku. Bouře po dosažení určitého stadia vývoje dokáží jejich prostřednictvím přenášet hybnost vyšších nadmořských výšek až k zemskému povrchu.
Před přečtením dalších několika odstavců musím zmínit, že když budu dále mluvit o atmosféře, tak budu mít téměř výhradně na mysli pouze její nejspodnější část, tzv. troposféru. Téměř veškeré procesy důležité pro vývoj počasí na Zemi se odehrávají právě v této vrstvě.
Podmínkou nezbytnou pro vznik bouřkového oblaku je výskyt dostatečně silných a přinejmenším několik minut setrvávajících výstupných proudů vzduchu. Ty bývají povětšinou termicky podmíněné ohříváním zemského povrchu slunečním zářením nebo přílivem vzduchových hmot jiných vlastností v různých výškových hladinách. V některých případech je ale mohou do velké míry zastoupit i výkluzné pohyby vzduchu, které vznikají v oblasti atmosférických front a horských překážek.
Kvalitativně významnějším faktorem vzniku bouřkové oblačnosti nicméně bývá existence termicky podmíněného výstupného proudění. K jeho vývoji dochází v důsledku přímého slunečního záření (tzv. insolace).
Výstupný proud (angl. updraft) je možné si představit jako vzduchový sloupec, ve kterém má vzduch tendenci nadále pokračovat ve výstupu do výšky. Podmínkou pro vznik takového stoupavého proudu vzduchu je existence tzv. instability v atmosféře.
1.2.1. Instabilita zvrstvení
Jistě každý si už musel někdy všimnout, že při výstupu do hor obyčejně v letním období výrazně poklesne teplota vzduchu. Zatímco v nížinách panují v odpoledních hodinách teploty kolem 25 °C, ve stejném okamžiku na horách (např. na Sněžce) teplota nemusí ani zdaleka překonat hranici 15 °C.
Míru poklesu teploty s rostoucí výškou označujeme meteorologickým pojmem vertikální teplotní gradient. Na velikost tohoto poklesu teploty má nejpodstatnější vliv denní a roční chod naší mateřské hvězdy (Slunce) po obloze. Rozhoduje především délka a intenzita slunečního záření v denních hodinách a míra radiačního vyzařování tepla zemským povrchem v noci.
Sluneční paprsky při malé oblačnosti a dopadající pod velkým úhlem velmi efektivně ohřívají zemský povrch. Od rozehřátého povrchu se poté ohřívají i bezprostředně přiléhající vrstvy vzduchu. Vzduch samotný se přímým slunečním zářením významně neprohřívá.
Při nočním ochlazování dochází k dlouhovlnnému vyzařování energie povrchem země. Ten se tímto ochlazuje a od něj poté i nejspodnější vrstvy atmosféry. K oteplování či ochlazování vzduchu ve vyšších výškových hladinách, kde přenos tepla od zemského povrchu nebo vliv jeho nočního ochlazování nehraje významnou roli, dochází především v důsledku lokálního vertikálního mísení vzduchu nebo globální cirkulací vzduchu.
Míra ochlazení vzduchu s rostoucí nadmořskou výškou rozhoduje o tom, jak příznivé budou podmínky pro vývoj bouřek. Vertikálním teplotním gradientem se v meteorologické praxi rozumí vždy záporně pojatá změna teploty vzduchu. Nejčastěji se uvádí ve vztahu ke 100 metrům nebo 1 kilometru. Za běžných podmínek ve vlhkém vzduchu dochází k poklesu teploty přibližně o 10 °C na 1 km výšky (suchoadiabatický vertikální teplotní gradient). Vlhkým vzduchem zde rozumíme vzduch s takovým obsahem vodní páry, kdy ještě nedochází k jeho nasycení a vzniku oblačných kapiček, tj. mlhy či oblaku.
Vyšlapeme-li kopec převyšující okolí o 100 m, lze tedy za ideálních podmínek na jeho vrcholu očekávat teplotu o 1°C nižší než při jeho úpatí. Bude-li však za stejných podmínek panovat na dané cestě mlha, teplotní gradient se ve vzduchu takto nasyceném vodními parami bude pohybovat kolem teoretické hodnoty 6,5 °C/1 km (nasyceně-adiabatický gradient). Za nižším poklesem teploty s výškou v prostředí nasyceném vodními parami stojí ta skutečnost, že při kondenzaci vodních par došlo k uvolnění (latentního) tepla, které přijal okolní vzduch. Při opačném procesu, tj. odpařování vodních kapek, naopak dochází k ochlazování okolního vzduchu, spotřebě okolního tepla. V bouřce se tento jev běžně projevuje například při vypadávání srážek. Při dešti se významně ochladí. Tato vlastnost je příčinou, proč je člověku zima po opouštění teplé sprchy.
Uvedené hodnoty teplotního gradientu za ideálních podmínek jsou nicméně pouze ilustrativní. Je totiž značně závislý na průměrné teplotě vzduchu. Navíc zde používané magické sousloví za ideálních podmínek bývá na hony vzdálené skutečnému stavu ovzduší v atmosféře. Od těchto teoretických hodnot se může gradient i velmi podstatně lišit. A právě takový případ nás bude při předpovědi bouřek zajímat především.
Teplota vzduchu může s rostoucí výškou někdy dokonce i stoupat. Takové teplotní zvrstvení atmosféry označujeme pojmem teplotní inverze. Při zemi vzniká nejčastěji v důsledku nočního prochlazování povrchu. Studený vzduch má větší hustotu, proto se drží při zemi a nedochází k vertikálnímu promíchávání s o něco teplejším vzduchem ve výšce. Takový stav bývá velmi stabilní a může přetrvávat po řadu dní, není-li přerušen intenzívním ohříváním zemského povrchu. Proto se déletrvající inverze teploty vyskytují především v zimním období. Teplotní inverze se ovšem běžně objevují i ve vyšších výškových hladinách, až na vždy přítomnou inverzi nad horní úrovní troposféry (tropopauza) zde nepřetrvávají po delší dobu.
Když budeme mluvit o stabilním (stálém) zvrstvení ovzduší, budeme mít na mysli zvrstvení, kdy se teplota s výškou příliš významně nemění nebo dokonce roste. Přesněji řečeno, teplota s výškou klesá o něco méně než by odpovídalo adiabatickému teplotnímu gradientu nebo dochází k inverzi teploty. Teplotní inverzi považujeme za zvláštní druh stabilního zvrstvení.
Naopak při instabilním (vratkém, labilním) zvrstvení vzduchu dochází k silnému poklesu teploty s výškou.
Nejpodstatnějším faktem je, že při stabilním zvrstvení se vzduch nemůže bez významné podpory promíchávat ve vertikálním směru. Relativně chladný vzduch zůstává při zemi a nedochází k promíchávání se vzduchem nad ním. V instabilní vzduchové hmotě, kdy se při zemi vyskytuje relativně teplý vzduch, naproti tomu dochází k velmi intenzívnímu promíchávání vzduchu a mohou tak velmi snadno vznikat vzestupná a sestupná proudění vzduchu.
Jelikož je pokles teploty s výškou “za ideálních podmínek” závislý na průměrné teplotě v uvažované vrstvě vzduchu, tak ještě zmíníme skutečnost, že k vytvoření výstupného proudění v zimním období je potřeba daleko vyššího poklesu teploty s výškou než v letním období v teplém vzduchu. Nezdá se to být na první pohled podstatné, ale i proto jsou v zimě bouřky docela ojedinělým jevem.
Teď, když jsme si trochu osvětlili pojem vertikální teplotní gradient, můžeme snadno přejít k popisu vzniku vertikálních konvekčních proudů uvnitř bouřkového oblaku. Konvekcí rozumíme výměnu tepla při proudění, v dalším textu téměř vždy vymezenou vedením tepla ve vertikálním směru.
Představme si existenci silně instabilního zvrstvení vzduchu (výrazný pokles teploty s výškou). Dále předpokládejme, že sluneční paprsky nadále silně ohřívají zemský povrch. Protože je přehřátý vzduch u zemského povrchu výrazně lehčí než chladný vzduch ve výšce, začne být nadnášen a stoupá rychle vzhůru. Je to podobné jako se stoupajícími bublinkami vroucí vody v hrnci. Je nutné přihlédnout i k tomu, že zemský povrch se zdaleka neohřívá rovnoměrně, proto ani vzduch nestoupá na daném místě rovnoměrně. Vystupující vzduch zaujímá často tvar nepříliš širokého sloupce.
Aby to nebylo až tak jednoduché, tak vystupující vzduch se z fyzikálních důvodů ochlazuje sám o sobě aniž by si musel vyměňovat teplo s okolním vzduchem. Takové chování označujeme za adiabatický děj. Vystupující teplý vzduch se tedy sám o sobě ochlazuje a se zrychlením stoupá do výšky tak dlouho dokud zůstává o něco teplejší než okolní vzduch. V určité výšce se ale nakonec ochladí natolik, že přestane být teplejší a lehčí než okolní vzduch, a proto pozvolna přestane stoupat. Sloupec vystupujícího vzduchu (vzestupný proud) tak dosáhne své maximální výšky.
Pro bližší vysvětlení fyzikálního principu adiabatického děje v idealizované vystupující vzduchové částici odkazuji na popis důsledků první termodynamické věty v odborné literatuře. Přijmeme zde prostě za fakt, že při výstupu do vyšších nadmořských výšek dochází ve vystupujících vzduchových částicích nejen k poklesu atmosférického tlaku, ale zpravidla i zvětšování objemu (snížení hustoty) a především již zmíněnému poklesu teploty. Při sestupování částice k zemi dochází naopak k růstu její teploty.
1.2.2. Kondenzace vodní páry
Ve vzduchu je vždy v určité míře přítomna voda v alespoň jednom ze svých skupenství. Zcela suchý vzduch se v přírodě téměř nevyskytuje. Většina vody v něm existuje ve své plynné fázi, jako vodní pára.
Při vytváření oblačnosti dochází ke kondenzaci vodních par za vzniku drobných oblačných kapiček. Různé druhy oblačnosti se odlišují různými koncentracemi oblačných (a srážkových částic) nebo velikostí jednotlivých kapek.
V přírodě dochází ke vzniku kapalné vody v ovzduší mnoha odlišnými způsoby. Nejčastěji při ochlazování vzduchu za přítomnosti smáčitelných částic (kondenzačních jader), na jejichž povrchu dochází ve velké míře ke kondenzaci vodních par. Vzniká zárodečná vodní kapička.
V roli smáčitelných částic nejčastěji vystupují soli, drobná zrnka písku nebo prachu, kouřové částice z lesních požárů, sopečný popel po výbuchu sopek, baktérie, spóry hub či mikrometeoroidy.
Je vhodné si uvědomit, že pokud není na obloze k vidění žádná oblačnost, neznamená to nutně, že se v atmosféře nic významného neodehrává. A u bezoblačné oblohy bezprostředně před vývojem bouřek to platí opravdu dvojnásob. Oblačnost je pouze člověkem snadno vnímatelný důsledek běžně se odehrávajících procesů v atmosféře.
1.2.3. Ledový obsah
Podobné procesy jako v případě kondenzace vodní páry se odehrávají i ve vysoké atmosféře. Zde se v důsledku velmi nízkých teplot vodní pára nejčastěji mění rovnou v led (desublimace) a vodní kapičky přimrzávají k tzv. krystalizačním jádrům.
Podobně jako u kondenzace se při tvorbě ledového obsahu v oblaku odehrávají komplikované procesy, kterými se zde z pochopitelných důvodů ale nebudeme zabývat. Výsledkem pak jsou ledové krystalky různých tvarů a sněhové vločky (dendrity). Při vytváření ledového obsahu v oblaku vzniká elektrický potenciál.
1.2.4. Atmosférický tlak
Při výstupech přicházejí vzduchové částice do oblastí s výrazně nižším tlakem vzduchu. Kupříkladu ve výšce 5 km je tlak vzduchu téměř poloviční oproti tlaku při zemi. Vzduch v těchto výškách vlivem nízkého tlaku vzduchu zaujímá podstatně větší objem. Při výstupu se vzduchové částice rozpínají, proto “bubliny” vzduchu odtržené od zemského povrchu mohou v horních částech oblaku zaujímat i pětkrát větší objem než při zemi.
1.3. Stadium zralosti
Stoupá-li vzduch do značných výšek, musí zákonitě jednou dorazit až do oblastí, kde je již okolní vzduch teplejší. V případě mohutných bouřkových oblaků je takovou oblastí nezřídka až horní vrstva troposféry, tropopauza. V letním období se nalézá v našich zeměpisných šířkách ve výškách kolem 11 km. Nad troposférou se nalézá stratosféra a pro ní je pro změnu zcela typický růst teploty s výškou. Do této hladiny vystoupivší vzduch se tak stává stejně hmotným nebo hmotnějším než jeho okolí a bude zde buď setrvávat a vypařovat se, nebo případně klesat zpět do nižších hladin. Proces popisuje podrobněji tento obrázek bouřkového oblaku:
Červenými šipkami jsou označeny výstupné proudy utvářející bouřkový oblak, modrými pak sestupné proudy chladnějšího vzduchu, ve kterém dochází k vypařování oblaku. Tento bouřkový oblak je vertikálně nepříliš rozsáhlý, ale již ve stadiu zralosti. Ještě se u něj nevytvořila oblast s vypadávajícími srážkami, neboť v žádné části oblaku ještě nepřevládly sestupné proudy. Až dojde při zemi k ochlazení vzduchu (případně snížení vlhkosti vzduchu) a zaniknou významné výstupné proudy, oblak se začne buď rozpadat (vypařovat se), anebo z něj začnou vypadávat srážky. K jakému vývoji dojde záleží na mnoha dalších faktorech: na velikosti srážkových a oblačných částic, vlhkosti vzduchu vně i uvnitř oblaku, rychlosti sestupného proudění apod. Na tomto obrázku si ale můžeme poměrně dobře představit proces vytváření srážek v běžném bouřkovém oblaku.
Pokud se nejvyšší části oblaku začnou rozostřovat, rozplývat či přetvářet do podoby vláken, je to známkou toho, že zde dochází k hromadnému vytváření ledových krystalků a rozvoji bouřkového oblaku. Za příznivých podmínek se v sestupném proudění mohou začít částice propadat ve formě pevných či kapalných srážek směrem k zemi. Zda a případně v jaké podobě dosáhnou až zemského povrchu záleží především na vlhkosti okolního vzduchu, pádové rychlosti částic a samozřejmě teplotě.
1.4. Zánik
Jak vyplývá z předchozího popisu, v sestupném proudění se vzduch otepluje. Při propadávání srážek se vodní kapky, resp. ledové částice částečně odpařují, resp. tají či sublimují. Odnímají tak během fázových přeměn okolnímu vzduchu teplo. Z toho důvodu se pak při svém pádu vlastní srážky a vrstvy vzduchu, kterými propadávají, neoteplují tak intenzivně jako se ochlazoval „suchý“ vzduch při svém výstupu do oblaku. Následkem toho se za deště vzduch při zemi výrazně ochladí, někdy i o více než 10 °C. Velikost tohoto teplotního rozdílu je závislá především na intenzitě odpařování vodních kapek.
Tání a sublimace ledových částic (sníh) odnímá z okolí výrazně méně tepla, proto v zimním období většinou sněhové srážky nezpůsobují tak znatelné ochlazení.
Oblasti ovlivněné vypařováním srážek se stávají chladnějšími než jejich bezprostřední okolí, což vede občas k opětovné destabilizaci teplotního zvrstvení a při vhodných podmínkách i k obnově výstupných proudů. Výstupné proudy pak mají snahu přetrvávat v oblačnosti delší dobu.
Latentní teplo uvolněné při kondenzaci (vzniku oblačnosti) otepluje vrchní části atmosféry a jeho případná částečná spotřeba při přenosu vodního obsahu k zemi (déšť, sněžení) hraje z klimatického pohledu velmi podstatnou roli.
Dva další snímky oblaků nám ukáží, jak se v nich projevují vzestupné a sestupné proudy:
U prvního oblaku již došlo k převládnutí sestupných proudů a začaly vypadávat srážky, které postupně pohlcují celý oblak. Po zeslábnutí hlavní bouřkové buňky se oblak začne rychleji rozpadávat.
Na druhém obrázku můžeme pro změnu vidět situaci, kdy již zanikl hlavní vzestupný proud a střední část oblaku se již do značné míry vypařila. Z celého oblaku zůstane brzy jen jeho vrchní část. Ta může v některých případech vytrvávat i dlouho poté co původní výstupné proudy ustaly. Vysoká oblačnost často přetrvá až do následujícího dne. Konkrétně v tomto případě se ale celý oblak buď celý vypaří, nebo krátkodobě přetrvá vysoká cirrovitá oblačnost (Cirrus cumulonimbogenitus).
V letním období je právě taková zbytková oblačnost vyšších pater před příchodem bouřkové fronty poměrně zřejmá a umožňuje i pozorovateli bez hlubší znalosti synoptické situace odhadnout budoucí vývoj počasí. Je to především způsobeno tím, že ve výšce nezřídka vládne stabilnější zvrstvení vzduchu, které již nedoprovází významná konvekce. Při vysoké vlhkosti vzduchu zde nemusí docházet ani k významné sublimaci, tj. přeměně ledu ve vodní páru. V našich zeměpisných šířkách vidíme často tuto zbytkovou oblačnost po kovadlinách bouřkových oblaků, které den předtím byly součástí bouřkového komplexu na zvlněné studené frontě přicházející ze západního směru.
Vítr ve vyšších výškách je většinou nepoměrně rychlejší než při zemi a dokáže proto přenášet tuto oblačnost i velmi daleko před případnou přízemní čáru fronty. Pokud umíte tyto známky předchozího vývoje dobře rozeznat, můžete se směle snažit předpovídat bouřky a okolí bude žasnout, pokud Vám to vyjde i bez znalosti oficiální předpovědi nebo synoptické situace. Nesmíte si ale tuto oblačnost splést s oblačností přibližující se teplé fronty nebo vysokou a střední oblačností oblastí tlakových výší nebo mělkých výškových tlakových níží. Zas tak jednoduché to opravdu není. Po pozorovateli to vyžaduje určité zkušenosti, znalosti a dobrý pozorovací talent.
Pokud vás blíže zajímají procesy odehrávající se uvnitř (nejen) bouřkového oblaku, doporučuji věnovat se studiu oblačné mikrofyziky a dynamické meteorologii, nejlépe pak fyzice oblaků a srážek.