Extrémy vlhkosti vzduchu na meteorologických staniciach v Bratislave za obdobie

Transcription

1 FAKULTA MATEMATIKY, FYZIKY A INFORMATIKY UNIVERZITY KOMENSKÉHO BRATISLAVA Extrémy vlhkosti vzduchu na meteorologických staniciach v Bratislave za obdobie Marcel Macko

2 Extrémy vlhkosti vzduchu na meteorologických staniciach v Bratislave za obdobie Diplomová práca Bc. Marcel Macko UNIVERZITA KOMENSKÉHO V BRATISLAVE FAKULTA MATEMATIKY, FYZIKY A INFORMATIKY KAFZM FYZIKA Meteorológia a klimatológia Vedúci bakalárskej práce RNDr. Ján Hrvoľ, CSc. Bratislava 2009

3 Čestné vyhlásenie Čestne vyhlasujem, že diplomovú prácu som vypracoval samostatne a použil som len literatúru uvedenú v zozname.

4 Ďakujem RNDr. Jánovi Hrvoľovi, CSc. za jeho odborné vedenie a konštruktívnu kritiku, ako aj za navrhnutie a sprostredkovanie témy

5 Predhovor V súčasnej dobe sa sústreďuje množstvo ľudských aktivít do miest, ktoré sa vďaka špecifickým podmienkam vyznačujú v mnohých smeroch odlišným chodom a priebehom meteorologických prvkov. Medzi prvky najviac ovplyvnené mestskou klímou patrí vlhkosť vzduchu. V dôsledku rozsiahlej zástavby a dramatickej zmeny urbanizovaného priestoru na úkor zelene sa častejšie pozorujú extrémne prípady relatívnej vlhkosti vzduchu. Centrum a blízke okolie mesta je navyše priamo ovplyvnené mestským ostrovom tepla. Dlhodobo nízka vlhkosť predstavuje rizikový faktor pre zdravie ľudí, predovšetkým kvôli respiračným ochoreniam. Nemenej dôležité je aj potencionálne nebezpečenstvo predovšetkým lesných požiarov. Hmla patrí medzi meteorologické javy ovplyvňujúce mnohé odvetvia ľudskej činnosti. Najviac postihnutá býva predovšetkým doprava, čo sa prejavuje zvýšenou nehodovosťou, prípadne meškaním mnohých spojov, pri leteckej doprave dokonca rušením letov. Veľkú úlohu hrá ako parameter radiačnej bilancie, prípadne ako dôležitý faktor pri inverzných smogových situáciách. Veľký vplyv na vznik a rozplývanie hmiel v Bratislave má aj špecifická poloha mesta a orografické podmienky v blízkom okolí mesta, ktoré zabezpečujú dobrú ventiláciu oblasti. Práce zahraničných autorov [17], [18] poukazujú na odlišné tendencie v dlhodobom chode hmiel za posledných dvadsať až tridsať rokov v meste a v jeho okolí podmienenými jednak zmenou čistoty ovzdušia, jednak zmenou zastúpenia jednotlivých typov synoptických situácií a rastúcou zástavbou. Spracovanie uvedených charakteristík vlhkosti vzduchu nám pomôže kvantifikovať a kvalitatívne posúdiť vplyv prebiehajúcej zmeny klímy na tento základný meteorologický prvok, čo má veľký význam v doprave, poľnohospodárstve, lesníctve a pod.

6 Obsah OBSAH... 1 ÚVOD VLHKOSŤ VZDUCHU DEFINÍCIA A CHARAKTERISTIKY Zmeny relatívnej vlhkosti vzduchu PRINCÍPY MERANIA ČASOVÁ PREMENLIVOSŤ VLHKOSTI VZDUCHU Denný chod Ročný chod Aperiodické zmeny vlhkosti vzduchu ZDROJ A GEOGRAFICKÉ ROZLOŽENIE VLHKOSTI FÖN Orografický fön Voľný fön HMLA A DYMNO DYMNO ZÁKAL HMLA Vznik hmly Klasifikácia hmiel Hmly z ochladzovania Hmly z premiešavania Hmly z vyparovania Mikrofyzika hmiel Geografické rozloženie hmiel Ročný a denný chod KLIMATOGRAFIA POUŽITÉ ÚDAJE SPRACOVANIE

7 5.1 NÍZKA VLHKOSŤ VZDUCHU Mesačné minimá Ročný chod Dlhodobý chod Počet dní s vlhkosťou vzduchu 30 % a menej Ročný chod Dlhodobý chod Počet dní s vlhkosťou vzduchu 40 % a menej Ročný chod Dlhodobý chod Spracovanie viacdenných periód HMLY Počet dní s hmlou Ročný chod Dlhodobý chod Trvanie hmly Ročný chod Dlhodobý chod Denný chod hmiel Pravdepodobnosť výskytu hodiny s hmlou Pravdepodobnosť výskytu začiatku hmly Pravdepodobnosť výskytu konca hmly Závislosť od synoptickej situácie Absolútne početnosti Relatívne početnosti Dlhodobý chod Charakteristiky vetra Rýchlosť vetra Smer vetra ZÁVER ZOZNAM POUŽITEJ LITERATÚRY

8 Úvod Poznanie charakteristík vlhkosti vzduchu patrí medzi základné body pri určovaní klimatických podmienok mesta. V súčasnosti má štúdium vlhkosti, jej extrémy, časové a priestorové rozloženie narastajúci význam. Nízka vlhkosť vzduchu má nezanedbateľný bioklimatologický účinok na organizmy. Pre ľudí sa ako optimálna relatívna vlhkosť vzduchu udáva interval 40 až 60 %. Dlhodobé vystavenie nízkej relatívnej vlhkosti môže spôsobovať radu zdravotných komplikácií, predovšetkým trpí dýchací systém a sliznice. Významný je aj vplyv nízkej vlhkosti na vegetáciu. Ako uvádza Matejka v práci [13], prípadne Střelcová v práci [14], sýtostný doplnok hrá spolu s globálnym žiarením dominantnú úlohu pri procese evapotranspirácie v lesných porastoch. Dlhodobo nízka relatívna vlhkosť navyše predstavuje rizikový faktor pri vzniku a šírení sa lesných požiarov. Podľa profesora Škvareninu z Lesníckej fakulty Technickej univerzity vo Zvolene už vlhkosť vzduchu pod 40 % v niekoľkých dňoch za sebou spôsobuje zlepšenie podmienok na vznik lesných požiarov. Opačný prípad vysokých vlhkostí vzduchu predstavuje potenciálne riziko vzniku hmiel. Hmla (zníženie dohľadnosti vznášajúcimi sa produktmi kondenzácie vodnej pary na jeden kilometer a menej v blízkosti zemského povrchu) spôsobuje radu komplikácií v mnohých oblastiach ľudských činností. Zvlášť postihnutá býva predovšetkým cestná a letecká doprava. Dlhšie trvajúca hmla môže spôsobovať meškania, prípadne rušenie letov. Hmla je aj významným parametrom radiačnej bilancie. Vďaka dlhšiemu zotrvávaniu kvapôčok vody významne ovplyvňuje záchyt polutantov vo vzduchu [15]. Veľká časť ľudských aktivít je koncentrovaná v mestách, ktoré sú vďaka zmenám aktívneho povrchu, energetickej bilancie a režimu odtoku vystavené špecifickým podmienkam. Rozširujúca sa urbanizácia a postupný silnejúci účinok mestského ostrova tepla ovplyvňujú okrem iného aj vlhkostné charakteristiky lokality. Ako sa ukazuje v práci [16], ročné priemery relatívnej vlhkosti vzduchu na meteorologickom observatóriu KAFZM FMFI UK v Mlynskej doline majú v dlhodobom chode klesajúci trend. Toto vysušovanie má vplyv aj na početnosti dní s hmlou. Pokles početnosti bol zaznamenaný aj v centrách mnohých iných miest vo svete, napríklad v Mníchove [17], Prahe [18], alebo New Yorku [19]. Ako príčinu autori uvádzajú predovšetkým priamy vplyv mestského ostrova tepla a zníženie množstva kondenzačných jadier v dôsledku zlepšenia kvality ovzdušia. 3

9 Práca si stanovila za cieľ spracovať základné charakteristiky výskytu hmiel v Bratislave a spracovať výskyt veľmi nízkych relatívnych vlhkostí vzduchu za obdobie 1983 až Spracované boli minimálne mesačné hodnoty relatívnej vlhkosti vzduchu namerané o štrnástej hodine, ako aj počty dní s vlhkosťou vzduchu 30 % a menej, prípadne 40 % a menej. Pri hranici 40 % boli spracované aj viacdenné periódy výskytov nízkych vlhkostí. Pri hmlách bol spracovaný: denný chod výskytu hmly ročný chod počtu dní s hmlou trvanie hmly počas dňa a roka smer a rýchlosť vetra pri vzniku a ukončení hmiel relatívna početnosť výskytu dňa s hmlou v závislosti od typu synoptickej situácie v jednotlivých mesiacoch. V práci ide o základné spracovanie nízkych vlhkostí a hmiel na staniciach v Bratislave kvôli lepšej porovnateľnosti s obdobnými prácami z iných lokalít. 4

10 1 Vlhkosť vzduchu 1.1 Definícia a charakteristiky Vo vzduchu sa stále nachádza vodná para, ktorej množstvo sa neustále mení. Podľa jej množstva vo vzduchu posudzujeme jeho vlhkosť. Vlhkosť vzduchu je základný meteorologický prvok popisujúci množstvo vodnej pary vo vzduchu. V meteorológii sa vyjadruje pomocou rôznych vlhkostných charakteristík ako napríklad absolútna vlhkosť, deficit teploty rosného bodu, sýtostný doplnok, merná vlhkosť, relatívna vlhkosť, tlak vodnej pary, zmiešavací pomer a ďalšie [1]. Vlhkosť vzduchu zásadným spôsobom ovplyvňuje množstvo meteorologických a klimatických procesov, preto je jej venovaná značná pozornosť. Napätie vodnej pary - e [hpa] je parciálny tlak vodnej pary obsiahnutej vo vlhkom vzduchu. Patrí k základným charakteristikám vlhkosti vzduchu. Jeho hodnota je daná stavovou rovnicou vodnej pary. Napätie nasýtenia vodnej pary E [hpa] je parciálny tlak vodnej pary, ktorá je v stave termodynamickej rovnováhy s rovným povrchom čistej vody [1]. Absolútna vlhkosť vzduchu (násobok hustoty vodnej pary) ρ v [kg.m -3 ] charakteristika, ktorá nám udáva hmotnosť vodnej pary v gramoch obsiahnutej v jednotke objemu vlhkého vzduchu [1]. Merná vlhkosť vzduchu s udáva nám hmotnosť vodnej pary obsiahnutej v jednotke hmotnosti vlhkého vzduchu. Súvis s napätím vodnej pary sa dá vyjadriť vzťahom: s=0,622 e p 0,378 e, kde p je tlak vzduchu [1]. Zmiešavací pomer w na rozdiel od mernej vlhkosti nám udáva podiel hmotnosti vodnej pary k hmotnosti suchého vzduchu v danom objeme vzduchu. Číselne sa len málo líši od mernej vlhkosti a dá sa vyjadriť vzťahom: r v =0,622 e p e 5

11 Relatívna vlhkosť vzduchu r [%] charakteristika vlhkosti vzduchu bežne meraná na meteorologických staniciach. Udáva pomer skutočnej absolútnej vlhkosti vzduchu k absolútnej vlhkosti, aká by bola pri danej teplote vo vzduchu nasýtenom. Obvykle sa vyjadruje v % a popisuje stupeň nasýtenia vzduchu vodnou parou. Popisuje ju vzťah: r = e E 100 %. Sýtostný doplnok charakteristika vlhkosti vzduchu daná rozdielom maximálneho tlaku vodnej pary pri danej teplote a skutočného tlaku vodnej pary [1]. Teplota rosného bodu teplota, pri ktorej sa vlhký vzduch stane následkom izobarického ochladzovania nasýtený, pričom mu nie je dodávaná vodná para zvonku. Pri relatívnej vlhkosti menšej ako100 % je teplota rosného bodu vždy nižšia ako skutočná teplota. Tento rozdiel teplôt sa nazýva deficit teploty rosného bodu a je priamo závislý na relatívnej vlhkosti vzduchu [1] Zmeny relatívnej vlhkosti vzduchu Pre vyjadrenie fyzikálnych procesov vedúcich k zmenšeniu relatívnej vlhkosti vzduchu sa vychádza z rovnice, ktorá má po aplikácií niekoľkých prijateľných zjednodušení tvar : r 2 t =10 E e t 0,19 10 r T 2 t, kde člen lokálnej zmeny tlaku vodnej pary zjednodušene môžeme vyjadriť ako : r s =k u t x w s z ds dt e p p t, kde k je konštanta, u je horizontálna zložka rýchlosti prúdenia pozdĺž osi x, ktorej smer je zhodný so smerom prúdenia, w je vertikálna zložka rýchlosti, s je merná vlhkosť a p tlak vzduchu. Z rovníc vyplýva, že lokálny úbytok relatívnej vlhkosti vzduchu môže byť vyvolaný: 6

12 1. horizontálnou advekciou vzduchu s relatívne nižšou mernou vlhkosťou vzduchu 2. zostupným pohybom vedúcim k vysušovaniu vzduchu 3. poklesom vlhkosti v advehovanej vzduchovej hmote 4. lokálnou zmenou tlaku vzduchu 5. lokálnou zmenou teploty vzduchu Procesy pod číslom 3. a 4. však nie je možné dostatočne presne určiť [13]. 1.2 Princípy merania Pre meteorologické a klimatologické účely sa vlhkosť vzduchu meria v meteorologickej búdke vo výške 2 m nad štandardným trávnikom pomocou Augustovho psychrometra. Ide o neventilovaný psychrometer, ktorý sa skladá z dvoch teplomerovsuchého a vlhkého. Vlhký teplomer má nádobku pokrytú bavlnenou pančuškou stále navlhčenou destilovanou vodou. Vlhkosť sa potom prepočíta zo psychrometrického rozdielu, teda z rozdielu teplôt medzi suchým a vlhkým teplomerom pomocou psychrometrických tabuliek. Pri dodržaní presných pravidiel merania, predovšetkým ide o správne navlhčenie pančušky, sa dá dosiahnuť presnosť pre okamžité hodnoty v bezmrazovom období pre napätie vodnej pary e asi 0,1 % a pre relatívnu vlhkosť asi 2 %. V mrazovom období by nemala chyba pre okamžité hodnoty e presiahnuť 7 %. Táto metóda merania je prakticky bez systematických chýb. Chyby môže spôsobiť nepresnosť teplomerov, príliš odlišný priemer vonkajšej rýchlosti vetra v okolí meteorologickej búdky od 0.8 m/s a veľká nadmorská výška. Z ďalších metód používaných v meteorológii je to predovšetkým vlasový poprípade blanový vlhkomer alebo hygrograf. Možnosťou je meranie zmien dielektrika pri kapacitných snímačoch, alebo zmien elektrického odporu vplyvom zmeny vlhkosti vzduchu v okolí. V oboch prípadoch je ale nutné časté ciachovanie. V laboratórnych podmienkach sa dá merať vlhkosť s veľkou presnosťou aj absolútnou metódou, teda absorpciou vlhkosti z presávaného vzduchu. Dosiahnutie extrémne nízkej relatívnej vlhkosti je časovo identifikovateľné zo záznamov hygrografov. Merania relatívnej vlhkosti vzduchu psychrometrickou metódou aj hygrometrami sú zaťažené relatívne veľkou chybou. Koeficient zotrvačnosti vlasového vlhkomeru je minimálny pri teplote okolo 10 C, s klesajúcou teplotou vzduchu rastie a pri teplote okolo 40 C je už nekonečne veľký [6]. Okrem toho sa zmenšuje s klesajúcou relatívnou vlhkosťou. Presnosť určenia relatívnej vlhkosti pri meraní Augustovým psychrometrom 7

13 závisí od rôznej citlivosti suchého a vlhkého teplomeru, rozdielu skutočnej rýchlosti vetra od konštantnej rýchlosti 0,8 m/s, ktorá je použitá pri výpočte psychrometrickej rovnice a od absencie opravy na nadmorskú výšku [6]. Chyba odčítania rozdielu meraných teplôt na suchom a vlhkom teplomere 0,1 C vedie k chybe určenia relatívnej vlhkosti pri teplote 10 C 4 % a pri teplote 20 C až 7 % [7]. 1.3 Časová premenlivosť vlhkosti vzduchu Denný chod Charakteristiky vlhkosti vzduchu nie sú popísané rovnakým denným, poprípade ročným chodom. Pri tlaku vodnej pary e pozorujeme dva základné typy denného chodu v závislosti od podmienok výparu a radiácie. Prvý typ sa označuje ako prímorský, alebo tiež zimný denný chod. Má jedno maximum v čase maxima teploty vzduchu a naopak minimum v čase minima teploty vzduchu. Výskyt je viazaný na malý denný chod teploty vzduchu, alebo na miesta s absolútnym dostatkom vody na výpar v aktívnej vrstve zemského povrchu. Druhý tzv. pevninský typ denného chodu napätia vodných pár je zložitejší. Má dve maximá (dopoludnia a popoludní) a dve minimá (po východe slnka a krátko popoludní). Je to spôsobené rozvojom turbulencie a intenzívnym prenosom vlhkosti od povrchu do vyšších vrstiev atmosféry. V prípade, že nie je prítomný dostatok vody na výpar, táto strata sa nestíha kompenzovať a napätie vodnej pary prechodne klesá. Neskôr popoludní turbulencia postupne slabne a pri pokračujúcom výpare napätie vodnej pary opäť stúpne. Relatívna vlhkosť vzduchu má už jednoduchý denný chod na väčšine povrchu zeme. Vo všeobecnosti má obrátený obraz ako denný chod teploty vzduchu. Málo výrazný je nad oceánmi, naopak výrazný chod je badať v suchých oblastiach v dôsledku značnej amplitúdy teploty vzduchu. V miernych šírkach je výraznejší denný chod v letnom období. Odchýlky od štandardného denného chodu sa vyskytujú predovšetkým v horských polohách, pretože vrcholové polohy sa často dostávajú až do konvektívnej oblačnosti. 8

14 1.3.2 Ročný chod Ročný chod sa vo všeobecnosti podobá na dennému chodu v danej lokalite. Ročné maximum napätia vodnej pary a minimum relatívnej vlhkosti vzduchu pripadá vo všeobecnosti na maximum teploty vzduchu. V jednotlivých oblastiach je však množstvo odchýlok, podmienených všeobecnou cirkuláciou a radiačnými podmienkami danej lokality Aperiodické zmeny vlhkosti vzduchu Častá výmena vzduchových hmôt v stredných zemepisných šírkach mierneho pásma spôsobuje aj významné aperiodické výkyvy. Výrazná zmena napätia vodnej pary je často hlavným prejavom zmeny vzduchovej hmoty. Podobne aj relatívna vlhkosť vzduchu môže nadobúdať významné aperiodické výkyvy. Predovšetkým v jarných mesiacoch pri situáciách keď sa nad územie dostane veľmi studená vzduchová hmota, predovšetkým pevninská polárna alebo arktická, môže vďaka jej prehrievaniu klesnúť relatívna vlhkosť pod 10 % aj v nížinách [2]. Ďalším nemenej dôležitým javom je fön. Najmä v zime môže v závetrí niektorých hôr klesnúť relatívna vlhkosť aj pod 20 %, v spojení s nárazovým padavým vetrom. Výskyt tzv. voľného fénu je viazaný na horské polohy a anticyklonálne počasie. Pri jeho výskyte môže relatívna vlhkosť vzduchu klesať až k nule %. 1.4 Zdroj a geografické rozloženie vlhkosti Pochody súvisiace s existenciou vodnej pary v atmosfére, teda vyparovanie a kondenzácia a s nimi spojené uvoľňovanie latentného tepla, majú veľký význam pre tepelnú bilanciu atmosféry. Vodná para je navyše najvýznamnejším skleníkovým plynom v atmosfére a spôsobuje až dve tretiny celkového skleníkového efektu. Rozdelenie výparu a množstva zrážok po zemskom povrchu nie je rovnomerné [3]. Výpar z povrchu pôdy a rastlín (evapotranspirácia) závisí od teploty vzduchu, teploty povrchu, tlaku vodnej pary a rýchlosti vetra. Preto najväčší výpar pozorujeme v oblastiach s dostatočnou vlhkosťou a dobrými podmienkami na turbulentný prenos vodnej pary do atmosféry ako napríklad teplé 9

15 morské prúdy vo veterných oblastiach. (Golfský prúd východne od USA, východne od Číny a Japonska [2].) Väčšina vlhkosti vypadne vo forme zrážok ešte nad oceánom. Potom advekcia vodnej pary z oceánov na súš je v ročnom súčte asi km 3. Podstatná časť vodnej pary v atmosfére sa nachádza v jej spodnej časti. Do výšky 1,5 km je 50 % hmotnosti vody v atmosfére. Je to spôsobené poklesom teploty vzduchu v troposfére s výškou, takže aj napätie nasýtenia vodnej pary s výškou klesá. V priemere je na celej Zemi približne 28,5 kg vody na meter štvorcový. Keďže tlak vodnej pary je s výškou približne konštantný až po hladinu kondenzácie, relatívna vlhkosť s výškou klesá [2]. Priemerný tlak vodnej pary v priebehu roku je najvyšší v tropických oblastiach. V Perzskom zálive v lete dosahuje aj vyše 35 hpa. Naopak, najnižšie hodnoty sa vyskytujú v polárnych oblastiach a na vysokých horách. V zime to môže byť aj menej ako 1 hpa. V strednej Európe je januárový mesačný priemer približne 5 hpa a v júli okolo 17 hpa. Relatívna vlhkosť dosahuje v ročných priemeroch najvyššie hodnoty v trópoch a v polárnych oblastiach. Najnižšie hodnoty sú pozorované v subtropických suchých oblastiach. Najväčšie rozdiely v ročnom chode sú vo vnútrozemí miernych šírok. V našej oblasti relatívnu vlhkosť ovplyvňuje predovšetkým smer prúdenia, vegetačný kryt, režim zrážok. Vplyv na relatívnu vlhkosť majú aj náveterné, prípadne záveterné efekty, ako aj mestské aglomerácie (nižšia relatívna vlhkosť najmä v noci a ráno v porovnaní s okolím) [2]. Napríklad v centrálnej časti Bratislavy je relatívna vlhkosť vzduchu nižšia ako v jej okolí v ročnom priemere až o 3 %. Pravdepodobne je to spôsobené rozdielnym teplotným režimom, vďaka ktorému je priemerná teplota vzduchu v zastavanej časti mesta vyššia oproti jeho nezastavanému okoliu. 1.5 Fön Ako fön sa zvykne označovať teplý a suchý padavý vietor na záveternej strane horských prekážok, ktorý vanie z hôr do údolia. Na základe rozdielnych fyzikálnych mechanizmov jeho vzniku môžeme fön rozdeliť na fön orografický (cyklonálny) a voľný fön (anticyklonálny) [1]. 10

16 1.5.1 Orografický fön Vzniká pri prúdení vzduchu kolmo na horskú prekážku. Pri dostatočnej rýchlosti prúdenia je na náveternej strane vzduch nútený vystupovať. Pritom sa po dosiahnutí kondenzačnej hladiny vlhko-adiabaticky ochladzuje. Tvorí sa charakteristická oblačnosť fönová oblačnosť, ktorá sa na záveternej strane rýchlo rozpúšťa a môže tvoriť tzv. fönovú stenu. Na náveternej strane pritom spravidla vypadávajú zrážky. Po prekonaní horskej prekážky vzduch klesá, pričom sa suchoadiabaticky zohrieva. V dôsledku vypadávania zrážok na náveternej strane je vzduch suchší a pri zohrievaní sa výrazne znižuje aj jeho relatívna vlhkosť. Vzhľadom na popísaný pseudoadiabatický dej je vzduch klesajúci na záveternej strane teplejší než vzduch v rovnakej výške na náveternej strane pohoria a to tým viac, čím vyššia je horská prekážka a čím viac zrážok z neho vypadne na návetrí. Nástup orografického fönu sa prejavuje veľkými výkyvmi teploty vzduchu a značnou nárazovitosťou vetra. Môže trvať niekoľko hodín až niekoľko dní. Oteplenie môže dosiahnuť až niekoľko desiatok C. V zime preto môže spôsobiť rýchle topenie snehovej pokrývky. Pozorujú sa aj fyziologické podmienky, tzv. fönová choroba. Vyskytuje sa predovšetkým v okrajových častiach cyklón, preto sa niekedy označuje ako fön cyklonálny [1]. V Európe je charakteristický predovšetkým v alpskej oblasti, odkiaľ sa aj udomácnilo pomenovanie pre tento druh cirkulácie. U nás sa vyskytuje napríklad v závetrí Vysokých alebo Nízkych Tatier Voľný fön Vyskytuje sa pri dynamicky podmienenom klesaní vzduchu v kvázistacionárnych anticyklónach alebo hrebeňoch vyššieho tlaku vzduchu [1]. Na rozdiel od orografického fönu je pozorovaný aj na vrcholoch pohoria a na všetkých svahoch, teda nielen na záveternej strane. Charakterizuje ho menšia rýchlosť. Na horách sa prejavuje predovšetkým silným poklesom relatívnej vlhkosti, zatiaľ čo v nižších polohách sa pri ňom pomerne často vytvárajú jazerá studeného vzduchu s vysokou inverznou hmlou alebo inverznou oblačnosťou nad nimi [1]. Voľným fönom teda rozumieme dynamicky podmienenú subsidenciu a stlačovanie vzduchovej hmoty v spodnej časti advekčnej vrstvy 11

17 spojenú s divergenciou prúdenia v tejto časti nad vrstvou teplotnej inverzie oddeľujúcej prízemnú vrstvu chladnejšieho vzduchu. Následkom tejto subsidencie a stlačovania dochádza k ohrievaniu a tým aj k poklesu relatívnej vlhkosti vzduchu v spodnej časti advekčnej vrstvy. To má za následok jasné, suché počasie s výbornou dohľadnosťou nad hranicou inverzie, kým v spodných hladinách zostáva studený a zakalený vzduch, často s hmlami alebo nízkou oblačnosťou, ktorý sa v nočných hodinách naďalej radiačne prechladzuje. V anticyklóne sú tak spravidla dve vzduchové hmoty nad sebou oddelené výraznou inverznou vrstvou tzv. peplopauzou [5]. Termín voľný fön ako prvý zaviedol J. Hann. Podľa Flohna sa voľný fön spravidla obmedzuje na západnú a centrálnu časť anticyklón, kým v ostatných častiach sa vyskytuje zriedka [8]. Voľný fön tu použil ako indikátor stacionárnej anticyklóny. Uvedené typy fönového prúdenia sú akýmsi modelom, v skutočnosti ide o množstvo súvisiacich dejov a často je prúdenie značne modifikované. Môže sa napríklad stať, že vzduch pri výstupe neprekročí horskú prekážku. Pseudoadiabatický dej potom prebieha len na náveternej strane pohoria. Jav úzko súvisí s mechanickým trením vzduchu o zemský povrch. V tomto prípade hovoríme o odrazenom föne [1]. Naopak, fön vťahovania má väčšinou len subsidenčnú časť. Ide o vysávanie vzduchu z horských dolín pred blížiacou sa cyklónou, alebo vťahovanie určitej vrstvy vzduchu pred pohorím a jeho subsidenciu za ním. Dá sa pozorovať aj za relatívne nízkymi pohoriami ako napr. Malé Karpaty a môže spôsobiť výrazné zvýšenie nočných a raňajších teplôt oproti okoliu, čo je spôsobené predovšetkým adiabatickým zohrievaním pri subsidencii a rozrušením prízemnej inverznej vrstvy. Tieto efekty sú výraznejšie v zimnom období [2]. 12

18 2 Hmla a dymno 2.1 Dymno Zakalenie vzduchu mikroskopickými kvapôčkami a časticami prachu, pri veľmi nízkych teplotách drobnými ľadovými kryštálikmi, ktoré znižuje dohľadnosť pod 10 km, ale nie na a pod 1 km, voláme dymno. Je to prvé a posledné štádium vývoja hmly. Tento druh zakalenia môžeme pozorovať aj vo väčších výškach, pričom obloha nadobúda belavý nádych. V týchto prípadoch je dymno počiatočným štádiom tvorenia oblakov. Zvyčajne ho však pozorujeme pri zemskom povrchu, ale môže sa od neho šíriť smerom nahor aj do väčších výšok. Dymno zoslabuje farby krajiny a znižuje dohľadnosť, t. j. v určitej vzdialenosti spôsobuje nerozoznatelnosť obrysov predmetov. Ak sú zakaľujúce častice veľmi malé, menšie ako vlnové dĺžky svetelných vĺn, dymno sfarbuje vzdialené predmety do modra. Bielym a svietiacim vzdialeným telesám (napríklad slnečný kotúč, oblaky a pod.) pridáva žltkastý nádych. Takéto zakalenie sa nazýva opalescentným. Pri väčších rozmeroch zakaľujúcich častíc nadobúda belavý alebo sivastý odtieň [7]. Podľa dohľadnosti môžeme dymno rozdeliť na intenzity: 0 slabé 4,1 až 10 km 1 mierné 2,1 až 4 km 2 silné 1,1 až 2 km Pri znížení dohľadnosti na 1 km a menej ide už o hmlu. 2.2 Zákal Zákal je zníženie dohľadnosti vzduchu, ktoré nie je spôsobené produktmi kondenzácie, ale obsahom značného množstva dostatočne veľkých tuhých častíc. Často ho pozorujeme na púšťach, pri lesných požiaroch a nad priemyselnými mestami v dôsledku znečistenia vzduchu. Od hmly a dymna sa líši tým, že relatívna vlhkosť môže byť pomerne nízka. Pri silnom zákale sa dohľadnosť môže meniť s takou istou mierou ako pri hmle. 13

19 2.3 Hmla Hmlou nazývame nazhromaždenie produktov kondenzácie v blízkosti zemského povrchu, ktoré znižujú dohľadnosť aspoň v jednom smere na 1 km a menej. Výskyt hmly posudzujeme vzhľadom na polohu pozorovateľa. Pozorovateľ vo vyvýšenej polohe môže zaznamenať hmlu, ktorá sa pre pozorovateľa v nižšej polohe javí ako oblak. Hmlu tvoria prevažne vodné kvapky, prípadne prechladené vodné kvapky pri teplotách pod 0 C. Pri teplotách pod 10 C môže byť tvorená zmesou kryštálikov ľadu a prechladených kvapiek vody, vtedy hovoríme o zmiešanej hmle. Úplne kryštalická hmla sa môže vytvoriť len pri veľmi nízkych teplotách vzduchu. Vodné kvapôčky v hmle boli pozorované dokonca aj pri teplote 30 C Vznik hmly Hmly vznikajú, keď sa bezprostredne nad zemským povrchom vytvoria priaznivé podmienky pre kondenzáciu vodnej pary. Z exaktných termodynamických úvah a z laboratórnych výsledkov však vyplýva, že v homogénnom prostredí je vznik kvapiek vody spontánnym spájaním jednotlivých molekúl vody energeticky nesmierne náročným a štatisticky nepravdepodobným dejom, ktorý by mohol nastať až pri presýtení vodnej pary vzhľadom na rovinný vodný povrch rádovo až o niekoľko 100 %. Empirické skúsenosti ale ukazujú, že v reálnej atmosfére dochádza ku kondenzácii už pri relatívnej vlhkosti nižšej ako 100 %, spravidla okolo 90 až 95 %. Kryštalické hmly, ktoré vznikajú pri veľmi nízkych teplotách, môžu mať relatívnu vlhkosť pri svojom vzniku dokonca len 80 % alebo nižšiu. Vysvetlenie spočíva v existencii určitých aerosólových častíc prítomných v ovzduší, ktoré v dôsledku svojich vhodných fyzikálno-chemických vlastností môžu pôsobiť ako jadrá kondenzácie. Kondenzačné jadrá uľahčujú vznik zárodku vodných kvapiek. Ide prevažne o produkty spaľovania, kryštáliky soli a čiastočky pôdy. Ich pomer závisí od polohy daného miesta. Priemer týchto jadier je rádovo mikrometer. Kondenzačné jadrá potrebné pre vznik hmiel sú v ovzduší stále. V priemyselných centrách je množstvo kondenzačných jadier vysoké, preto výskyt hmiel vo veľkých priemyselných oblastiach je väčší ako v ich okolí. Priblíženie k stavu nasýtenia sa dosahuje v dôsledku ochladzovania vzduchu, čím klesá hodnota napätia nasýtenia. Druhou príčinou môže byť vzrast obsahu 14

20 vodnej pary vo vzduchu v dôsledku vyparovania z teplého povrchu do chladnejšieho vzduchu. Poslednou možnosťou je premiešavanie častíc vlhkého vzduchu s rôznou teplotou [11]. Väčšina hmiel nastáva pri kombinácii všetkých troch procesov, jeden z nich však spravidla dominuje Klasifikácia hmiel Známych je niekoľko spôsobov klasifikácie hmiel, ktoré zohľadňujú rôzne hľadiská. Do dnešnej doby sa celkom ustálila klasifikácia, ktorá vychádza predovšetkým z fyzikálnej podstaty vývoja hmly. Podľa tejto klasifikácie sa hmly delia na štyri kategórie. 1) Radiačné hmly, ktoré ešte môžme rozdeliť na prízemné vysoké-inverzné advekčno-radiačné svahové 2) Frontálne hmly, tiež môžeme rozdeliť na predfrontálne zafrontálne hmly na fronte 3) Advekčné hmly morské v tropickom vzduchu brízové arktické 2) Iné typy ľadové snehové. 15

21 Pri každom z typov dominuje iný mechanizmus vývoja hmly [10] Hmly z ochladzovania Vznikajú poklesom teploty vzduchu až pod rosný bod, kedy prebytočná vodná para začína kondenzovať. Toto ochladzovanie môže nastať rôznymi procesmi. Pri vyžarovaní zemského povrchu hovoríme o radiačných hmlách, pri premiestnení teplého vzduchu nad chladnejší povrch hovoríme o advekčných hmlách. Tu už ale významnejšiu úlohu zohráva premiešavanie dvoch vzduchových vrstiev. Ak pôsobia oba faktory, hovoríme o advekčnoradiačných hmlách. Typickým príkladom je však radiačná hmla. Radiačná hmla sa začína tvoriť pri silnom radiačnom ochladzovaní zemského povrchu, k čomu dochádza predovšetkým v nočných hodinách, prípadne v zime za jasného počasia a pri slabom prúdení. Preto sa často vyskytujú pri anticyklonálnych situáciách. Zemský povrch sa následkom vyžarovania tepla ochladzuje a od neho následne aj priľahlá vrstva vzduchu. Rozlišujeme prízemné a vysoké radiačné hmly. Prízemné radiačné hmly môžeme pozorovať za jasných a pokojných nocí nad pevninou. Súvisia s nočným ochladením pôdy alebo snehovej pokrývky. Siahajú do malých výšok spravidla niekoľko metrov až niekoľko desiatok metrov. Vznikajú vo vrstve prízemnej inverzie. Hmla sa tvorí najprv pri zemskom povrchu a postupne sa vyvíja vo zvislom smere. Pre ich vznik je potrebný slabý vietor, podmieňujúci vznik hoci i malej turbulencie, spôsobujúcej šírenie ochladzovania a tým vznik hmiel smerom nahor. Keby vietor nefúkal, ochladzovala by sa len prízemná vrstva vzduchu a vznikla by len rosa. Charakteristickou vlastnosťou radiačnej hmly je, že spravidla nepokrýva veľké oblasti, ale vyskytuje sa lokálne. V horizontálnej rovine sa rozprestiera v oddelených častiach s rozličnou veľkosťou a hustotou. Zaniká zvyčajne krátko po východe Slnka a ohriatí povrchu. Vysoké radiačné hmly pozorujeme v stabilných anticyklónach v zime. Vznikajú v dôsledku postupného ochladzovania vzduchu v spodných vrstvách anticyklóny. Vodná para sa turbulentným prenosom dostáva do väčších výšok, kde je zadržiavaná inverznou vrstvou. Tu sa hromadí a ochladením kondenzuje, čo spôsobuje tvorbu nízkej slohovej oblačnosti. Táto postupne hrubne a zosadá nižšie, čo sa prejavuje ako vysoká hmla. Mechanizmus ich vzniku je okrem procesu vedenia tepla závislý aj od radiačnej bilancie vlhkého vzduchu v prízemnej vrstve. Radiačné ochladzovanie vrchnej hranice hmly zvyšuje vodný obsah a znižuje dohľadnosť. Prispieva aj k šíreniu hmly smerom nahor [10]. Výskyt rosy je tiež jedným z dôležitých 16

22 faktorov ovplyvňujúcich vznik a vývoj radiačných hmiel. Odberom vlhkosti v spodnej vrstve môže spôsobiť inverziu teploty rosného bodu zasahujúcu od zeme do výšky 20 až 200 m. To zabraňuje rastu relatívnej vlhkosti vzduchu pri jeho radiačnom ochladení, takže aj tvorba hmly je tlmená. Naopak, ráno po východe Slnka môže rosa predĺžiť trvanie hmiel rádovo aj o niekoľko hodín. Jej výparom sa zvyšuje vlhkosť vzduchu v prízemnej vrstve. Absolútna hodnota turbulencie v hmle je nízka, napriek tomu má turbulencia veľký význam vo všetkých typoch hmiel. Zabezpečuje transport substancií v hmle. Pri nástupe oblačnosti nad hmlu, sa výrazne menia jej radiačné vlastnosti. Ochladzovanie hornej hranice hmly je silno tlmené, čo môže spôsobiť až jej rozpad. Zároveň môžeme pozorovať aj nárast prízemnej teploty [10]. Adiabatické hmly vznikajú pri adiabatickom ochladení vzduchu, ktorý je blízky stavu nasýtenia. Napríklad pri poklese tlaku vzduchu. Do tejto kategórie zapadajú aj svahové hmly, ktoré vznikajú následkom termického alebo vynúteného výstupu vzduchu pozdĺž horských svahov Hmly z premiešavania Tvoria sa pri vertikálnom premiešavaní dvoch vzduchových hmôt, ktoré sú v stave blízkom stavu nasýtenia, ale s rozdielnou teplotou. Turbulentným premiešaním týchto hmôt môže dôjsť k presýteniu výslednej zmesi a k tvorbe hmly. Teplota a zmiešavací pomer v zmesi sú dané lineárnou kombináciou vlastností oboch zložiek. Závislosť napätia nasýtenia od teploty však nie je lineárna, takže výsledná zmes môže presiahnuť stav nasýtenia [10]. V zmenšenej mierke ju môžeme pozorovať napríklad v zime pri dýchaní, alebo pri otvorení dvier na mrazničke a pod. Advekčné hmly vznikajú v teplých vzduchových hmotách pohybujúcich sa nad chladnejším povrchom. To znamená, že vzduchová hmota sa môže pohybovať z nízkych zemepisných šírok do vysokých, alebo v zime z teplého mora nad studenú pevninu. Na pevninách sa advekčná hmla tvorí najmä na jeseň a v zime v oblasti morských pobreží, keď sa nasúvajú nad vychladenú pevninu teplé vzduchové hmoty zohriate od teplejšieho morského povrchu, takže sú aj dostatočne vlhké, a keď sú značné rozdiely v teplotách medzi nízkymi a vysokými zemepisnými šírkami. Opačný prípad môže nastať v lete, ak sa rozohriaty vzduch sponad pevniny dostane nad relatívne chladnú morskú hladinu. 17

23 Typickým príkladom môže byť Golden Gate v San Francisku. Hmly siahajú do niekoľko sto metrov, môžu prevyšovať aj 500 metrov. Na rozdiel od typickej radiačnej hmly sa môže advekčná hmla vyskytovať v ľubovoľnom čase a trvať môže aj niekoľko dní. Zväčša je sprevádzaná silnejším vetrom. Môže sa pri nich vyskytnúť aj mrholenie Hmly z vyparovania Vznikajú najčastejšie v chladnom polroku v studenom vzduchu, ktorý sa nachádza nad teplejším povrchom. Na pevnine sa vyskytujú v noci alebo večer nad riekami a jazerami, kde steká vzduch ochladený nad susednou pôdou. Hmly z vyparovania môžu vznikať aj večer pri daždi alebo po ňom, keď sa z rozmočenej pôdy silno vyparuje a teplota vzduchu klesá. Hmly z vyparovania sa v dôsledku zohrievania od teplej vody zdvíhajú v tvare chumáčov, pričom sa rozptyľujú. Medzi hmly z vyparovania patrí i hmla pred frontom. Padajúce frontálne zrážky nasycujú vzduch a spôsobujú nasiaknutie pôdy vodou. Vzduch bezprostredne nad zemským povrchom dosahuje stav nasýtenia a vzniká v ňom hmla. Hmly tohto typu pozorujeme v súvislom pruhu pred frontom spolu s dažďom. Na samotnom fronte môže za vhodných podmienok vznikať aj hmla z premiešavania. Niekedy sa preto hmly v oblasti frontov označujú sa aj ako frontálne hmly Mikrofyzika hmiel Množstvo vody v kvapôčkach alebo kryštálikoch (vodnosť hmly) sa v hmle pohybuje od 0,05 do 0,5 g na 1 m 3, čo je relatívne nízka hodnota vzhľadom na oblaky. Počet kvapôčok je pri dymne 5 až 60, pri silnej hmle s dohľadnosťou okolo 200 m to je asi 200 až 600 v centimetri kubickom. Priemer týchto kvapiek je od 0,1 do 50 až 60 μm [9]. Boli však zaznamenané aj prípady advekčných hmiel, pri ktorých koncentrácia kvapiek dosahovala rádovo 10 3 pri veľkosti kvapiek 1-5 μm. Z hľadiska mikrofyziky môžeme v priebehu trvania hmly rozoznať tri štádia. Najskôr pri formovaní hmly rastie koncentrácia kvapiek v dôsledku rastu vodného obsahu, pričom stredný rozmer kvapiek sa nemení. V strednom štádiu dochádza k výrazným fluktuáciám v koncentrácii, vodnom obsahu aj v strednom rozmere kvapiek. V poslednom štádiu tieto hodnoty klesajú. 18

24 S rastúcou výškou sa vo všeobecnosti spektrum kvapiek v hmle zužuje a stredná veľkosť klesá, ale tieto zmeny ešte nie sú dobre zmapované [10]. Podobne ako dymno aj hmly môžeme na základe dohľadnosti rozdeliť na: 0 slabé 501 až m 1 mierne 201 až 500 m 2 silné 51 až 200 m 3 veľmi silné do 50 m. Pri hmle sa vyskytujú väčšinou len usadené zrážky, ktorých množstvo je zvyčajne nemerateľné. Iba pri silnej a veľmi silnej hmle môžu byť zaznamenané zrážky 0,1 až 0,3 mm. Veľmi zriedka to môže byť aj viac, obvykle len na horách. Ak pri hmle mrholí, výsledné zrážky sa považujú za zrážky z mrholenia Geografické rozloženie hmiel Rozloženie hmiel je závislé na podmienkach ich vzniku v danej lokalite. V dôsledku advekcie teplého vzduchu nad studený povrch, ale aj v dôsledku premiestňovania studeného vzduchu nad vodnú hladinu sú veľmi časté hmly v Arktíde. Priemerný počet dní s hmlou tu prevyšuje 80. Podobne je tomu aj v oblasti Newfoundlandu, pri pobrežných púšťach južnej Afriky a Južnej Ameriky. Naopak malý počet hmiel môžeme pozorovať v centrálnych častiach kontinentov, najmä v subtropických púšťach [11]. U nás je priemerný počet dní s hmlou pomerne dosť závislý na nadmorskej výške. V oblastiach s nadmorskou výškou do 200 až 300 m je v rozmedzí 40 až 50 dní za rok, v stredných a vyšších polohách je to 50 až 100 dní v roku. Vo vrcholových partiách vyšších hôr je to aj viac ako 100 dní za rok. Údaje z hôr sú však v mnohých prípadoch ovplyvnené tým, že stanice v týchto výškach sa dostávajú do nízkej oblačnosti, ktorá sa v mieste pozorovania prejavuje ako hmla. V niektorých oblastiach so znečisteným ovzduším dosahuje počet dní s hmlou hodnoty ako v horských oblastiach [12]. 19

25 2.3.5 Ročný a denný chod V ročnom chode sa dni s hmlou výrazne koncentrujú do zimného obdobia, s najmenšou premenlivosťou v mesiacoch október, november, december a január. Naopak, február sa vyznačuje značnou premenlivosťou. V jarných mesiacoch počet dní s hmlou veľmi rýchlo klesá a v mesiacoch apríl až september sa hmla vyskytuje len sporadicky. Ojedinelé výskyty sa dajú zväčša považovať za náhodné. Na jeseň počet dní s hmlou opäť stúpa až k svojmu maximu ktoré nastáva začiatkom zimy v decembri. Hmlové pomery dobre dokresľujú priemerné mesačné hodnoty trvania hmly vyjadrené v percentách z počtu hodín za rok. Hodnoty kolíšu v priemere od 0,1 % v mesiacoch apríl až september do 10 až 12 % v zimných mesiacoch, s maximom okolo 15 % v decembri. V dennom chode majú hmly na rovine maximum výskytu ráno. Vo vysokých polohách sú rozdelené rovnomerne, alebo majú slabé maximum popoludní. V zimných mesiacoch sa dá len so značnou toleranciou hovoriť o dennom chode. Hmla vzniká a zaniká v ktorúkoľvek dennú dobu, aj keď maximum vzniku hmiel sa vyskytuje medzi 4. a 7. hodinou a medzi 19. a 22. hodinou s podružným maximom po západe Slnka. V teplom polroku je vznik hmiel viazaný na druhú polovicu noci s maximom okolo východu Slnka [12]. 20

26 3 Klimatografia V práci sú spracované údaje z meteorologických observatórií v Bratislave. Konkrétne sa jedná o observatórium v Mlynskej doline, na Kolibe a na letisku obr. 1. Každá z týchto staníc je niečím špecifická. Ide predovšetkým o odlišné mikroklimatologické podmienky danej lokality spôsobené najmä rozdielnou polohou a vzdialenosťou od centra mesta, nadmorskou výškou a polohou voči masívu Malých Karpát. Tieto odlišnosti sa zákonite premietajú aj do meraných meteorologických prvkov. Bratislava leží pri južnom okraji hrebeňa Malých Karpát, ktorý prebieha od juhozápadu k severovýchodu. Na severozápad od Malých Karpát sa nachádza Záhorská nížina, na juhovýchode je to Podunajská nížina. Južným okrajom Bratislavy preteká rieka Dunaj. Orograficky pomerne zložitá poloha Bratislavy sa prejavuje špecifickými vlastnosťami klímy mesta a jeho okolia [4].Cirkulačné pomery v oblasti Bratislavy sú utvárané najmä priebehom všeobecnej cirkulácie atmosféry v strednej Európe a orografickými pomermi v priestore mesta a v širšom okolí. Veterné pomery Podunajskej a Záhorskej nížiny sú v značnej miere 21

27 Obr. 1. Celkový pohľad na Bratislavu s označením meteorologického observatória v Mlynskej doline, na Kolibe a na letisku ovplyvnené orografickou depresiou medzi Východnými Alpami a Západnými Karpatmi. Toto orografické zníženie podmieňuje v oboch nížinách v prízemnej vrstve atmosféry charakteristickú cirkuláciu vzduchu s maximom početnosti severozápadných a juhovýchodných smerov vetra a s minimom početnosti severovýchodných a juhozápadných smerov vetra. Taktiež napomáha aj o niečo rýchlejšej výmene vzduchu oproti okolitým oblastiam. Ďalším dôležitým činiteľom cirkulácie v okolí mesta je pohorie Malé Karpaty. Aj napriek svojej malej výške (približne 400 až 500 m n. m.) tvoria výraznú bariéru medzi Podunajskou a Záhorskou nížinou. Hlavný hrebeň Malých Karpát je orientovaný v smere juhozápad severovýchod, teda kolmo na prevládajúci smer prúdenia. Malé Karpaty tak predstavujú klimatickú hranicu medzi Podunajskou a Záhorskou nížinou. Dunaj, ktorý preteká južnou časťou mesta, vytvoril na juhozápadnej strane zníženinu v pohorí Karpát, tzv. Devínsku bránu. Zníženie hlavného hrebeňa Malých Karpát v Devínskej bráne, prípadne v oblasti Lamačského prielomu sa prejavuje najmä zvýšením rýchlosti prevládajúceho prúdenia vzduchu v západných častiach mesta. Najmä pri severozápadnom prúdení môže dochádzať v oblasti Devínskej brány k dýzovému 22

28 efektu. Analýza experimentálnych výsledkov, najmä podľa anemografických meraní, dokazuje, že orografické zmeny smerov a rýchlosti všeobecného prúdenia vzduchu v oblasti Bratislavy v značnej miere závisia od celkovej poveternostnej situácie, od rýchlosti všeobecného prúdenia a od vertikálnej stability v spodnej vrstve atmosféry [4]. Dôležitú úlohu zohráva aj vplyv ostrova tepla v centre mesta. Podľa Končeka má mesto po celý rok v nočných a večerných hodinách vyššiu teplotu vzduchu ako okolitá krajina. Cez deň je to najmä v letnom období opačne a vyššie teploty sú pozorované mimo mesta. Tieto rozdiely v teplote vzduchu sú spôsobené rozdielnym zahriatím aktívneho povrchu mesta a voľnej krajiny. V meste sa okrem toho prejavuje aj účinok vykurovania komplexov budov. V dôsledku rozdielov v teplotnom režime medzi zastavanými časťami mesta a jeho okolím je relatívna vlhkosť vzduchu v centrálnej časti Bratislavy menšia ako v jej okolí. Tento rozdiel je v ročnom priemere asi 3 %, predpokladá sa však, že s priestorovým rastom mesta sa bude do určitej miery zväčšovať [4]. Obr. 2. Detailný satelitný pohľad na okolie univerzitného areálu FMFI UK. Červeným krúžkom je vyznačená pozorovacia plocha observatória 23

29 Práca je zameraná predovšetkým na observatórium KAFZM FMFI UK v Mlynskej doline. Toto observatórium je situované v západnej časti Bratislavy na periférii mesta, avšak kvôli postupujúcej urbanizácii sa postupne dostáva do vnútra mesta. To môže mať vplyv na účinky mestského ostrova tepla. Ako je vidieť zo satelitnej snímky univerzitného areálu FMFI UK obr. 2, stanica sa nenachádza v husto zastavanej oblasti. Približne sedemsto metrov južne od stanice preteká rieka Dunaj. Zemepisné súradnice pre túto stanicu sú : φ = 48 09' 08'' N a λ = 17 04' 13'' E. Pozorovacia plocha observatória sa nachádza v nadmorskej výške 182 m n. m. a je mierne sklonená južným smerom. 4 Použité údaje Spracovaný bol pozorovací klimatologický materiál za obdobie 1983 až Pre observatórium v Mlynskej doline boli údaje o výskyte, čase vzniku a trvaní hmly spracované z neprerušeného radu klimatologických mesačných výpisov stanice. Tieto poskytli základné charakteristiky spracovávaných hmiel. Anemografické údaje boli spracované z výpisov anemografických pások, ktoré boli uložené formou databázy v počítači. Údaje zo staníc Bratislava, Koliba a letisko poskytol formou databázy SHMÚ. Na spracovanie charakteristík minimálnej mesačnej relatívnej vlhkosti vzduchu nameranej v klimatologickom termíne o štrnástej hodine bol použitý taktiež klimatický materiál zo SHMÚ. Pre klasifikáciu poveternostných situácií bol použitý katalóg SHMÚ, ktorý je zverejnený na internete. Klasifikácia synoptických situácií sa pre Slovensko začala vykonávať až od roku 1991, keďže predtým boli synoptické situácie klasifikované spolu pre Československo. Z tohto dôvodu bola pre roky 1983 až 1990 použitá klasifikácia podľa ČHMÚ a pre roky 1991 až 2002 klasifikácia podľa SHMÚ. V oboch prípadoch na webových stránkach príslušných ústavov. 24

30 5 Spracovanie V práci sú spracované extrémy vlhkosti vzduchu, teda prípady s vysokou aj s nízkou vlhkosťou vzduchu za ucelené obdobie od roku 1983 do roku Pre prípady s nízkou vlhkosťou bola ako spracovávaná charakteristika použitá relatívna vlhkosť vzduchu. Spracovávané boli hodnoty relatívnej vlhkosti vzduchu namerané pomocou psychrometra v štandardnom klimatologickom termíne o štrnástej hodine. Práca sa zaoberá predovšetkým minimálnymi hodnotami relatívnej vlhkosti nameranými o 14. h. za jednotlivé mesiace, ich ročným chodom a dlhodobým trendom, ako aj počtom dní s relatívnou vlhkosťou o štrnástej hodine 30 % a menej. Pre stanicu Bratislava, Mlynská dolina boli spracované aj počty dní s minimálnou dennou vlhkosťou vzduchu 40 % a menej. V poslednom prípade boli navyše spracované aj počty prípadov, kedy bola relatívna vlhkosť vzduchu v sledovanom čase nižšia alebo rovná 40 % v niekoľkých dňoch za sebou. Pri spracovávaní opačného extrému vlhkosti vzduchu bol sledovanou charakteristikou výskyt hmly na meteorologickom observatóriu. Spracovaný bol ročný chod počtu dní s hmlou, trvania hmly a denný chod, ako aj dlhodobé chody niektorých vybraných charakteristík. Sledované boli tiež charakteristiky vetra pri vzniku hmiel a pri ich rozplývaní. 5.1 Nízka vlhkosť vzduchu Mesačné minimá Ročný chod Mesačné minimálne hodnoty relatívnej vlhkosti vzduchu nameranej o 14. h boli spracovávané z údajov meteorologických observatórií v Bratislave, a to na Kolibe, letisku a v Mlynskej doline. Ročný chod priemerných mesačných miním bol na všetkých staniciach prakticky totožný, len s malými odchýlkami a spĺňal očakávané teoretické predpoklady. Najnižšie hodnoty priemerov mesačných miním vlhkosti boli dosiahnuté na 25

31 Koliba letisko Mlynská dolina [%] mesiac Obr. 3. Ročný chod priemerných mesačných miním relatívnej vlhkosti vzduchu v klimatologickom termíne 14 h na staniciach v Bratislave za obdobie všetkých staniciach v mesiaci apríl, a to menej ako 30 % obr. 3. Príčinou je rýchle vysušenie vrchných vrstiev pôdy, čo spolu s faktom, že vegetácia ešte nie je dostatočne vyvinutá, spôsobuje nedostatok vody na ďalší výpar. V nasledujúcich dvoch mesiacoch už relatívna vlhkosť rastie. V Mlynskej doline sa dokonca v júni dá rozoznať podružné maximum pred opätovným poklesom v júli a auguste. Na Kolibe a letisku je tento rozdiel minimálny. Hlavná sezóna, kedy sa dajú pozorovať nízke vlhkosti, je teda od marca do augusta. Naopak, najvyššie hodnoty sú pozorované v zime a na jeseň. V decembri bol zaznamenaný priemer mesačných miním na všetkých spracovávaných staniciach nad 50 %. Najnižšie hodnoty mesačných miním za sledovane obdobie však môžu byť podstatne nižšie a to aj v mesiacoch, ktoré majú inak priemer vysoký. Veľmi zaujímavý je z tohto pohľadu mesiac január. Ako je vidieť z tab. 1, v roku 2002 bola v Mlynskej doline zaznamenaná hodnota relatívnej vlhkosti vzduchu o štrnástej hodine 18 %. Veľmi nízku vlhkosť namerali v tom čase aj ostatné bratislavské stanice: letisko 15 % a Koliba dokonca len 13 %. Deň predtým, ako aj nasledujúci deň dosahovala relatívna vlhkosť vzduchu v rovnakom termíne hodnotu vyše 50 %. Takto nízke hodnoty relatívnej vlhkosti vzduchu boli zaznamenané len v neďalekom okolí mesta. Malý Javorník na hrebeni Malých Karpát mal tiež 13 %, Slovenský Grob 18 %, Stupava 20 %, Modra a Kráľova pri Senci 22 %, ale Kuchyňa a Jaslovské Bohunice vyše 40 %. Je veľmi pravdepodobné, že uvedenú situáciu, ktorá nastala , spôsobil fön, ktorý ovplyvnil krajný juhozápad 26

32 Tabuľka 1. Minimálne hodnoty relatívnej vlhkosti vzduchu nameranej o 14. h pre jednotlivé mesiace na stanici Bratislava, Mlynská dolina v % Rok Priem. 45,1 39,7 29,8 27, ,6 30,8 30,4 36,8 39,8 46,4 52,3 Min Rok v Slovenskej republiky. Podľa reanalýz zo stránky wetterzentrale.de obr. 4 nad naše územie prúdil po severnej strane výbežku vyššieho tlaku vzduchu, ktorý sa k nám rozšíril od západu, teplý vzduch od juhozápadu. Ako možno vidieť z mapy relatívnej vlhkosti v hladine 700 hpa, bol tento vzduch aj veľmi suchý, čo sa prejavilo prudkým poklesom vlhkosti na horských staniciach Slovenska. Druhá najnižšia hodnota v januári bola 28 %. Ešte vyššiu hodnotu má november a hlavne december, kedy zaznamenaná najnižšia relatívna vlhkosť vzduchu o 14. h za celé sledované obdobie bola až 41 %. Absolútne najnižšia hodnota relatívnej vlhkosti vzduchu na stanici v Mlynskej doline bola zaznamenaná v marci, a to 17 %. Podobne tomu bolo i na letisku, kedy hodnota relatívnej vlhkosti v marci dosiahla 13 %. Stanica Bratislava, Koliba zaznamenala najnižšiu hodnotu v januári počas spomínanej situácie, a to 13 %. Vysoké hodnoty miním sa na všetkých staniciach vyskytujú koncom jesene a začiatkom zimy, teda v novembri a decembri. 27

33 Obr. 4. Reanalýza situácie z dňa zo stránky wetterzentrale.de. Prvý obrázok obsahuje výšku geopotenciálnej hladiny 500 hpa a prízemné tlakové pole, druhý obsahuje výšku geopotenciálnej hladiny 500 hpa a teplotu v tejto hladine, na treťom je výška geopotenciálnej hladiny 850 hpa a teplota v tejto hladine. Na poslednom je výška geopotenciálnej hladiny 700 hpa a vlhkosť vzduchu v tejto hladine. Koliba letisko Mlynská dolina [%] mesiac Obr. 5. Ročný chod minimálnej relatívnej vlhkosti nameranej o 14. h na staniciach v Bratislave za obdobie v % 28

34 Dlhodobý chod Pri spracovávaní dlhodobého chodu minimálnych hodnôt relatívnej vlhkosti vzduchu za mesiac nameranej v termíne 14 h bol zaznamenaný pokles vlhkosti. Pri absolútnych ročných minimách vlhkosti vzduchu bol najvýraznejší pokles na stanici Bratislava, letisko, kde za sledované obdobie poklesla minimálna vlhkosť vzduchu nameraná v jednotlivých rokoch takmer o 10 %. Nasledovala Mlynská dolina s poklesom približne 6 % obr. 6. Na stanici Bratislava, Koliba dlhodobý chod nevykazoval žiadny trend a bol štatisticky nevýznamný. Pri podrobnejšom skúmaní po jednotlivých mesiacoch sa však dajú nájsť výrazné rozdiely. Mesiace december a január majú trend takmer vyrovnaný, pozorujeme len nepatrný pokles. Od februára však vlhkosť vzduchu dosť výrazne klesá. Najvýraznejší pokles je v júni, kedy bol pozorovaný pokles mesačných miním relatívnej vlhkosti za sledované obdobie o 10 % y = -0,2322x + 26,319 R 2 = 0,1879 [%] rok Obr. 6. Dlhodobý chod ročných miním relatívnej vlhkosti vzduchu o 14. h v Bratislave, Mlynskej doline za obdobie Takmer zhodný pokles sa dá sledovať aj vo februári, v marci a apríli. Júl už má pokles len nevýrazný a takmer ustálený trend má aj september a august. Jesenné mesiace sú na rozdiel od jari charakteristické narastajúcou hodnotou relatívnej vlhkosti. Najvýraznejší nárast je v októbri a potom v novembri. Keďže však pokles vlhkosti v jarných mesiacoch je výraznejší, ako vzostup na jeseň, výsledný ročný trend relatívnej vlhkosti vzduchu je tiež klesajúci. Na obr. 7sú zobrazené mesiace jún a október, teda mesiace, ktoré 29