Stanislav Racko (ČHMÚ) - André Simon (SHMÚ) - Alois Sokol (SHMÚ):

 

Niektoré z príčin búrok v zimnom období

 

1. Úvod

     Búrky v chladnom polroku v strednej Európe sa všeobecne považujú za jav zriedkavý, niekedy až výnimočný. Najmä v masmédiách sa takéto hodnotenie pri každom výskyte zimnej búrky úspešne prezentuje, pričom sa ochotne poukazuje (hoci neodôvodnene) na mimoriadnosť toho, čo práve prežívame.

     V posledných rokoch môžeme pozorovať v našej geografickej oblasti nárast počtu dní s búrkou v zimných mesiacoch (december až február). Nezvyčajne veľký počet búrok počas zimy 1999/2000 dal podnet k predkladanému spracovaniu tohto atmosférického javu pre územie Českej republiky a Slovenskej republiky.

     V našom článku sme uprednostnili pojem "búrka v zimnom období" pred pojmom "zimná búrka" z dôvodu, že z hľadiska definície búrky nie je významový rozdiel medzi búrkami v zimnom období a v ostatnej časti roka, veď ani výrazy "jarná búrka" alebo "jesenná búrka" sa nepoužívajú. Z hľadiska klasifikácie búrok ide väčšinou o búrky frontálne a len zriedka o búrky vo vnútri vzduchovej hmoty.

     Podľa meteorologického slovníka [10] je "bouřka zimní - u nás řídce se vyskytující jev v zimním období, spojený nejčastěji s přechodem rychle postupující výrazné studené nebo podružné studené fronty a vyznačující se náhlým zesílením větru a silným sněžením. Horní hranice Cb bývá ve výšce 4 až 5 km. Při přechodu bouřky zimní zaznamenáváme obyčejně jen jeden až dva velmi silné výboje blesků. Nad oceány jsou bouřky zimní častým jevem." Tejto definície sa držal aj J. Munzar [16] na str. 44: "Při zimních bouřkách docházívá jen k jednomu nebo dvěma silným výbojům, provázeným převážně náhlým zesílením větru a hustším sněžením."

     Výnimočnosť výskytu búrok v zimnom období potvrdzovali aj ďalší autori ako v odbornej tak aj v populárnej literatúre. Napr. P. Forgáč uvádza v [5] na str. 28: "Najmenej búrok pripadá u všetkých staníc na zimné mesiace. Zhodou okolností sa v päťročí 1946-1950 nevyskytla v januári, novembri a decembri na Slovensku ani jedna búrka. Vo februári zaznamenali len vo Švedlári r. 1946 jednu búrku. Z uvedeného vyplýva, že u nás sú búrky v zime a na konci jesene len veľmi zriedkavé a keď sa aj vyskytnú, býva to iba za dlhší rad rokov."

     Podobný odkaz na zriedkavosť tohto javu nájdeme aj v [11], kde sa na str. 249 píše: "... z celkového počtu dní s búrkou, z počtu búrok a počtu hodín s búrkou pripadá približne 80 až 90 % na obdobie od mája po august. Z ostatných mesiacov má apríl v priemere viac búrok ako september, kým október viac ako marec. V období od novembra po február je búrka jav veľmi zriedkavý, no jej výskyt je možný aj v zime, a to i v najvyšších polohách ...".

     V populárno-náučnej literatúre sa môžeme stretnúť aj s problematickými hodnoteniami. Napr. A. Hlaváč v [8] na str. 22 k otázke "Vyskytujú sa búrky u nás aj v zimných mesiacoch?" píše: "Na území Československa bolo počas pozorovaných 30 rokov (1910-1939) zistených 11 zimných búrok." Z tohto hodnotenia nie je zrejmé, ako sa chápe výskyt búrky. Ak je totiž nejaká búrka zaznamenaná na troch meteorologických staniciach, mohlo by to znamenať aj to, že sa vyskytli 3 búrky...

     Na nutnosť zaoberať sa zvlášť búrkami v zimnom období poukazovala aj E. Gálová v diplomovej práci [7], kde uvádza: "...len asi v 2 % sa búrky vyskytujú aj počas zimných mesiacov. Tento štatistický údaj trochu oslepoval niektorých meteorológov, a tak podceňovali význam zimných búrok. Veľmi dlho bola pre svoju zriedkavosť považovaná za 'takmer' výnimočný jav, ktorý nemá vôbec žiaden praktický význam. Avšak výnimočnosť tohto druhu zimných búrok nekončí pri nízkom percente ich výskytu."

     Problematika zaznamenávania a štatistického spracovania búrok sa spomína v literatúre na viacerých miestach, napr. v [11] na str. 249: "Treba poznamenať, že záznam o výskyte búrok značne závisí na svedomitosti pozorovateľov, preto sú údaje o výskyte búrok zaťažené pozorovateľskou chybou." Tohto problémového bodu pri spracovávaní búrok sa dotkla v [7] aj E. Gálová, kde okrem iného uvádza: "...zimné búrky majú tú zvláštnosť, že niekedy trvajú menej ako štvrťhodinu. Uvedené skutočnosti majú veľký vplyv na zaznamenanie resp. nezaznamenanie búrky." Preto sa môže stať, že zaznamenanie búrky s jedným elektrickým výbojom je niekedy otázkou náhody, ako sa to stalo napríklad aj 21.2.1992 v Bratislave [17].

     Družicové, rádiolokačné a najmä v poslednej dobe sa rozširujúce systémy na detekciu bleskov postupne zlepšujú monitorovanie búrok, a tým sa údaje stávajú menej závislé na subjektívnom pozorovaní z meteorologickej stanice.

     Cieľom nášho článku bolo štatisticky zhodnotiť výskyt búrok v zime 1999/2000 na území ČR a SR, porovnať početnosť výskytu s dlhodobými priemermi, stručne zhodnotiť cirkulačný priebeh a mesačné teplotné a zrážkové charakteristiky od decembra 1999 do februára 2000 na území Českej republiky a Slovenskej republiky a pre vybrané prípady s rozsiahlejším výskytom zimných búrok popísať synoptickú situáciu a urobiť termodynamickú analýzu s použitím diagnostických parametrov modelov ARPEGE/ALADIN.

     Z dôvodu problematickej dostupnosti a neúplnosti klimatologickej databázy ČHMÚ sme zatiaľ nemohli spracovať dlhodobejšie charakteristiky geografického rozloženia počtu dní s búrkou v zimných mesiacoch. Preto sme podrobnejšie spracovanie predbežne vynechali a odvolávame sa (v časti "Výskyt búrok na území ČR a SR v zime 1999/2000") zatiaľ na neúplnú štatistiku P. Matejoviča a J. Šedivku [14] a staršie klimatologické spracovania [12]. Aj termodynamický rozbor bol zjednodušený kvôli rozsahu článku.

 

2. Niektoré charakteristiky zimného obdobia 1999/2000

 

2.1. Cirkulačné pomery v atlanticko-európskej zóne v zime 1999/2000

 

a) priebeh makrosynoptickej situácie

     Výrazne vyvinutá frontálna zóna, ktorá sa sformovala nad severnou časťou Atlantiku koncom novembra, sa v atlanticko-európskej zóne nachádzala začiatkom decembra v priestore medzi 50. a 60. rovnobežkou. V priebehu prvej decembrovej dekády frontálna zóna klesala postupne na juh, takže frontálne vlny, vytvárajúce sa na polárnom fronte postupovali približne pozdĺž 50. rovnobežky. Oblasť nízkeho tlaku vzduchu, ktorá sa začiatkom mesiaca rozprestierala v priestore Nórskeho mora a severnej Európy, sa v druhej dekáde presunula viac k juhu, takže frontálne systémy zasahovali postupne aj alpskú a stredomorskú oblasť. V dôsledku toho sa stredná Európa častejšie dostávala do studeného vzduchu. S vpádmi studeného vzduchu súviseli brázdy nízkeho tlaku vzduchu, ktoré sa presúvali na východ pomerne rýchlo a v našich zemepisných šírkach sa obnovoval zonálny typ cirkulácie. Preniknutím arktického vzduchu nad západné Stredomorie koncom druhej decembrovej dekády sa v našej oblasti na niekoľko dní prerušilo zonálne prúdenie a v prízemnej vrstve atmosféry sa presúvala tlaková výš cez Britské ostrovy, západnú a strednú Európu na východ. Obnovenie zonálnej cirkulácie a jej postupné zvýraznenie nastalo po 22.12. s tým rozdielom, že frontálna zóna bola oproti predchádzajúcim dekádam položená južnejšie, a to medzi 40. a 50. rovnobežkou. Os dýzového prúdenia smerovala z Atlantiku nad južné Francúzko a Alpy a tlakové níže ktoré sa na vrcholoch frontálnych vĺn vytvorili, spôsobili najmä vo Francúzsku katastrofálne škody. Stredná Európa sa už od 25.12. dostala na severnú (studenú) časť frontálnej zóny. Po presunutí sa stredu tlakovej níže cez Alpy a južnú časť strednej Európy nad východnú Európu sa ku koncu decembra rozšíril v prízemnej vrstve atmosféry od západu nad našu oblasť výbežok tlakovej výše a cirkulácia nad strednou Európou zoslabla.

     V prvej januárovej dekáde sa v atlanticko-európskej zóne obnovila frontálna zóna, ale prebiehala podstatne severnejšie a bola o niečo menej výrazná ako v decembri. Stredná Európa sa nachádzala prevažne na jej južnej (teplej) časti a studené fronty zasahovali územie ČR a SR väčšinou len svojími južnými okrajmi. Na konci prvej dekády januára sa frontálna zóna presunula ešte viac na sever a stredná Európa sa dostala do prízemného pásu vysokého tlaku vzduchu, len čiastočne prerušeného postupujúcou a vyplňajúcou sa brázdou nad západnou Európou. Nový cirkulačný typ nastal v strede mesiaca potom, čo sa azorská tlaková výš presunula nad Britské ostrovy a priľahlú časť Atlantického oceána, kde zmohutnela. Následkom toho frontálne systémy postupovali nad strednú Európu od severozápadu až severu, v závislosti na konfigurácii výškového barického poľa. Výrazne cyklonálna cirkulácia súvisiaca s rozsiahlou výškovou brázdou, ktorá zasahovala počas tohto obdobia zo severovýchodnej nad juhovýchodnú časť kontinentu, sa skončila v našej oblasti okolo 25.1. Tlaková výš ustupovala na juh a meridionálne prúdenie sa postupne menilo na zonálne, pričom frontálna zóna postupne klesala na juh. Frontálne systémy, postupujúce od západu z Atlantiku nad európsky kontinent nás začali ovplyvňovať 29.1. Frontálna zóna bola výrazná a oblasť strednej Európy sa dostávala striedavo do studeného a teplého vzduchu, čo sa prejavovalo vo voľnej atmosfére striedaním sa od západu putujúcich výškových barických brázd a barických hrebeňov. Tento typ cirkulácie zotrval až do polovice februára, kedy sa frontálna zóna presunula viac na juh a brázda, ktorá sa v nej vytvorila a postupne prehlbovala, prechádzala cez strednú a južnú Európu na východ a celá naša oblasť sa dostala do studeného severozápadného až severného prúdenia. Začiatkom tretej februárovej dekády zasahoval od juhozápadu až západu nad strednú Európu v prízemnej vrstve atmosféry výbežok vysokého tlaku vzduchu. Po jeho zoslabnutí sa opäť presadil zonálny typ cirkulácie, pričom oblasť strednej Európy zotrvávala väčšinou v teplom vzduchu.

 

b) zhrnutie

     V zime 1999/2000 sa v atlanticko-európskej oblasti obnovoval zonálny typ cirkulácie. Planetárna výšková frontálna zóna bola v tejto geografickej časti pologule výrazná. Meridionalizácia cirkulácie, ktorá sa prejavuje vo voľnej atmosfére prehlbovaním výškových barických brázd a zosilňovaním výškových barických hrebeňov putujúcich od západu na východ, mala len prechodný ráz. Vo výškových barických brázdach (ktoré sa obvykle rýchlo vyplnili) sa zriedkavo vytvárali oddelené tlakové níže, preto prestavba cirkulácie mala väčšinou len krátkodobý charakter.

     Cirkulačné pomery zimy 1999/2000 názorne dokresľuje aj obr. 1, ktorý bol spracovaný podľa [4]. Na mapkách priemerného tlakového poľa nad Európou a priľahlou časťou Atlantického oceánu vidieť výrazné prevládanie západných cirkulačných typov. Na mapkách odchýliek tlaku od dlhodobého priemeru je zreteľná aj príčina, a tou boli výraznejšie vyvinuté riadiace tlakové útvary v oblasti severného Atlantiku (islandská tlaková níž a azorská tlaková výš).

     Situáciu v našom regióne dokumentuje aj porovnanie veterných ružíc výškového vetra v hladine AT 500 hPa nad Prahou pre jednotlivé mesiace zimy 1999/2000 s dlhodobým priemerom. Na obr. 2 vidíme výrazne prevládajúcu početnosť smerov zo severozápadného kvadrantu v porovnaní s priemerom a takmer úplnú absenciu východnej a prevažne aj južnej zložky výškového prúdenia. Aj priemerná rýchlosť výškového vetra mala nadpriemerné hodnoty, a to najmä vo februári.

 

2.2. Stručné klimatologické zhodnotenie zimy 1999/2000 pre územie Českej republiky a Slovenskej republiky

 

December 1999

     Na celom území bol december teplotne normálny s kladnou alebo zápornou odchýlkou priemernej mesačnej teploty väčšinou len niekoľko desatín °C. V Čechách boli odchýlky miestami väčšie ako 1 °C, avšak len na severozápade presiahli hodnotu 1,5 °C, čo je hranicou pre teplotne normálny december. Aj v ostatnej časti Európy prevažovali kladné odchýlky teploty vzduchu, najviac vo východnej Európe.

     Zrážkovo prevažoval december ako normálny mesiac, pričom najmenej zrážok voči normálu malo Sliezsko, kde bol december zrážkovo podnormálny. Najviac spadlo v juhozápadnej časti Čiech, kde bol december zrážkovo miestami silne nadnormálny.

 

Január 2000

     Na celom území bol január teplotne v rámci normálu, v ČR prevažovali kladné odchýlky do 2 °C, v SR záporné do -1,5 °C, na horách do -2 °C. V Európe prevažovali kladné odchýlky, záporné odchýlky mal len juh a krajný severovýchod kontinentu.

     Zrážkovo bol mesiac nadnormálny, ojedinele až silne nadnormálny, najmä na horách Slovenska. Na severozápade Čiech, v Sliezsku na juhu Slovenska bol miestami zrážkovo podnormálny.

 

Február 2000

     V ČR bol február teplotne silne až mimoriadne nadnormálny s odchýlkami 3 až 5 °C. Na Slovensku bol teplotne nadnormálny s odchýlkami 2 až 3 °C, v horských oblastiach a na juhovýchode normálny s kladnými odchýlkami do 2 °C. Podobne teplotne nadnormálny bol v celej Európe.

     Na celom území bol posledný zimný mesiac zrážkovo zväčša normálny, na Morave, v Sliezsku a na juhu Slovenska miestami podnormálny.

 

2.3. Výskyt búrok na území Českej republiky a Slovenskej republiky

 

     V období od 1.12.1999 do 29.2.2000 bola na území Českej republiky a Slovenskej republiky zaznamenaná aspoň jedna búrka na 53 staniciach z celkového počtu 154 spracovaných meteorologických staníc. Najviac dní s búrkou pozorovali na staniciach Bratislava, letisko a Banská Bystrica (5 dní), Tušimice a Liberec (4 dni).  Po tri dni s búrkou mali v Javorníku na severe Moravy, v Telgárte a na bratislavských staniciach v Mlynskej doline a na Kolibe. Za deň s búrkou sme počítali nielen dni s výskytom blízkej a vzdialenej búrky, ale aj s výskytom blýskavice.

     Zo spracovaného zimného obdobia bola z celého územia aspoň na jednej stanici pozorovaná búrka v 13 dňoch. Najrozsiahlejší výskyt búrok bol zaznamenaný medzi 17. a 21. januárom. Celkový prehľad o výskyte búrok za zimné obdobie 1999/2000 na území ČR a SR je uvedený v tab. 1.

 

Tab 1: Výskyt búrky v zime 1999/2000 na území Českej republiky a Slovenskej republiky

 

dátum počet staníc s búrkou
2.12.1999 7
11.12.1999 1
12.12.1999 4
25.12.1999 1
26.12.1999 1
28.12.1999 3
17.1.2000 13
18.1.2000 19
21.1.2000 19
29.1.2000 3
13.2.2000 6
14.2.2000 5
16.2.2000 4

 

     Podľa predbežného spracovania zimných búrok za 40-ročné obdobie 1960/1961 až 1999/2000 sa na Slovensku (spracovaných 14 staníc) vyskytla búrka v prvom desaťročí (v šesťdesiatych rokoch) v 15 dňoch, v druhom desaťročí v 16 dňoch, v treťom desaťročí v 16 dňoch a v deväťdesiatych rokoch až v 23 dňoch, z toho v poslednej zime 1999/2000 v 9 dňoch, čo v žiadnej predchádzajúcej zime predtým pozorované nebolo.

 

3. Situácia 18.1.2000

 

3.1. Makrosynoptický popis

     Na začiatku druhej polovice januára 2000 sa medzi mohutnou anticyklónou so stredom západne od Britských ostrovov a hlbokou tlakovou nížou, ktorej stred sa presúval zo severnej Škandinávie nad moskovskú oblasť,  začalo vytvárať silné výškové severozápadné prúdenie, ktorého rýchlosť ďalej narastala až na mimoriadne hodnoty.

     Na prízemných mapách z daného obdobia možno sledovať ustupovanie výbežku tlakovej výše z vnútrozemia kontinentu a zároveň rozširovanie sa až nad Island a Grónsko. Tým sa orientácia prúdenia menila zo západného až severozápadného na severozápadné až severné. V priebehu 15.1. došlo v priestore medzi Grónskom a Škandináviou k vzniku frontálnej vlny a vytvoreniu tlakovej níže na nej. Celý tento systém smeroval v silnejúcom severozápadnom prúdení rýchle nad kontinent, pričom v priebehu 16.1. prešiel cez celú Škandináviu a v priebehu 17.1. postúpil až do strednej Európy. Za jeho studeným frontom, ktorý v noci na 18.1. prešiel cez strednú Európu a do 19.1. o 00 UTC postúpil až nad Turecko a južný Jadran, prúdil z vysokých zemepisných šírok nad väčšinu Európy od severozápadu až severu morský arktický vzduch (obr. 3a,b).

     Aj vo vyšších vrstvách troposféry boli oba riadiace útvary dobre vyjadrené. S tým súvisel veľký gradient meteorologických prvkov v oblasti výškovej frontálnej zóny (ďalej VFZ) a veľmi vysoké rýchlosti výškového prúdenia. Os VFZ prebiehala spočiatku z južného Grónska cez Island nad Škandináviu, pričom nad vnútrozemím bola zjavná difluencia prúdenia. V priebehu 17.1. v súvislosti so zmenou prúdenia nad vnútrozemím Európy prebiehala VFZ  z Grónska cez Nórske more a južnú Škandináviu nad strednú Európu a Balkán, pričom podobnú polohu mala aj v ďalších dvoch dňoch (obr. 3c).

     S dobre vyjadrenou VFZ súvisela aj vysoká rýchlosť výškového severozápadného prúdenia, napr. v oblasti Nórskeho mora a južnej Škandinávie dosahovala 16.1. o 12 UTC v hladine 500 hPa 60 až 70 m/s. V hornej troposfére boli rýchlosti ešte vyššie, v hladine 300 hPa sa počas 16. a 17.1. pohybovala rýchlosť prúdenia v priestore medzi južným Grónskom a južnou Škandináviou od 75 do 90 m/s.

 

3.2. Mezosynoptický popis

     V rámci prízemného vývoja v oblasti strednej Európy bol najzaujímavejší prechod frontálneho systému. Jeho studený front v priebehu popoludnia 17.1. postupoval z južného Poľska a východného Nemecka ďalej na juh. Vzhľadom na jeho orientáciu voči výškovému prúdeniu postupoval v oblasti Poľska podstatne rýchlejšie, a tak medzi 19 a 20 UTC zasiahol najprv severovýchod Slovenska. V ďalších hodinách smeroval cez severné Slovensko a severnú Moravu ďalej na juh až juhozápad. Do 03 UTC postúpil uvedený front nad krajný západ Maďarska, južnú Moravu, východné Čechy a hranicu Nemecka s Poľskom. Tu sa jeho postup smerom na západ prechodne zastavil, pričom v oblasti Dánska sa na ňom začala tvoriť frontálna vlna. Táto vlna ďalej postupovala z východného Nemecka  cez severné Čechy rýchle na juh a bola spojená aj s plytkou prízemnou brázdou.  Jej  polohu 18.1. o 9 a o 11 UTC vidíme na obr. 4. Časť územia strednej Európy sa tak prechodne dostala opäť do teplého oceánskeho vzduchu. Studený front poslednej frontálnej vlny postupoval medzi 11 a 13 UTC cez Moravu a juhozápadné Slovensko rýchle na juh. Do 13 UTC už bolo územie ČR aj SR za týmto frontom v studenom vzduchu.  

     Os VFZ prebiehala v rámci strednej Európy spočiatku cez stredné Poľsko a západnú Ukrajinu. Pri pokračujúcej studenej advekcii do východnej Európy a “roztekaní” sa studeného vzduchu sa os VFZ postupne premiestňovala cez strednú Európu smerom na západ, pričom výškové prúdenie sa menilo zo severozápadného na severné.

     Rýchlosť prúdenia vo výške bola aj nad strednou Európou veľmi vysoká. Maximum rýchlosti bolo nad Popradom 18.1. o 00 UTC blízko hladiny 300 hPa – takmer 85 m/s (obr. 5). Maximum rýchlosti výškového prúdenia bolo na ostatných staniciach tiež v blízkosti hladiny 300 hPa a dosahovalo hodnoty 55 až 70 m/s.

 

3.3. Situácia z pohľadu dynamickej meteorológie

     Zaužívaným názorom medzi synoptickými meteorológmi je, že v zime sa búrky vyskytujú na rýchlo postupujúcich studených frontoch orientovaných kolmo na smer prúdenia ako uvádza Förchtgott v [6] na str. 126. Vtedy sa predpokladajú rýchle výklzné pohyby teplého vzduchu nad frontálnou plochou, ktorý je vytláčaný rýchle napredujúcim klinom studeného vzduchu, ako píše aj Zverev [18] na str. 248. Ako sa  ukázalo v prípadoch z 18.1.2000 a 22.-23.2.2001, intenzívne zimné búrky sa môžu vyskytnúť aj pri iných situáciách, keď je prúdenie silné, ale rýchlosť postupu frontálneho rozhrania je malá, lebo front je orientovaný v smere prúdenia. Na situácii z 18.1.2000 sa pokúsime ukázať pomocou niektorých metód, aké sú príčiny konvekcie v takýchto prípadoch, pričom významnou pomôckou budú pre nás analýzy a krátkodobé predpovede modelu ARPÉGE.

 

a) potenciálna vorticita

     V ostatných rokoch sa stala veľmi populárnou metóda, ktorá používa na interpretáciu cyklogenézy a frontogenézy pole potenciálnej vorticity (v angličtine Potential Vorticity alebo Isentropic Potential Vorticity). Potenciálna vorticita je definovaná ako súčin absolútnej geostrofickej vorticity a veľkosti statickej stability. Za predpokladu platnosti rovnice hydrostatickej rovnováhy pre potenciálnu vorticitu (PV) v izentropickej hladine platí predpis:

 

 

 

 

kde “g” je  tiažové zrýchlenie,

“  relatívna vorticita,

 “f” Coriolisov parameter,

 “θ” potenciálna teplota

a “p” tlak vzduchu.

            Zaužívanou jednotkou pre potenciálnu vorticitu je tzv. „Potential Vorticity Unit“ (alebo PVU), ktorej hodnota je:     1 PVU = 1. 10-6 . m2 . s-1 . K . kg-1

     Využitie máp PV vychádza predovšetkým z dobrých vlastností tohto parametra. Pri lineárnych procesoch popisuje rozloženie potenciálnej vorticity jednoznačne aj pole tlaku vzduchu (geopotenciálu), vetra a výstupných pohybov (čo sa v anglickej literatúre označuje ako “invertibility principle“). Vysvetlenie a odvodenie tohto princípu je uvedené v [9] na str. 901. Ďalším dôležitým faktorom je konzervatívnosť potenciálnej vorticity pri adiabatických pohyboch v atmosfére. Z tohto dôvodu potenciálna vorticita nemôže na izentropických plochách vznikať, ani zanikať a zmeny nastávajú prostredníctvom advekcie zo žriedla vysokých (nízkych) hodnôt PV. Aplikácia potenciálnej vorticity v akademických prípadoch západného zonálneho prúdenia je dobre popísaná v [2] na str. 199-200.

 

b) využitie profilov potenciálnej vorticity v situácii z 18.1.2000

     Základné vlastnosti poľa potenciálnej vorticity potvrdzujú aj obr. 6 a obr. 7. Tieto obrázky znázorňujú vertikálny rez poľom potenciálnej vorticity v zonálnom smere (obr. 8) kombinovaný s poľom potenciálnej teploty, resp. poľom horizontálnej zložky vetra (zonálny rez sa uprednostňuje kvôli ľahšej interpretácii poľa potenciálnej vorticity). V situácií dňa 18.1.2000 bola dobre vyjadrená kladná anomália PV v hornej troposfére, ktorá súvisela s výraznou advekciou studeného vzduchu do východnej Európy. Naopak, v teplom (ale takisto severozápadnom) prúdení nachádzame zápornú anomáliu potenciálnej vorticity, kde výška tropopauzy presahuje 10 km. Na hranici týchto anomálií sa nachádza prudký zlom v tropopauze. Tento  zlom sa nachádzal  približne v osi mimoriadne silného dýzového prúdenia, a preto v oblasti medzi anomáliami je vo vyšších hladinách troposféry aj výrazný vertikálny strih v rýchlosti prúdenia. Pod ním, v ľavej (západnej) časti kladnej anomálie PV sa vytvára frontálna zóna a s ňou súvisiace vertikálne pohyby, čo charakterizuje sklon izolínií potenciálnej teploty. Anomálie v poli potenciálnej vorticity sa spolu s frontálnou zónou pohybovali v reze pomaly smerom doľava (na západ). Tento pohyb je v súlade s teóriou (je to dôsledok meridionálnej advekcie potenciálnej vorticity po stranách anomálie a je dobre popísaný v [2] na str. 203-204).

 

c) problémy s uplatnením teórie v praxi. Prízemné PV anomálie.

     Popis poľa vertikálnych pohybov nie je v tomto prípade taký triviálny, ako sa väčšinou uvádza v akademických štúdiách. Vyplýva to z viacerých dôvodov:

1.      Nakoľko frontálna zóna sa orientovala do smeru riadiaceho severozápadného prúdenia, gradienty teploty a relatívnej geostrofickej vorticity smerovali takmer kolmo na prevládajúci smer vetra. V takom prípade je ale advekcia teploty a relatívnej geostrofickej vorticity v blízkosti frontálnej zóny malá.

2.      Pri odvodení výstupných pohybov sme sa pridŕžali kvázigeostrofickej aproximácie, kde sme predpokladali, že odchýlky od geostrofického prúdenia nie sú veľké. To však nemusí platiť v prípade spodnej (hraničnej) vrstvy troposféry, a to najmä v blízkosti frontálnej zóny, kde môžu byť veľmi veľké ageostrofické odchýlky.

3.      Pretože nemáme výlučne zonálne pohyby vzduchu, musíme zobrať do úvahy aj advekciu Coriolisovho parametra, ktorá je pri zonálnom prúdení rovná nule.

4.      Teoretické odvodenia predpokladajú lineárne vzťahy medzi poľom PV a poľom vetra, resp. teploty. V konkrétnej situácii ale lineárna aproximácia nemusí vôbec postačovať.

Z toho vyplýva, že ak chceme  v reálnej situácii vysvetliť vznik mimoriadne silných výstupných pohybov len na základe existencie výškových anomálií PV, môžeme sa stretnúť s problémami. V najlepšom prípade by sme vedeli teoreticky zdôvodniť existenciu slabších výstupných (zostupných) pohybov vzduchu na ľavej (pravej) strane výškovej kladnej anomálie. Ak sa pozrieme  na obr. 6 alebo obr. 7, zistíme, že aj v spodných hladinách troposféry sa vyskytovali izolované oblasti vysokých, prípadne nízkych hodnôt potenciálnej vorticity. Tieto oblasti môžeme pracovne nazvať “prízemnými” anomáliami, hoci v skutočnosti ich môžeme nájsť aj vo výške 2-3 km. Kladná prízemná anomália je spojená s maximom výstupných pohybov v oblasti frontálnej zóny, zatiaľ čo v prípade susednej zápornej anomálie nájdeme slabšie zostupné pohyby vzduchu. Existenciu kladnej anomálie vysvetľuje práve veľký horizontálny strih v rýchlosti prúdenia (v dôsledku neho je tu veľká cyklonálna  vorticita) a vysoká statická stabilita, ktorá sa prejavuje priblížením izentrop v oblasti frontálnej zóny (obr. 6 a obr. 7).

     Práve z vysokej statickej stability v spodných hladinách troposféry vyplýva, že je málo pravdepodobný vznik vertikálnej konvekcie, ponímaný podľa klasickej metódy častice. Ďalšou z možností je existencia potenciálnej instability alebo symetrickej instability, avšak žiaden parameter použitý pri štúdiu tejto situácie (napr. vertikálne profily ekvivalentnej potenciálnej teploty) tieto podmienky jednoznačne nepotvrdzoval. Predpokladáme, že konvekcia vznikla na naklonenej frontálnej ploche v dôsledku mimoriadne silných výklzných pohybov teplého vzduchu (čím vyššia je rýchlosť výklzných pohybov, tým je väčšia aj vertikálna zložka rýchlosti vetra).

     Statická stabilita a vorticita nie sú nezávislé veličiny, čo môžeme vysvetliť pomocou zachovávania potenciálnej vorticity pri adiabatických procesoch. Zmeny v statickej stabilite vyvolajú zároveň zmenu vo vorticite, čo môžeme pozorovať aj u prízemnej anomálie.

     Zaujímavosťou je, že v oblasti kladnej a z časti aj zápornej prízemnej anomálie je silný horizontálny strih rýchlosti prúdenia sprevádzaný veľmi slabým vertikálnym strihom prúdenia  s výškou (obr. 7). Tento fakt tiež podporuje hypotézu o existencii výstupných pohybov na naklonenej frontálnej ploche, o čom píše Bluestein v [2] na str. 462.

     Dvojica kladnej a zápornej prízemnej PV anomálie súvisí so vznikom cirkulácie v oblasti frontálnej zóny, pričom výstupné pohyby sú v oblasti teplého a vlhkého predfrontálneho vzduchu, zatiaľ čo zostupné pohyby sa presadzujú v studenom vzduchu za frontom a spôsobujú jeho značné vysušenie (obr. 9). Toto prenikanie suchého vzduchu z vyšších vrstiev troposféry sa zhoduje s výrazným suchým pásom na družicových obrázkoch, snímaných vo viditeľnom spektre  alebo v kanáli vodnej pary (obr. 10  a obr. 11).

 

d) vývoj a interakcia PV anomálií. Baroklinná instabilita.

     V akom vzťahu sú výškové a prízemné anomálie ?

     Priblížením výškovej anomálie k prízemnej baroklinnej zóne môže dôjsť k vzniku alebo prehĺbeniu tlakovej níže pri zemi. Tento proces je prejavom baroklinnej instability v atmosfére a podrobný popis teórie baroklinnej instability s využitím metódy PV sa dá nájsť v [2] na str. 207-214 alebo v [9] na str. 921-930. Interakcia je však vzájomná, čiže prízemná anomália môže prispieť aj k zosilneniu alebo oslabeniu výškovej PV anomálie.

     Ak prihliadneme k časovému vývoju poľa potenciálnej vorticity (ktorý je znázornený schématicky na obr.12), zistíme, že prízemná kladná anomália sa vyvíjala na západnej strane mohutnej kladnej výškovej PV anomálie okolo 09 UTC. V čase jej trvania boli výstupné pohyby najintenzívnejšie a prejavovali sa búrkovou činnosťou. Na začiatku bola kladná prízemná anomália posunutá viac západným smerom vzhľadom na kladnú anomáliu vo výške. V tejto konfigurácii dochádzalo vďaka vertikálnym pohybom k naťahovaniu vzduchového stĺpca (stretching) a k narastaniu cyklonálnej vorticity. Odpoveďou na prehĺbenie poľa tlaku vzduchu boli ďalšie kompenzačné výstupné pohyby. Postupne sa rýchlejšie postupujúca výšková anomália potenciálnej vorticity presunula ponad dvojicu prízemných anomálií, čo sa prejavilo stlačením vzduchového stĺpca a poklesom cyklonálnej vorticity. Po 12 UTC už anomálie potenciálnej vorticity v spodných hladinách troposféry  nepozorujeme. Vidíme, že dvojica prízemných anomálií má oveľa kratšiu životnosť oproti výškovým PV anomáliam. V niektorých prípadoch  interakcia výškových a prízemných anomálií môže prispieť k zbrzdeniu postupu frontálnej zóny a rýchlemu prehĺbeniu tlakových níží, čo sa môže prejaviť aj dlhodobou a intenzívnou zrážkovou činnosťou.

 

e) vplyv neadiabatických procesov na vznik prízemných anomálií

     Nasúva sa otázka, akým spôsobom mohli tieto prízemné anomálie vzniknúť. Porovnaním časového vývoja a priestorového rozloženia potenciálnej vorticity prídeme na to, že tieto izolované anomálie nemohli vzniknúť odštiepením od “materskej” výškovej anomálie. Ak nevznikli v dôsledku advekcie, nevieme ich vznik vysvetliť adiabaticky (v dôsledku zachovávania potenciálnej vorticity) a do úvahy prichádzajú neadiabatické procesy. Jedným z takýchto procesov je aj uvoľňovanie tepla pri tvorbe zrážok, prípadne jeho spotreba pri topení a vyparovaní. Frontogeneticky pôsobí vtedy, keď sa teplo uvoľňuje do teplej vzduchovej hmoty a k jeho spotrebe dochádza v studenej vzduchovej hmote na opačnej strane rozhrania. V takom prípade dochádza k narastaniu teplotných rozdielov vo frontálnej zóne a k zvýrazneniu frontálneho rozhrania ako píše Kurz v [13] na str. 78-79.

     Akým spôsobom môžeme zistiť, či tieto procesy mali podstatný vplyv na vývoj frontálneho rozhrania v našej situácií? Opäť nám pomôže modelový výpočet integrovaný na jedenásť hodín dopredu z 18.1.2000 o 00 UTC. V tomto prípade  vypneme v modelovom výpočte schému na výpočet zrážok a tým vylúčime aj neadiabatické ohrievanie alebo ochladzovanie v dôsledku fázových prechodov (neznamená to ale úplné vysušenie atmosféry!). Výsledok tohto pokusu potvrdzuje naše predpoklady. Z obr. 13 vidíme, že prízemné anomálie zanikli, a to v dôsledku značného poklesu stability v oblasti frontálnej zóny. Zároveň došlo aj k poklesu v horizontálnom gradiente rýchlosti vetra, čo sa prejavilo aj poklesom cyklonálnej vorticity v nižších hladinách. Následkom toho výrazne zoslabla vertikálna rýchlosť v stúpajúcom teplom vzduchu na tretinu až štvrtinu pôvodnej hodnoty! Odstránenie zrážkovej schémy však príliš neovplyvnilo predpoveď kompenzačných zostupných pohybov, resp. výstupných pohybov v studenom zafrontálnom vzduchu.

     Aké sú závery z tohto experimentu? Zdá sa, že dynamické procesy, ako advekcia studeného vzduchu reprezentovaná výškovou anomáliou potenciánej vorticity, sa pričinili o vznik frontálnej zóny a jej pomalý presun západným smerom. So vznikom zrážok došlo v dôsledku kondenzácie, resp. koagulácie k neadiabatickému ohrevu v  teplej vzduchovej hmote, ktorá vystupovala po naklonenej frontálnej ploche. Zrážky padali do studenej vzduchovej hmoty, kde zasa dochádzalo k neadiabatickému ochladzovaniu (v dôsledku topenia, resp. sublimácie zrážok), pričom svoju úlohu zohralo aj vytvorenie snehovej pokrývky a následná radiácia. Tieto neadiabatické zmeny prispeli hlavnou mierou k zosilneniu stability vo frontálnej zóne, čo malo za následok nárast cyklonálnej vorticity a horizontálneho strihu vetra. Ďalší vývoj bol ovplyvnený interakciou výškových a prízemných anomálií spôsobom, ktorý bol už popísaný vyššie.

     Je nutné dodať, že takto sa môžeme pozerať na frontogenézu (cyklogenézu) najmä z hľadiska makrosynoptickej mierky. Z mezosynoptického popisu situácie z 18.1.2000 vyplýva, že v menších mierkach sa nemôžeme opierať výlučne o schémy popisované v tomto dynamickom rozbore. Súhra makro- a mezosynoptických faktorov mohla v konečnom dôsledku viesť k tomu, že výsledné prejavy počasia boli oveľa výraznejšie, ako by sme to očakávali len na základe veľkorozmerných diagnostických ukazovateľov.

 

3.4. Situácia z pohľadu dištančných metód pozorovaní

 

a) zábery z družice METEOSAT

     V infračervenej časti spektra môžeme pozorovať už v skorých ranných hodinách v oblasti Jutského polostrova a južnej Škandinávie oblačnosť tvoriacej sa frontálnej vlny. Táto oblačnosť veľmi rýchle smerovala na juhovýchod, pričom sa jej plošný rozsah zväčšoval. Z analýzy spektra radiačnej teploty vyplýva, že sa jednalo o relatívne vysokú povrchovú teplotu, ktorá zodpovedá zväčša nižšej oblačnosti. S ďalším vývojom frontálnej vlny povrchová teplota evidentne klesá, môžeme teda predpokladať, že v priebehu postupu cez strednú Európu dochádzalo na frontálnej vlne aj k vertikálnemu budovaniu oblačnosti.   Po 12 UTC sa od severu začalo v tylovej časti frontálnej vlny výrazné zmenšovanie oblačnosti, resp. v už studenom vzduchu došlo k značnému poklesu jej vertikálnej mohutnosti.

     Po porovnaní snímok zhotovených v infračervenej a viditeľnej časti spektra je zrejmé, že za ustupujúcou mohutnou a kompaktnou hradbou frontálnej oblačnosti je v popoludňajších hodinách v rámci strednej Európy už len “chaoticky” usporiadaná kopovitá oblačnosť. Ústup severného okraja oblačného celku smerom na juh sa uskutočňuje oproti prechodu studeného frontu pri zemi s oneskorením, z čoho vyplýva, že sa jednalo o anafront.

     Na zábere zo 14 UTC  je veľmi dobre vidieť úzky takmer bezoblačný pás orientovaný v smere severozápad – juhovýchod, ktorý prechádza cez ČR a Slovensko (obr. 10). Je to zrejme jednak dôsledok vťahovania suchého vzduchu do tyla frontálnej vlny a jednak dôsledok dobre vyvinutých usporiadaných zostupných pohybov vzduchu. Podobný pás môžeme pozorovať tesne pred studeným frontom frontálnej vlny. Domnievame sa, že príčinou vzniku týchto málooblačných pásov sú cirkulačné útvary v okolí frontálneho rozhrania (obr. 9), ktoré nie sú v takýchto prípadoch neobvyklé a môžu v aktivovaní búrkovej činnosti zohrávať rozhodujúcu úlohu. 

     Snímky zhotovené v spektrálnej oblasti vyžarovania vodnej pary ukázali, že v úvodnom štádiu vývoja frontálnej vlny nebola vodná para sústredená vo vyšších hladinách troposféry. Pri ďalšom a pomerne rýchlom postupe studeného frontu poslednej frontálnej vlny na juho-juhovýchod došlo k vťahovaniu suchého vzduchu z oblasti severného Nemecka a Dánska do jej tylovej časti, čo potvrdzuje naše už uvedené predpoklady (obr. 11).

 

b) rádiolokačné merania radarmi ČHMÚ a SHMÚ

     Krátko po polnoci 18.1. prechádzalo teplotné rozhranie  cez severovýchodné Čechy, strednú Moravu a krajný juhozápad Slovenska. Bolo vyjadrené, najmä v oblasti juhozápadného Slovenska, úzkym pásom odrazivostí dosahujúcich hodnoty 30 až 40 dBZ (podľa radaru na Malom Javorníku). Ležiac v severozápadnom výškovom prúdení sa len veľmi pomaly presúvalo smerom na juhozápad, pričom sa však medzi 01.30 a 05.30 UTC  udržovalo takmer bez pohybu približne na línii Győr – Bratislava – Brno. Pozdĺž neho smerovali zhluky zvýšených odrazivostí v smere silného výškového severozápadného prúdenia. Po 04.30 UTC  začala zo severných Čiech a Moravy postupovať smerom na juhovýchod plošne rozsiahlejšia oblasť vyšších odrazivostí súvisiaca s tvoriacou sa frontálnou vlnou na hlavnom teplotnom rozhraní. Rozhranie sa začalo v súvislosti s týmto procesom  deformovať a v oblasti južnej Moravy a JZ Slovenska postúpilo prechodne späť na východ. V dôsledku toho sa niektoré časti uvedených regiónov dostali späť do teplejšieho vzduchu.

     V tyle frontálnej vlny začal v prízemných hladinách v priebehu predpoludnia rýchlo prenikať studený vzduch od severu až severovýchodu. Na radaroch sa dala poloha studeného frontu veľmi ľahko identifikovať ako úzky pás vysokých odrazivostí tiahnuci sa v smere výškového prúdenia spolu s jednotlivými jadierkami – pravdepodobnými ohniskami búrkovej a/alebo zrážkovej činnosti. Na obr. 14 si môžeme všimnúť, že predný okraj pásu odrazivostí studeného frontu nie je úplne hladký, ale podlieha jemným deformáciám. Pravdepodobným vysvetlením tohto úkazu sú trenie a orografia, v dôsledku ktorých nezateká studený vzduch všade rovnako rýchle, resp. v rovnakom množstve.

     Na obr. 15 vidíme oblačnosť studeného frontu už nad južnou Moravou, východným Rakúskom a západným Maďarskom, pričom jeho predný okraj je opäť veľmi ostro ohraničený. Vysvetlenie možno nájsť najmä v existencii sekundárnych zostupných pohybov pred frontom. K výstupom vzduchu, vyvolávajúcim dokonca vznik oblakov Cb, dochádza až následne po aktivovaní cirkuláciou znázornenou na obr. 9, t.j. až takmer na čiare frontu.

     V ďalších hodinách postupuje pás odrazivostí v dôsledku zmeny orientácie rozhrania vzhľadom na výškové prúdenie podstatne rýchlejšie. V popoludňajších hodinách môžeme sledovať už len menej vyvinutú kopovitú oblačnosť, ktorá sa v sprievode snehových prehánok presúvala rýchlo smerom na juh.

 

4. Situácia 28.12.1999

 

4.1. Makrosynoptický popis

     Po južnom okraji rozsiahlej a hlbokej oblasti nízkeho tlaku vzduchu, ktorej stred sa nachádzal v priestore medzi Islandom, Škótskom a Nórskom, smerovali  z oceánu do vnútrozemia rýchle za sebou frontálne vlny. Posledná z nich sa vytvorila nad miernymi šírkami Atlantiku 26.12. a postupovala pozdĺž 47. rovnobežky nad pevninu, kam postúpila už 27.12. cez deň. Na tejto vlne sa vytvorila tlaková níž, ktorá sa výrazne prehĺbila a smerovala cez Francúzsko a Nemecko priamo nad Alpy (obr. 3d). Po segmentácii nad Alpami sa novovzniknutý stred níže dostal nad severné Chorvátsko, potom nad východné Karpaty a 30.12. o 00 UTC bol už nad moskovskou oblasťou. Po prednej strane tlakovej níže prúdil nad juhovýchodnú Európu teplý vzduch a po presunutí sa tohto útvaru nad Ukrajinu prenikol v jeho tyle nad európske vnútrozemie chladný vzduch od severozápadu (obr. 3e). Sériu frontálnych systémov ukončil výbežok vysokého tlaku vzduchu, ktorý sa rozšíril z Atlantiku cez Alpy ďalej nad kontinent.

     Os VFZ bola orientovaná na začiatku Vianoc z miernych šírok Atlantiku cez Britské ostrovy nad Škandináviu. Po postupnom zoslabnutí výškového hrebeňa nad vnútrozemím prebiehala 26.12. os VFZ z Atlantiku cez Francúzsko a Alpy nad severný Balkán, kde dochádzalo k postupnej zmene prúdenia zo západného na južné. Rýchlosť prúdenia v smere od západo-severozápadu sa v tomto čase v oblasti VFZ nad Francúzskom a Alpami pohybovala v hladine 500 hPa od 40 do 45 m/s, v hladine 300 hPa to bolo 70 až 80 m/s.

     Tlaková níž, ktorá sa vytvorila na poslednej vlne, bola pomerne vysokým barickým útvarom, a tak sa v priebehu 28.12. výškové termobarické pole nad kontinentom začalo meridionalizovať. Dôsledkom toho bola rozsiahla a hlboká brázda nízkeho tlaku vzduchu nad vnútrozemím kontinentu, ktorá bola dobre vyjadrená aj v strednej troposfére (obr. 3f). V ďalších dňoch sa uvedená brázda pomaly vypĺňala a presúvala na východ, pričom výškové prúdenie podstatne zoslablo.

 

4.2. Mezosynoptický popis

     Keďže frontálny systém uvedenej tlakovej níže postupoval južne vzhľadom na strednú Európu,  tak uvedenú oblasť zasiahol len oblačnosťou a zrážkami, tj. bez frontálnej výmeny vzduchovej hmoty v prízemnej vrstve troposféry. S postupom tlakovej níže cez Alpy na východ súviseli veľmi nízke hodnoty tlaku vzduchu, napr. v blízkosti jej stredu namerali v Slovinsku o 12 UTC len 974 hPa.

     Pásmo zrážok bolo pomerne rozsiahle, v priebehu noci z 27. na 28.12. sa zrážky, väčšinou snehové, rozširovali z južného Nemecka a Rakúska na východ. Ráno 28.12. o 06 UTC už snežilo na krajnom juhozápade Slovenska, na južnej Morave, v západnom Maďarsku a v celom Rakúsku. V popoludňajších hodinách začali zrážky od západu ustávať a o 21 UTC boli sústredené len v juhovýchodnej časti strednej Európy. Sever strednej Európy zasiahli zrážky len minimálne.

     V tyle tlakovej níže sa po jej presune ďalej na východ zmenilo v prízemnej vrstve východné až juhovýchodné prúdenie na severozápadné. V dôsledku toho sa tenká vrstva studenšieho pevninského vzduchu premiešala s relatívne teplejším vzduchom prúdiacim po zadnej strane tlakovej níže. Po zoslabnutí zrážok sa tak na niektorých miestach vo večerných hodinách oteplilo až o 2 stupne a sneženie sa zmenilo na dážď.

     Pri analýze aerologických výstupov vynikli takmer na všetkých aerologických staniciach ohľadne zvrstvenia niektorých prvkov spoločné črty. Jednou z nich bolo, že pred nástupom oblačnosti a zrážok sa pri prechodne zmenšenej oblačnosti v nočných hodinách prízemná vrstva vzduchu vychladila, čím vznikla tenká inverzia. V dôsledku toho sa stenšila vrstva vzduchu s kladnou teplotou, čo zmenšilo pravdepodobnosť padania tekutých zrážok, a preto aj v nížinách väčšinou snežilo.

     Postup tlakovej níže vzhľadom na strednú Európu sa prejavil prevládaním východných zložiek prízemného prúdenia. Keďže vo vyšších vrstvách troposféry prevládalo juhozápadné prúdenie, vytvoril sa výrazný vertikálny strih vetra, ktorý bol pozorovaný na všetkých aerologických staniciach ČR, SR, Rakúska a Maďarska (obr. 16). Tento strih zohral v tvorbe oblačnosti a zrážok významnú úlohu.

 

4.3. Situácia z pohľadu dynamickej meteorológie

     V dynamickom rozbore situácie z 28.12.1999 sme sa zamerali predovšetkým na obdobie 00 až 12 UTC, keď zrážková činnosť na území juhozápadného Slovenska vrcholila. Vtedy bolo juhozápadné Slovensko v oblasti výraznej výškovej advekcie teplého vzduchu, ktorá bola reprezentovaná zápornou výškovou anomáliou potenciálnej vorticity. Kladná výšková anomália PV spojená so studenou advekciou sa v tom čase nachádzala nad Francúzskom, západnou časťou Álp a Talianskom. Teplá advekcia  nebola všade rovnako výrazná, v dôsledku čoho sa v tropopauze vyskytli deformácie. Zmena vo výške tropopauzy reprezentovaná nárastom výšky 1.5 PVU súvisela s prvou dávkou teplého vzduchu. Jeho prílev smeroval ponad Ukrajinu, južné Poľsko a Nemecko na západ, čo viedlo k izolácii  kladnej anomálie od zdroja vysokých hodnôt potenciálnej vorticity. Ďalší nárast výšky tropopauzy smeroval cez Balkán a Maďarsko nad južné Slovensko. Vývoj meteorologických parametrov sa dá sledovať prostredníctvom meridionálnych vertikálnych rezov (obr. 17). Na obr. 18 je frontálna zóna reprezentovaná zhustením izentrop, tým pádom aj zvýšením statickej stability v hraničnej vrstve. V oblasti severozápadného Maďarska možno vidieť vytvorenie kladnej prízemnej anomálie potenciálnej vorticity (s hodnotami 1 až 1,5 PVU). Táto anomália je spojená s vertikálnymi výstupnými pohybmi, ktoré dosahujú maximum vo výške 3 až 4 km. V profile vetra je výrazná nielen zmena rýchlosti ale aj smeru vetra (obr. 19). Čiže profil vorticity je tu tvorený nielen zmenami v rýchlosti vetra, ale aj zmenami smeru vetra. Na rozdiel od situácie z 18.1. nemáme taký výrazný vertikálny strih v rýchlosti prúdenia (hlavná os dýzového prúdenia smerovala cez južné Taliansko, Chorvátsko, Juhosláviu a Rumunsko na severovýchod). Napriek tomu je absolútna vorticita v oblasti maxima výstupných pohybov vysoká a kryje sa s oblasťou maximálnej stability v hladinách 925 až 700 hPa (obr. 20). Maximá stability a vorticity sa s výškou posúvajú smerom na sever, nakoľko sú viazané na naklonenú frontálnu plochu. V hladine 500 hPa už prechádza maximum výstupných pohybov cez juhozápadné Slovensko. Kvôli vysokej vertikálnej stabilite v hraničnej vrstve je prakticky vylúčený vznik búrok podľa tradične chápanej metódy častice (prinajmenšom by sme ju nemohli použiť v spodných, stabilných vrstvách troposféry). Predpokladáme, že búrková činnosť vznikala na šikmej frontálnej ploche teplého frontu severne od stredu tlakovej níže, a to približne v čase, keď bol tento stred najbližšie k územiu SR. Modelový experiment s vypnutím zrážkovej schémy, podobne ako v situácii z 18.1.2000, poukazuje na značný vplyv neadiabatického ohrievania na urýchlenie výklzných pohybov, hoci tento vplyv tu nie je až taký dominantný ako v prípade z 18.1. Celkovo sa dá povedať, že výstupné pohyby boli spôsobené najmä advekciou cyklonálnej vorticity v strednej troposfére kombinovanou s výraznou advekciou teplého a vlhkého vzduchu ponad šikmú frontálnu plochu. Tá bola navyše podporovaná neadiabatickým uvoľňovaním tepla zo vznikajúcich zrážok. Všetky tieto príspevky vystupujú v rovnici výstupných pohybov omega, ktorej vyjadrenie možno nájsť v [1] na str. 328-329. Interpretáciu makrosynoptických podmienok vývoja zjednodušuje aj fakt, že v tomto prípade bolo frontálne rozhranie v jednotlivých hladinách orientované priečne na smer prúdenia a postupovalo rýchlo. Otáznikom zostáva, akou mierou sa podieľali na intenzite zrážkovej činnosti v okolí rozhrania iné javy ako napr. vertikálny prenos (turbulencia) alebo orografia. Ukázalo sa, že modelovanie vertikálnych turbulentných tokov môže značne ovplyvniť veľkosť vypočítaných vertikálnych pohybov. Nárast stability hraničnej vrstvy v situácii z 28.12.1999 spôsobil urýchlenie výklzných (a tým aj vertikálnych) pohybov teplého vzduchu advehujúceho vo vyšších hladinách.

 

5. Záver

         Uvedená stručná štatistika búrok pre zimné obdobie 1999/2000 dokazuje, že tento meteorologický jav bol v porovnaní s predchádzajúcimi rokmi neobvykle častý. Početnosť búrok v zimnom období úzko súvisí s dynamikou (dynamickým pôsobením) makropriestorovej atmosférickej cirkulácie vzhľadom na naše územie, pričom búrky sa vyskytovali aj za situácií, ktoré sa dosiaľ považujú za netypické pre vznik zimných búrok. Tento záver podporujú aj termodynamické analýzy (ako napr. polia potenciálnej vorticity), rovnako i fakt, že bežne používané metódy na detekciu lokálnej konvekcie (napr. indexy instability) boli vo vybraných prípadových štúdiách zo spracovaného zimného obdobia 1999/2000 neúspešné.

    

     Táto práca vznikla za pomoci viacerých spolupracovníkov z ČHMÚ aj SHMÚ, ktorí nám pomohli najmä pri zabezpečení rozsiahleho množstva použitých údajov. Touto cestou im vyjadrujeme poďakovanie.

 

Literatúra

 

[1] Bluestein, H. B.: Synoptic-Dynamic Meteorology in Midlatitudes, Vol.I: Principle of Kinematics and Dynamics. New York, Oxford University Press 1992. 431 s.

 

[2] Bluestein, H. B.: Synoptic-Dynamic Meteorology in Midlatitudes, Vol.II: Observations and Theory of Weather Systems. New York, Oxford University Press 1993. 594 s.

 

[3] Denní přehled počasí. 51, 1999, č. 335-365 a 52, 2000, č. 1-60. Praha, ČHMÚ.

 

[4] Die Grosswetterlagen Europas. 52, 1999, Nummer 12 a 53, 2000, Nummer 1 a 2. Deutcher Wetterdienst, Offenbach a. M.

 

[5] Forgáč, P.: Búrky na Slovensku. Bratislava, Vydavateľstvo SAV 1953. 88 s.

 

[6] Förchgott J.: Struktura bouřek a jejich předpověď. Meteorol. Zpr., 19, 1966, č. 3-4, s.124-128.

 

[7] Gálová E.: Búrky na Slovensku so zreteľom na zvláštnosti podmienok ich výskytu v zimnom období. Diplomová práca., MFF UK Bratislava, 1994 (nepublikované)

 

[8] Hlaváč, A.: Bojíte sa blesku? Bratislava, Alfa 1986. 208 s.

 

[9] Hoskins, B. J. - McIntyre, M. E. - Robertson, A. W.: On the use and significance of isentropic potential vorticity maps. Q. J. R. M. S, 111, 1985, s. 877-946.

 

[10] kolektív: Meteorologický slovník výkladový a terminologický. Praha, Ministerstvo životního prostředí ČR 1993. 594 s.

 

[11] kolektív: Podnebí ČSSR. Souborná studie. Praha, HMÚ 1969. 356 s.

 

[12] kolektív: Podnebí ČSSR. Tabulky. Praha, HMÚ 1961. 380 s.

 

[13] Kurz M.: Synoptische Meteorologie: Leitfaden für die Ausbildung im DWD, Nr. 8. Offenbach am Main, DWD 1990. 197 s.

 

[14] Matejovič, P. - Šedivka, J.: Výskyt búrok na území Českej republiky a Slovenskej republiky v zime 1999/2000 v porovnaní s obdobím 1960/61 až 1999/2000. (rukopis)

 

[15] Měsíční přehled počasí. 46, 1999, č.12 a 47, 2000, č. 1 a 2. Praha, ČHMÚ.

 

[16] Munzar, J. a kol.: Malý průvodce meteorologií. Praha, Mladá fronta 1989. 248 s.

 

[17] Racko, S.: Nečakaná búrka. Bulletin Slovenskej meteorologickej spoločnosti pri SAV, 3, 1992, č. 2, str. 39-41.

 

[18] Zverev, A. S.: Synoptická meteorológia. Bratislava, Alfa 1986. 712 s.