Stejně intenzivně jako na nás samotné působí projevy počasí i na okolní prostředí a zejména pak na sněhovou pokrývku. Čím silnější projev, tím vyšší riziko vzniku lavin. Abychom mohli porozumět, kdy, kde a jakým způsobem se potenciální laviny utvářejí, musíme rozumět i počasí. V prvním dílu tohoto třídílného článku se budeme zabývat zejména jednotlivými parametry počasí a jejich vzájemnými interakcemi.

Na začátku se nevyhneme množství zdánlivě nudné teorie. Studium počasí má v sobě ale skryté kouzlo, a sice možnost denně pozorovat jeho projevy a porovnávat s načtenými znalostmi. Planeta Země je úžasný a nesmírně komplexní organismus. Porozumění, byť zlomku z probíhajících procesů a využití znalostí v průběhu túry přináší povznášející pocit, který každému vřele doporučuji. Tedy vzhůru do toho!

Parametry počasí

Počasím nazýváme soubor projevů odehrávajících se v troposféře, sahající od zemského povrchu do výšky přibližně 10 km. Nejobsáhlejšími prvky plynného obalu naší planety jsou dusík (78 %) a kyslík (21 %). Pro nás je ale nejdůležitější obsah vodní páry ve vzduchu, který se může volně pohybovat od 0 do cca 5 % hmotnosti u nasyceného vzduchu. Mezi parametry, které u vzduchové hmoty sledujeme, patří atmosférický tlak, teplota a relativní vlhkost.

Atmosférický tlak není nic jiného, než hmotnost masy vzduchu nad námi působící díky gravitační síle směrem do středu země. Hmotnost vzduchu? Kilometr krychlový vzduchu bude vážit přibližně 1,2 milionů tun. Čím půjdeme výš, tím bude výška sloupce vzduchu nad námi nižší. A protože je vzduch stlačitelným plynem, bude směrem vzhůru klesat i jeho hustota. Tlak tedy neklesá lineárně, nýbrž exponenciálně. Tlak působící u země se s vývojem počasí samozřejmě mění. Jeho střední hodnotu jsme nazvali 1 atmosférou (1 atm), která se rovná 1013,25 hPa (hektopascalů).

Teplota vzduchu je projevem rychlosti pohybu molekul a intenzity jejich vzájemných srážek. Při snižování hustoty vzduchu (se stoupající výškou) dochází k omezování četnosti srážek a tím i k poklesu teploty. Hlavním zdrojem tepla pro ohřev atmosféry je sluneční záření. Vzduch ale není schopen toto krátkovlnné záření pohltit. Paprsky ohřejí zemský povrch, od kterého je potom radiací teplo předáváno do nejspodnější vrstvy atmosféry. Ohřátý vzduch má nižší hustotu a proto stoupá vzhůru. V průběhu výstupu se snižuje okolní tlak a vzduch se rozpíná, čímž se ochladí natolik, že se vydá zpět na cestu dolů. Toto vertikální proudění nazýváme konvekcí a jedním z jeho důsledků je teplotní zvrstvení troposféry.

Obrázek 1 - Schéma energetické bilance s ohledem na princip skleníkového efektu (Zdroj: https://is.muni.cz/do/rect/el/estud/pedf/ps14/fyz_geogr/web/pages/03-prvky.html) Skrýt poznámky

Relativní vlhkost. 

Zdrojem veškeré vlhkosti v atmosféře je zemský povrch. Jsou to zejména hladiny oceánů ale třeba i odpar z povrchu vegetace. Pomocí výstupových mechanizmů (výše zmíněná konvekce je pouze jedním z nich – další uvedeme později) se dostává vlhkost i do vyšších vrstev troposféry. 90 % jejího množství se nachází pod výškou 5500 m nad mořem. Vlhkost je ve vzduchu přítomná v podobě vodní páry. Schopnost vzduchu absorbovat vodní páry je úměrná jeho teplotě. Čím teplejší je vzduch, tím více vlhkosti dokáže pojmout. Pokud dosáhne maxima své absorpční schopnosti, mluvíme o stavu nasycení a jeho relativní vlhkost je právě 100 %.

Proudění vzduchové masy

Veškeré proudění probíhající v troposféře dělíme na horizontální, zvané advekce a již zmíněné vertikální, zvané konvekce. Konvekční proudění je způsobeno výstupem od zemského povrchu ohřátých termických bublin či proudů a je podmíněno instabilním zvrstvením atmosféry. Mírou teplotního zvrstvení je vertikální gradient teploty a v průměru uvažujeme ochlazení vzduchové masy o 1°C na 100 m výšky. Čím je gradient větší, tím jsou výstupové proudy silnější. Vlivem ochlazování v průběhu výstupu dojde v určité výšce k nasycení a kondenzaci – vzniká kupovitá oblačnost zvaná Cumulus. Pokud to teplotní gradient umožní, vznikne ve vzduchu zádržná vrstva a zkondenzovaný vzduch nepokračuje ve výstupu. Na nebi se pak tvoří samostatné cumuly, lidově zvané „beránci“. Pokud zádržná vrstva neexistuje, mrak přerůstá v Cumulonimbus – bouřkový mrak. Tento vývoj má spíše lokální charakter a je častý v horkém letním odpoledni. V zimě se nás kvůli nižší míře ohřívání zemského povrchu tolik netýká.

Obrázek 2 - Konvekční vývoj Cumulonimbů svědčí o brzké bouřce, Dolomity Skrýt poznámky

Podstatně výraznější vliv na zimní srážky má horizontální – advekční proudění. Jeho hlavním pohonem je rotace zeměkoule kolem své osy. Zeměkoule předává svojí pohybovou energii plynnému obalu pomocí vzájemného tření a díky nerovnoměrnému povrchu a množství výstupků (hor) to může být docela jízda. Dalším důvodem, proč pohyb vzduchových mas nemá tendenci směřovat k ustálenému pohybu, je nerovnoměrné ohřívání zemského povrchu vlivem rozdílných úhlů dopadu slunečních paprsků. V místech se silnějším ohřevem vznikají oblasti nízkého tlaku, tzv. cyklóny (teplý vzduch má menší hustotu). Dochází v nich k výraznějšímu odparu (= vyšší relativní vlhkost vzduchu) a silným výstupovým proudům. Po celý rok převládá v tlakové níži oblačné počasí se srážkami, v zimě dochází k oteplení. Analogicky v místech se slabším ohřevem vznikají oblasti vysokého tlaku, tzv. anticyklóny. Vzduch v jejich středu klesá k zemi, čímž se otepluje. Tlakové výše mívají větší rozsah a pohybují se pomaleji než tlakové níže. V zimě je doprovází chladné, mrazivé počasí bez výrazné oblačnosti a srážek.

Tlak vzduchu v atmosféře má přirozenou tendenci se vyrovnávat, a to se děje právě pomocí advekčního proudění, které vnímáme jako horizontální vítr. Vlivem působení zemské rotace neproudí vzduch ze středu tlakové výše do středu tlakové níže, ale vytváří se jakési gigantické vzdušné víry, přičemž na severní polokouli proudí vzduch kolem středu tlakové níže proti směru hodinových ručiček a kolem středu tlakové výše právě naopak.

Frontální systém

Tlakové níže jsou oblastmi vzniku atmosférických front. Atmosférická fronta je rozhraní dvou vzduchových hmot. Na tomto rozhraní nedochází k vzájemnému promísení vzduchu, naopak se hmoty chovají podobně jako olej a voda. Důležitou veličinou je rozdíl teplot vzduchu před a za frontou. Pokud je přicházející vzduch teplejší než ten původní, mluvíme o teplé frontě. Při té se teplý vzduch pohybuje relativně pomalu (cca 30 km/h) a nasouvá se na studený vzduch před sebou. Zároveň stoupá, ochlazuje se a kondenzuje v oblačnost. Prvotní vývoj vysoké oblačnosti typu cirrus následují srážky trvalejšího charakteru v pásmu o šířce 300 – 400 km, které mohou trvat 12 – 18 hodin i více. Teplá fronta se nachází na čelní straně tlakové níže a po jejím přechodu následuje obzvlášť v zimě výraznější oteplení (střed tlakové níže). V evropských podmínkách je teplá fronta nejčastěji spojována právě se zimním obdobím a pronikáním teplého oceánského vzduchu nad ochlazenou pevninu.

Obrázek 3 - Schema postupu teplé fronty (Zdroj: http://apollo.lsc.vsc.edu) Skrýt poznámky

Pokud je přicházející vzduch studenější, mluvíme o studené frontě, která se nachází nejčastěji na týlní straně tlakové níže. Rozeznáváme studenou frontu I. a II. druhu, přičemž v Evropě převládá v zimní polovině roku studená fronta I. druhu. Ta se projevuje opačně než teplá fronta. Má o něco vyšší rychlost, na jejím čele se formuje výrazná oblačnost se srážkovým pásmem. Často se obejde bez výraznějších bouřek (ale ne vždy!). Srážkové pásmo je orientováno prakticky rovnoběžně s čárou fronty a srážky v něm mají intenzivní charakter s trváním mezi 4 – 6 hodinami. Po přechodu srážkového pásma následuje postupné vyjasnění s možným formováním kupovité oblačnosti s malým vertikálním rozvojem.

Obrázek 4 - Příchod teplé fronty od západu v průběhu 23 hodin. Zhruba 12 hodin před změnou počasí je možné v dáli pozorovat formování vysoké cirrovité oblačnosti (Zdroj: webkamera Gemsstock, Andermatt) Skrýt poznámky

Vývoj oblačnosti a srážek

Z předchozí části už víme, že vzduch se ohřívá a získává vlhkost u povrchu země. Když potom vystoupá vzhůru, vlivem adiabatického ochlazení se zvyšuje relativní vlhkost a to až do stavu nasycení, při kterém vzniká oblačnost. Podle druhu výstupového mechanismu dělíme oblačnost na tři druhy:

• Orografická – vzduch je zvedán přes orografickou překážku (horský hřeben)
• Frontální – teplý vzduch se zvedá po povrchu studeného
• Konvektivní – vzduch je zvedán termickou aktivitou (v zimě nepříliš významné)

Obrázek 5 - Orografická oblačnost tvořící se výstupem vzduchu přes severní stěnu Matterhornu (Autor: Zacharie Grossen, Zdroj: Wikipedia) Skrýt poznámky

Pomyslným čtvrtým druhem je ještě radiační oblačnost. Při jejím vzniku se vzduch neochlazuje adiabaticky výstupem, ale radiací studeného zemského povrchu. Vznikají tím například přízemní mlhy.

Pro lavinovou situaci je důležitá  orografická i frontální oblačnost. Obě navíc dokážou působit ve vzájemné synergii. Pokud teplá fronta narazí na překážku v podobě horského hřebene, sklon frontálního rozhraní se o hřeben zvýší a teplý vzduch bude stoupat razantněji a výše s důsledkem intenzivnějších srážek. Detailní popis vlivu počasí na lavinovou situaci si ale necháme až do další části.

Závěr

Témata zmiňovaná výše, dalece přesahují rozsah jednoho článku. Pokud vás teorie o počasí a jeho aspektech zaujala, doporučuji pokračovat v samostudiu. Dostupných informací je skutečně mnoho. Mezi důležité pojmy, jejichž objasnění už se do článku nevešlo, patří: adiabatický děj; Coriolisova síla; studená fronta II. druhu; teplá a studená okluzní fronta; instabilní, stabilní a inverzní teplotní zvrstvení atmosféry; izobary nebo kondenzační jádra.

Při zpracování článku jsem vycházel zejména z těchto knižních zdrojů:

• Horolezecká abeceda, Tomáš Frank, Tomáš Kublák a kol., nakladatelství Epocha, 2007
• The Avalanche handbook, David McClung and Peter Schaerer, The Mountain books, 3rd edition, 2006
• Paragliding: Výuková kniha pro školy paraglidingu i piloty samouky, Pavel Wronka, Dalibor Carbol, El Speedo, 2014