Věda a technika v pozadí
Mrak

Teorie

Vlhkost, tedy obsah vodní páry ve vzduchu, je jednou z nejdůležitějších charakteristik atmosféry. I poměrně malé množství vodní páry má velký vliv na počasí, na vznik oblačnosti a srážek. V meteorologii se vlhkost vzduchu vyjadřuje různým způsobem – hmotností vodní páry v určitém objemu, stupněm nasycení vzduchu vodní parou, schopností přijímat další vodní páru apod.

V dolních vrstvách atmosféry Země je vždy obsažena vodní pára, která vzniká vypařováním vody z moří, jezer, řek, rybníků a také vody obsažené v půdě, rostlinách a živých organismech. Celkem se z povrchu celé zeměkoule za rok vypaří cca 518 600 km³ vody, z čehož připadá asi 86 % na oceány a 14 % na souše. Totéž množství vody za rok zase spadne na povrch celé Země, a to cca 79 % na povrch moří a 21 % na povrch souše. Toto množství lze vyjádřit také jinak. Ročně se z pozemských oceánů vypaří průměrně 75 cm vody. Vypařování samozřejmě probíhá v různých částech zeměkoule různou rychlostí. Například v severní části Atlantského oceánu u amerického pobřeží, kde Golfský proud vodu ohřívá a kde neustále fouká vítr, který vodní plochu dále vysušuje, se ročně vypaří téměř 2,5 m vody. Do oceánů se voda zase vrací. A v mracích přitom neustále zůstává vodní rezerva 13 miliard tun vody.

Za dané teploty se obsah vodní páry ve vzduchu nemůže zvětšovat neomezeně, ale jen po jistou maximální hodnotu, kdy dosáhne stavu nasycení. Případný přebytek vodní páry nad množstvím odpovídajícímu nasycení přejde kondenzací ve vodu nebo sublimací v led. Čím vyšší je teplota vzduchu, tím více vodní páry je třeba k jeho nasycení. Vzduch bývá vodními parami jen zřídkakdy nasycen. Jenom při dlouhodobém dešti nebo za rozsáhlé mlhy se blíží vzduch stavu nasycení vodními parami. Přechodně se vzduch může vodními parami nasytit, když jeho teplota klesá. Pak vzniká na chladných předmětech rosa, nad povrchem Země se tvoří mlha, ve větších výškách oblaka, popř. při nízkých teplotách jinovatka a sníh. Teplota, při které vlhkost přechází v maximální, se nazývá rosný bod. 

Londýnská mlha.
Zdroj: commons.wikimedia.org. Autor: MykReeve. Under Creative Commons

Sám pokles teploty ještě nemusí k přeměně páry na tekutou vodu stačit. V mracích se vyskytují mikroskopická jádra, kolem nichž pára kondenzuje. Taková jádra (např. zrnka prachu, krystalky mořské soli) se dále nedělí, molekuly páry je tedy mohou v klidu obalovat a kondenzovat na nich. Díky vyššímu znečištění vzduchu vzniká více deště. Čím jsou kapky menší, tím je oblak méně průhledný.

Často nás upoutá i barva oblaku. Někdy je světlá, jindy hrozivě tmavá. Toto zabarvení závisí na barvě světla dopadajícího na oblak, na výšce Slunce nad obzorem a hlavně na mohutnosti oblaku. Tmavé zabarvení je způsobeno tím, že je oblačná vrstva mohutná, tlustá obvykle několik kilometrů. 

Culumus.
Zdroj: commons.wikimedia.org. Under Creative Commons.

Pro oblaky se nejčastěji uvádí latinské názvy, ale zřídka se používají i české. Veškerou oblačnost rozdělujeme podle Mezinárodního atlasu oblaků na základních 10 druhů. Můžeme je dále dělit podle různých kritérií. Nejdůležitějším kritériem je rozdělení oblaků podle tvaru (morfologie) a nadmořské výšky, ve které se nacházejí. 

Podle složení dělíme oblaky na vodní, smíšené a ledové. Ve vodním oblaku se vyskytuje pouze tekuté skupenství vody, ve smíšeném voda i s tuhými částicemi ledu, jehliček, krup atd., v ledovém oblaku jsou pouze částečky pevného skupenství. Ve výškách kolem 8 – 10 km tvoří oblaka led, ve výškách 3 – 8 km led a voda a pod 3 km voda. Splýváním kapiček nebo narůstáním krystalů ledu někdy dosáhnou takové velikosti, že z oblaku vypadnou jako déšť nebo kroupy.

K vypadávání krystalků nebo kapiček z oblaků dojde tehdy, jestliže je rychlost jejich pádu větší než rychlost vzestupných pohybů vzduchu tvořícího oblaky (tzn. až jsou kapičky nebo krystalky dostatečně velké a hmotné). Srážkotvorné procesy v oblacích jsou proto spojeny s narůstáním některých ledových krystalků nebo vodních kapiček na úkor ostatních.

Existuje několik teorií vysvětlujících vznik oblaků, jednou z nich je teorie Tora Bergerona a Władysława Findeisena z roku 1933. Podle jejich teorie je pro narůstání ve smíšených oblacích nezbytná přítomnost ledových krystalků. Je–li vzduch nasycen vodní parou např. při teplotě –10 °C, pak vzhledem k ledu je přibližně o 10 % přesycen. V oblaku se vytvoří stav, kdy dochází k vypařování kapiček přechlazené vody, zatímco ledové krystalky mohou narůstat desublimací vodní páry – postupným ukládáním molekul vodní páry do krystalové mřížky na svém povrchu. Kromě toho při vzájemných srážkách kapičky přechlazené vody namrzají na ledových částicích. Tímto zůsobem mohou ledové krystalky v oblacích narůstat na úkor kapiček přechlazené vody do rozměrů, kdy jejich pádová rychlost převýší rychlost vzestupných pohybů vzduchu v oblaku. V níže ležících teplejších vrstvách atmosféry pak případně tají, a tím se mění v kapky deště. 

Déšť.
Zdroj: commons.wikimedia.org. Autor: Tomasz Sienicki. Under Creative Commons.

Vznik srážkových vodních oblaků v nízkých zeměpisných šířkách popisuje koalescenční teorie. Tato teorie je založena na existenci obřích kondenzačních jader, tvořených zpravidla krystalky mořských solí. Nejprve vznikne poměrně malý počet velkých oblačných kapek, které splýváním (koalescencí) při vzájemných srážkách narostou do takových rozměrů, že začnou padat dolů skrz vzestupné proudy vzduchu formující daný oblak. Narůstají i v průběhu pádu, samovolně se rozpadají, protože povrchové napětí již není schopné udržet dané množství vody pohromadě. Drobné kapičky jsou pak znovu unášeny vzestupnými proudy vzhůru a celý proces se opakuje. Podmínkou vzniku srážek podle koalescenční teorie je velký obsah vodní páry a kapalné vody v oblaku, což je typické pro oblaky v rovníkové oblasti.

Rozložení průměrného ročního úhrnu se řídí určitými zásadami: od oceánu do vnitrozemí srážek postupně ubývá; s rostoucí nadmořskou výškou srážek nejprve přibývá a po překročení výšky pásma maximálních srážek opět ubývá; na návětrných svazích horských pásem je více srážek než na svazích závětrných (vzniká tu srážkový stín). 

Při pozorování a měření srážek se určuje tvar, úhrn, doba trvání a intenzita srážek. Tvar srážek představuje souborné označení všech druhů padajících nebo usazených srážek podle jejich mezinárodní klasifikace. Úhrn (množství) srážek představuje množství vody v kapalném i pevném skupenství spadlém na vodorovnou plochu v daném místě za určitý čas a vyjádřené výškou vodního sloupce nad touto plochou v mm (1 mm srážek odpovídá 1 l vody spadlé na plochu 1m²). Srážky spadlé v podobě sněhu nebo ledu je nutné před měřením nechat roztát. K přibližnému odhadu množství vody obsaženého ve sněhu platí, že vrstva napadlého sněhu vysoká 1 cm vydá vrstvu vody asi 1 mm. Úhrn srážek se měří srážkoměrem (hyetometr), pro registraci časového průběhu padajících kapalných srážek slouží ombrograf (z řeckého ombros – déšť). Doba trvání srážek představuje časový interval, ve kterém byly pozorovány padající nebo usazené srážky. Intenzita srážek pak představuje množství srážek spadlých za jednotku času.

Extrémem ve spadlých srážkách jsou průtrže mračen. Tak označujeme naměřené srážky 45 mm za 30 min, 55 mm za 1 h, 65 mm za 2 h a 70 mm za 3 h. Nejsilnější průtrž mračen byla zaznamenána v bývalé ČSSR 12. července 1957 na stanici Salka u Nových Zámků, kde za 65 min spadlo 228,5 mm srážek.