Klimatické poměry Milešovky

Stručná klimatografie Milešovky(1905 - 2004)

RNDr. Josef Štekl, CSc.

Klima určitého místa je vyjádřeno  dlouhodobým charakteristickým režimem počasí podmíněný energetickou bilancí, cirkulací atmosféry, charakterem aktivního povrchu a lidskými zásahy.
Klimatografií se rozumí  popis klimatu pomocí vybraných charakteristik klimatických prvků a jevů. Vyjadřuje se tak klimatický režim určitého místa. Jde o souhrn vlastností klimatu charakterizujících jeho převládající stav, jeho dynamiku, tj. denní a roční chod jednotlivých klimatických prvků, charakteristický průběh počasí, intersekvenční proměnlivost meteorologických prvků apod.

Teplota vzduchu

Teplotní režim je nejdůležitější složkou klimatu. Pro teplotu vzduchu je typická její časová variabilita, která má charakter změn periodických (např. denní chod) a  aperiodických (přechody atmosférických front). Lokální změna teploty vzduchu na meteorologické stanici může být vyvolána advekční změnou teploty, která je spojena s horizontálním přenosem (advekcí) vzduchových hmot, individuální změnou teploty, tj. změnou teploty samotné vzduchové částice (změna teploty turbulentním přenosem, energií záření a změna teploty spojená s fázovými změnami vody v atmosféře), a změnou teploty, vyvolanou vertikálními pohyby vzduchu. Smysl a velikost změn teploty, vyvolaných vertikálními pohyby vzduchu, jsou závislé na charakteru teplotního zvrstvení a směru vertikálních pohybů. Např. růst teploty vyvolávají sestupné pohyby při stabilním zvrstvení (subsidenční inverze) nebo výstupné pohyby při instabilním zvrstvení (skutečný vertikální teplotní gradient teploty je  větší než  suchoadiabatický  gradient,  což je 1°C/100 m). Ostatní složky, vyvolávající změnu teploty, jsou zanedbatelné. Blíže např. Chromov (1968).
Advekční změny teploty vzduchu mají charakter aperiodických změn a jsou svojí hodnotou významné. Jsou spojeny s přechody atmosférických front, které rozdělují vzduchové hmoty odlišných vlastností.  V průměru přejde za jeden rok přes Milešovku 35 teplých, 73 studené a 33 okluzní fronty, celkem 141. Z toho vyplývá, že za měsíc přejde v průměru 11 až 12 atmosférických front. Ukázka průběhu teploty vzduchu při přechodu studené fronty, která přešla přes Milešovku v 5,30 SEČ dne 5. listopadu 2004, je uvedena na obr. 7.1.1

Za touto frontou se během 24 hodin ochladilo z 8,4°C  na o,4 °C, tedy o 8°C. V průměru se např. v teplém půlroce na studené frontě ochladí o zhruba 2,5°C za 6 hodin.

Atmosférický vzduch se bezprostředně ohřívá slunečním zářením jen málo, protože pohlcování slunečního záření v ovzduší je nepatrné. Základním zdrojem tepla pro atmosférický vzduch je zemský povrch, který značnou část záření pohlcuje a přeměňuje na tepelnou energii. Základní složky tepelné bilance povrchu půdy ve dne a v noci jsou názorně uvedeny na obr. 2 a,b. Symboly na obrázku mají následující význam :

 
S - příjem tepla od slunečního záření (přímé a difuzní)
R - odražené záření (nejvíce odráží  sněhový povrch, nejméně černá zem)
E - efektivní vyzařování (rozdíl mezi vyzařováním povrchu půdy a zpětným zářením  atmosféry v dlouhovlnné části spektra)
V - teplo spotřebované na vypařování nebo příjem tepla z kondenzace
L - teplo odevzdané z povrchu půdy přilehlým vrstvám vzduchu nebo naopak konvekcí (ve dne) a turbulentní výměnou
B - proud tepla pod povrch půdy nebo k povrchu půdy.

V důsledku popsaných radiačních procesů vzniká periodické kolísání teploty vzduchu, které se projevuje jako denní a roční  chod. Pro denní chod teploty vzduchu, který je znázorněn pro měsíce leden, červenec a pro celý rok na obr. 7.3, je typická jednoduchá vlna s minimem mezi 3. (v zimě) až 5. (v létě) hodinou  ranní a s maximem mezi 12. (v zimě) až 14. (v létě) hodinou. Velikost denní amplitudy teploty vzduchu, která je definována jako rozdíl denního maxima a minima teploty vzduchu je v ročním průměru 7,1°C. Maximum amplitudy připadá na květen (9,6°C), minimum na prosinec (4,1°C). Denní chod teploty vzduchu je hlavně ovlivňován množstvím, druhem a výškou oblačnosti. Zeslabující účinek oblačné pokrývky na insolaci se často vyjadřuje pomocí trvání slunečního svitu. V letních měsících  při  krátkém  trvání  slunečního  svitu  (velké oblačnosti) dosahují odchylky od průměrných hodnot až –4°C, při dlouhém trvání slunečního svitu (téměř jasno) až + 3°C. Jiné poměry nastávají v zimě. Při krátkém trvání slunečního svitu (velké oblačnosti) jsou odchylky mírně kladné, naopak při dlouhém trvání slunečního svitu (malé oblačnosti) jsou zřetelně záporné, a to až –3°C (Brázdil, Štekl, 1999)..
 Roční chod teploty vzduchu za období 1905 až 2004 vyjádříme pomocí měsíčních průměrů, určených  z denních průměrných, maximálních a minimálních teplot vzduchu. U údajů průměrných měsíčních maximálních a minimálních jsou uvedeny i hodnoty jejich extrémů s rokem výskytu. Data charakterizující stoletý teplotní režim jsou uvedena v tab. 7.1. Roční průměrná teplota vzduchu je 5,2°C, nejchladnější měsíc leden má průměrnou teplotu –4,2°C, nejteplejší měsíc červenec pak 14,6°C. Roční průměr maximální teploty vzduchu je 9,4°C, minimální teploty vzduchu pak 2,3°C. Za nejteplejší můžeme označit rok 2000, za nejchladnější pak roky 1940 a 1941.  K porovnání  diskutovaných teplotních charakteristik za období 1905-1994 jsou data k dispozici v knize Brázdil, Štekl (1999).


Roční chod průměrné, maximální a minimální teploty vzduchu na Milešovce za období 1905-2004

 

Stoletou řadu ročních průměrů teplot vzduchu na Milešovce ( 1905 - 2004) zobrazuje graf:

Stoletá řada  ročních průměrů teplot vzduchu na Milešovce (1905-2004) je graficky vyjádřena na obr. 7.1.1. Z tohoto obrázku lze vyčíst časovou variabilitu řady a časový trend. Za předpokladu existence lineárního trendu vyplývá hodnota oteplení ve výši 0,87°C za 100 let. Při podrobnější analýze časového vývoje řady lze zjistit, že zhruba po roce 1985 trend oteplování nabývá významně větších hodnot než uvedené oteplování a to i přes výskyt chladnějšího roku 1996 (3,8°C). Tuto skutečnost potvrzuje i pozice roku 2000 jako nejteplejšího z celé stoleté řady a pokud jde o nejvyšší maxima průměrných měsíčních teplot vzduchu, ta byla dosažena po roce 1985 v měsících únor (1990-6,1°C), duben (2000-15,9°C), květen (2000-20,9°C), červen (2003-24,4°C), červenec (1994-25,4°C), srpen (2003-25,9°C), říjen (2001-13,6°C). Např. v letech 2000 a 2003 bylo v každém roce 7 měsíců, v nichž byl dosažen největší počet extrémů měsíčních maxim.

Porovnáním ročního chodu průměrné denní teploty vzduchu za období 1986-2004 a za stejně dlouhé období před rokem 1986 jsme zjistili, že k zimním oteplením v měsících leden, únor přispívá až téměř dvojnásobně zvětšená četnost synoptických situací s intenzivním přenosem (advekcí) teplého vzduchu mořského původu (Atlantský oceán) od západu až severozápadu (Wc , NWc ). Charakteristický pro poslední léta je rychlý přechod od zimního období k vysokým teplotám již během března a dubna. Tento jarní nárůst teplot vůči původnímu teplotnímu režimu během jara je obdobně jako v zimním období podmíněn změnou cirkulačních poměrů. Zmíněná změna je vyvolána zvětšenou četností synoptických situací vyvolávajících přenos vzduchových hmot od jihovýchodu, jihu a jihozápadu (Sa, SEa , SEc, SWc1-3).Obdobně i v letním období oteplení je vyvoláno změnou cirkulačních podmínek obdobně jako na jaře.
V době předinstrumentální se rekonstruuje vývoj klimatu na základě nepřímých metod, k nimž patří i zápisy kronikářů, které komentují hospodářský život, pěstitelství, živelné pohromy apod. (Brázdil, Kotyza 1995). Na základě dosavadních poznatků se předpokládá, že od roku 1000 do roku 1300, s vyvrcholením kolem roku 1200, existovalo  tzv. malé klimatické optimum. Průměrné teploty vzduchu byly  oproti dnešním vyšší o 1 až 1,5°C. Na teplejší klima by mohla ukazovat např. kolonizace severního pohraničí Čech ve 12. a 13. století a dále pak zavádění pěstování vinné révy v severních  Čechách v polovině 14. století. Na Litoměřicku se  pěstovala vinná réva nejméně od 12. století. Česká vinorodá oblast však ležela na severní  vegetační hranici pěstování révy. Ještě v první polovině 16. století sahala tato hranice až k městům Ústí nad Labem a Teplice. Mostecká a ústecká vína byla ve středověku velmi známá (Pejml, 1965).

Jen dlouhotrvající suché a teplé období mohlo umožnit pronikání osídlenců do pohraničních hvozdů. Založení královského města Mostu (před rokem 1257) v bývalé inundované oblasti Komořanského jezera tento předpoklad potvrzuje. Svědčí o tom i řada místních jmen. Tak známý klášter v Doksanech, založený v roce 1440, má název odvozen od slova „dogz“, což značí místo v záplavovém území řeky (Brázdil, Kotyza 1995).
Ve 13. století se sporadicky, ve 14. století již častěji, vyskytovala chladnější a vlhčí období. Z výskytu povodní a záplav na Labi a jeho přítocích se usuzuje , že období v letech 1310 až 1350 bylo vlhčí a období od roku 1360 do 1400 teplejší a sušší. Za období klimaticky nepříznivá se pokládá období let 1430 až 1465. Ze zpráv o časném začátku žní, vynikající jakosti vín a jiných zpráv se dá usuzovat, že kolem roku 1540 byly průměrné roční teploty o 1 až 1,3°C vyšší oproti současnosti. Chladné období 1811 až 1860 označují klimatologové jako „malou dobu ledovou“ a patří  k nejméně  příznivým. Od sklonku 19. století se začala teplota vzduchu zvyšovat (Kalvová, Moldan, 1996).

    

Atmosférické srážky

Pod atmosférickými srážkami běžně rozumíme vodu v pevné nebo kapalné fázi, padající z oblaků v podobě deště, mrholení, sněhu, krupek nebo krup (vertikální srážky). Za srážky mohou být považovány i produkty kondenzace vodních par, tvořících se bezprostředně na zemském povrchu, a to : rosa, jíní, námraza a ledovka (horizontální srážky).
Podle charakteru srážek se dělí na srážky trvalé, které vypadávají po delší dobu s víceméně stálou intenzitou z vrstevnatých oblak. Tyto srážky jsou vyvolávány uspořádanými  vertikálními pohyby (řádově cm/s) v oblastech cyklon, převážně ve spojitosti s atmosférickými frontami (Brázdil, Štekl, 1986). Další skupinou jsou  srážky konvektivní, vypadávající z oblačnosti, ve které jsou intenzivní, na malé ploše se projevující výstupné pohyby, (řádově až desítky m/s), vytvářející oblačnost typu cumulonimbus. Tyto srážky mají přeháňkový, při větší intenzitě  lijákový (přívalový) charakter, krátkou dobu trvání, často velkou intenzitu, a vyskytují se relativně na malé ploše (desítky až několik málo set km2). Intenzivní přeháňky bývají spojeny se silným nárazovitým větrem, v teplé části roku pak s bouřkami a krupobitím.
Úhrny atmosférických srážek jsou v zásadní míře ovlivňovány cirkulačními poměry na velké ploše, které podmiňují přenos vzduchových hmot s dostatečnou zásobou vlhkosti (od oceánů a moří) a existenci výstupných pohybů nezbytných pro vznik srážek. Např. zvlášť příznivé pro vznik trvalých, vydatných, velkoplošných srážek jsou synoptické situace, kdy Milešovka je pod vlivem centrální cyklony nebo hluboké brázdy nízkého tlaku vzduchu, případně kdy středy  cyklon  postupují ze Středozemního moře přes východní Čechy a Moravu k severovýchodu. Většinu srážek však dostává Milešovka ze vzduchových hmot atlantského původu. Intenzivní  přeháňky se na Milešovce nejčastěji  vyskytují ve spojitosti s pomalým přechodem zvlněných studených front ve výškovém  jihozápadním proudění, a to od května do srpna.
K úhrnu srážek významným způsobem přispívá i orografie. Všeobecně platí, že se vzrůstající nadmořskou výškou se zvyšují roční úhrny srážek (Rein, 1954). Jde o vliv návětrných svahů, které, zvláště při silných větrech, vyvolávají vynucené výstupné pohyby a tím srážkotvorné procesy. Naopak v závětrných partiích hor se objevuje zeslabení srážek (srážkový stín). Tento efekt se projevuje i na Milešovce při západním a severozápadním proudění, kdy vzniká srážkový stín za Krušnými horami. V letním období  může přispívat intenzivnější ohřívání vzduchu na svazích skloněných k jihu ke konvektivním výstupným pohybům a tím k zesílení srážek.
Denní úhrn srážek se měří srážkoměrem, jehož princip je založen na měření množství zachycené vody válcovou nádobou s velikostí záchytné plochy 500 cm2. Na Milešovce, která se vyznačuje velkou větrností (viz kap. 7.3), je však měření nepříznivě ovlivněno tzv. aerodynamickým efektem, kdy část kapek je strhávána mimo záchytný otvor srážkoměru. Podhodnocení srážkových úhrnů způsobuje i výpar srážkové vody, zachycené ve srážkoměru mezi dvěma měřeními a  smáčení povrchu srážkoměru, kdy část srážkové vody není měřena v  kalibrované nádobce. Tyto dva efekty jsou však univerzální pro horské stanice a nejsou typické pro měření srážek na Milešovce.
Měsíční průměry měřených srážkových úhrnů, za období 1905-2004, uvádíme v tab. 7.2. Další charakteristikou srážkových poměrů je počet srážkových dnů s úhrnem ³ 0,1 mm, uvedených tamtéž.

Tabulka: průměrné měsíční úhrny měřených srážek [mm], maxima a minima měsíčních úhrnů  za období 1905-2004 a počet dnů se srážkami ≥ 0,1 mm v jednotlivých měsících za období 1905-1990. Číslo v závorce značí počet roků s výskytem.

 

K měsícům s největšími průměrnými srážkovými úhrny se řadí květen, červen, červenec a srpen, kdy k úhrnům významnou měrou přispívají srážky konvektivní (přeháňky). Největší počet dnů se srážkami mají měsíce listopad, prosinec a leden, kdy jsou srážky spojeny s vrstevnatou oblačností a mají charakter trvalejšího sněžení, případně deště.
Průměrné měsíční úhrny atmosférických srážek na Milešovce za období 1905-2004 jsou vyjádřeny na grafu viz. níže. K výrazné variabilitě v této řadě přispívá hlavně variabilita srážkových úhrnů v letním období (konvekční srážky). Lineární trend vykazuje pokles úhrnu srážek v hodnotě 36,72 mm za 100 let.

Při celkovém hodnocení srážkových poměrů Milešovky je třeba podtrhnout překvapivě nízké srážkové úhrny v porovnání s měřeními na jiných horských stanicích v severních Čechách (Rein, 1959). I s ohledem na závětrné účinky Krušných hor by podle Reina roční úhrn srážek měl být kolem 885 mm oproti 634 mm, ve kterých jsou zahrnuty korekce na měřený roční úhrn 556 mm, zahrnující vliv ztrát smáčením, výparem a vlivem větru. V období 1910-1939 byl např. v  nedaleko ležícím Milešově (400 m n.m.) průměrný roční úhrn srážek vyšší o 52 mm než na Milešovce (Gregor, 1954). Menší hodnoty srážkových úhrnů proti očekávaným jsou způsobeny nejen vlivem jejich systematického podhodnocení vlivem metody měření a dále pak vyslovenou hypotézou  o závětrném účinku Krušných hor. Patrně určitým dílem k tomu přispívá kuželovitý tvar hory, který nevyvolává, obdobně jako je tomu u kompaktních horských pásem, vynucené vertikální pohyby při přetékání hory, ale významný podíl hraje i obtékání hory - viz. obrázky níže.

 

Přitažlivým optickým úkazem pozorovaným na obloze bývá duha. Duha vzniká lomem a vnitřním odrazem na dešťových kapkách, vypadávajících při přeháňkách. Pozorovatel stojící zády ke slunci vidí na osvětlených kapkách velký barevný oblouk, kde od vnějšího okraje následují barvy červená, oranžová, žlutá, zelená, modrá až fialová. Vedle duhy hlavní, vytvořené lomem a jedním vnitřním odrazem světla na dešťových kapkách se může nad hlavní vytvořit duha vedlejší s opačným pořadím barev. Viz obr. 7.6.
 

 
Směr a rychlost větru

V prvé řadě je třeba uvést, že Milešovka patří k největrnějším horským vrcholům na území České republiky. Důkaz tohoto tvrzení je zřejmý např. z obr. 7.7, kde jsou vyznačeny průměrné roční rychlosti větru (1989-1998), určené ze synoptických hlášení po třech hodinách v závislosti na nadmořské výšce vybraných meteorologických stanic. Údaj z Pradědu může být ovlivněn kratší dobou pozorování (do VII/1997).

 

Při hledání příčiny zmíněné větrnosti Milešovky musíme v první řadě analyzovat vliv určující síly na pohyb vzduchových částic a to je síla tlakového gradientu. Pro úplnost musíme doplnit, že na pohyb vzduchových částic spolu se silou tlakového gradientu působí Coriolisova síla (uchylující síla zemské rotace), odstředivá síla a v mezní vrstvě atmosféry, nejvíce pak v přízemní vrstvě atmosféry, síla tření. Síla tlakového gradientu je však bezprostřední příčinou vzniku větru. Její velikost je možno určit z hustoty izobar (na hladině moře) nebo z  hustoty isohyps  (ve volné atmosféře). Obr. 7.8 ukazuje pole průměrných geopotenciálních výšek hladiny 925 hPa nad střední Evropou (1994-1998).  Zjednodušeně můžeme tvrdit, že výška této izobarické hladiny je nad severními Čechami 780 m,  což je velmi blízko nadmořské výšce vrcholu hory. Průměrné tlakové pole nad střední Evropou je důsledkem vlivů tzv. akčních tlakových center, a to islandské cyklóny, azorské anticyklony, zimní středomořské cyklony a zimní asijské anticyklony. Z obr. 7.8 je názorně vidět, že průměrná rychlost větru, která je úměrná hustotě izohyps, nad naším územím v poledníkovém směru od severu k jihu ubývá (v průměru o 0,77 m/s na 100 km). Nejsevernější polohy Čech mají proti nejjižnějším částem Čech ve výšce kolem 780 m větší průměrnou rychlost větru o 2 m/s. Toto zjištění přispívá k vysvětlení překvapivě nízké průměrné roční rychlosti větru např. na šumavském Churáňově (obr. 7.7).

Dalším faktorem, který ovlivňuje směr a rychlost větru v konkrétní lokalitě, jsou orografické deformace, vyvolané vzdáleným i blízkým okolím. K deformaci proudění na Milešovce, vyvolané vzdáleným okolím, patří zvětšená četnost výskytu a zesílení větrů z jihovýchodního směru. Podstata této deformace vychází ze vzniku závětrné brázdy nízkého tlaku při jižním až jihovýchodním proudění přes alpskou překážku. Tato brázda vzniká z dynamických důvodů a v jejím důsledku se jižní a západní Čechy dostávají do závětrného stínu, což znamená zmenšení rychlosti větru. V důsledku vzniku brázdy se zvětší horizontální tlakový gradient nad západní Moravou a východními Čechami. Zvětšený tlakový gradient a „dýzový“ účinek, vyvolaný v prostoru sníženého terénu mezi Alpami a Karpaty, jsou důvodem zesílení jihovýchodního proudění, které se projevuje nejsilněji na jižní Moravě a nad Českomoravskou vrchovinou, ale zasahuje až nad Milešovku (Svoboda, Štekl, 1994).

V případě Milešovky deformace blízkého okolí je dána téměř ideálním kuželovitým tvarem hory, která převyšuje okolí až o 400 m. V takovém případě jsou složky vektoru větru ovlivněny  obtékáním a přetékáním vzduchu (v závislosti na vertikálním teplotním rozvrstvení). Pole deformovaných složek vektoru větru terénní překážkou hory Milešovky můžeme získat teoretickým způsobem. Pomocí matematického modelu mezní vrstvy atmosféry (Svoboda, 1990) bylo vypočteno pole vektoru větru v kroku 60 m ve výšce 10 m nad terénem při natékajícím proudění (horní hranice mezní vrstvy) ze směru 270° (obr. 7.9), 310° (obr. 7.10) a 140° (obr. 7.11) a rychlosti větru 18 m/s. Deformace je funkcí uvedených počátečních podmínek, tvaru terénu vyjádřeného vrstevnicemi, parametrem drsnosti povrchu a teplotním zvrstvení natékajícího proudění. Na obrázcích jsou zřejmé účinky návětří a závětří na pole rychlosti větru a účinky obtékání hory (indiferentní zvrstvení) na pole směru větru.

 V určité míře působí na zesílení  rychlosti větru i výška miskového kříže anemometru, která je ve výše 22,5 m nad zemí oproti 10 m, které jsou doporučeny pro meteorologické stanice (obr. 7.12).

Za období 1989-1996 bylo provedeno porovnání mezi rychlostí větru ve volné atmosféře (bez účinku tření) a rychlostí větru  měřené na Milešovce – viz Brázdil, Štekl (1999). Ukázalo se, že o půlnoci, s výjimkou prosince a ledna, je na Milešovce větší rychlost větru než ve volné atmosféře i při existenci vlivu tření. Největší rozdíl byl zjištěn v červenci (2,5 m/s). Naopak v poledne je poměr rychlosti obrácený, přičemž největší rozdíl byl 1,7 m/s (v březnu)  Zjištěné vztahy jsou vyvolány denním chodem rychlosti větru. Průměrný denní chod rychlosti větru na Milešovce dosahuje maxima mezi 21. a 23 hodinou, minima mezi 10. a 11. hodinou.  Amplituda denního chodu je v srpnu 3,1 m/s, v prosinci pak pouze 0,9 m/s. Popsaný denní chod rychlosti větru je charakteristický pro horské polohy, naopak denní chod v nížinách má inverzní podobu s maximem v odpoledních hodinách.
Rozdělení směrů větru při různých rychlostech v období 1951-1994 je zřejmé z obrázku níže.  Převládá proudění ze směru W (19,9%), následované směrem NW (15,6%), směrem SW (14,1%) a směrem N (13,3%). Podružné maximum je vyjádřeno ze směru SE (12,9%). V ročním chodu je nejcharakterističtější  zvýšení četnosti proudění ze směru N v dubnu (21,1%), v květnu (17,2%) a v červnu (19,9%), což dokumentuje zvýšenou četnost vpádů studeného vzduchu ze Skandinávie.

Největší četnost silných větrů (nad 15 m/s) se vyskytuje při proudění ze směrů SW, W a NW. Typickou  synoptickou situaci NCZ1, při které  lze očekávat silné proudění z uvedených směrů, uvádí obr. níže (Štekl, 1997).

Silný vítr je spojen  s velkým horizontálním tlakovým gradientem, který je na severu větší než na jihu Čech. Zesílení větru je při těchto situacích vyvoláno  přechodem teplých, studených nebo podružných studených front, kde se skládá cirkulace spojená s frontami – viz obr. níže, s cirkulací vyvolanou tlakovým gradientem. Podružné maximum četnosti výskytu silných větrů je při proudění ze směru 140 až 160°. Silný vítr z tohoto směru bývá vyvolán synoptickou situací, jejíž typická podoba je uvedena na obr. 7.16. Tyto situace WC nejsou spojeny s přechodem front a jsou vůči typu NCZ1 časově stabilnější (v průměru 3 až 5 dnů) -Brázdil, Štekl (1986).

 

Z následující tabulky je vidět, že roční průměrná rychlost větru v období 1961-2003 dosáhla na Milešovce 8,5 m/s, přičemž kolísala od 7,7 m/s v roce 1982 do 9,4 m/s v roce 1979.
Průměrná měsíční rychlost větru, jak je zřejmé z tabulky, vykazuje roční chod. Minimum této hodnoty je v srpnu (7,2 m/s), maximum pak v prosinci (9,9 m/s).

Časový průběh průměrné roční rychlosti větru a dále minimální a maximální průměrné měsíční  rychlosti větru v období 1961-2003 uvádí tento graf:


 

Relativní četnosti (%) dnů s maximální hodinovou rychlostí větru ³11 ms-1 (a) a ³17 ms-1  (b) za období 1961-1990

Intenzita cirkulace může být vyjádřena i relativní četností dnů s výskytem rychlostí větru ³11 ms-1 a ³17 ms-1 (tzv. bouřlivý vítr). Použitá kritéria jsou v klimatologii běžně používána. Z výše uvedené tabulky vyplývá, že rychlost větru v kategorii ³11 ms-1 se na Milešovce vyskytuje v nadpoloviční většině dnů a bouřlivý vítr ve více než v 10% dnů. I v této charakteristice je zřejmý roční chod s maximem v období od listopadu do března

 

Mlhy

Mlhou se rozumí výskyt malých vodních kapiček (při teplotách pod 0o C přechlazených), popřípadě drobných ledových krystalků (při teplotách –10o a nižších), vznášejících se ve vzduchu, kdy horizontální dohlednost alespoň v jednom směru klesá na méně než 1 km. Na Milešovce se jako mlhy  často klasifikují i případy, kdy se stanice nachází v oblacích. Přitom v údolních polohách kolem Milešovky se mlha nemusí vyskytovat. Naopak při výskytu přízemní teplotní inverze jsou mlhou zality údolní polohy a Milešovka je bez mlhy.
Mlhy vznikají tehdy, když teplota vzduchu poklesne pod teplotu rosného bodu,  případně při záporných teplotách vzduchu, kdy se k teplotě rosného bodu přiblíží (příčina spočívá v rozdílu nasycení vzhledem ke kapalné a pevné fázi vody). V případě velkého počtu kondenzačních jader (jejichž funkci mohou plnit exhaláty  z průmyslové činnosti), je proces kondenzace urychlen. Z toho důvodu se v okolí průmyslových center zvětšuje četnost výskytu  mlh.
Mlhy, které vznikají ochlazováním, se rozdělují na radiační, advekční, advekčně-radiační a svahové. Kromě toho musíme zmínit řídce se vyskytující mlhy z vypařování teplých dešťových kapek při propadávání vrstvou studeného vzduchu při zemi (např. před teplou a za studenou frontou).
Radiační mlhy vznikají v noci při bezoblačné obloze a slabém větru následkem efektivního vyzařování zemským povrchem a jeho následným ochlazováním, včetně přiléhajících vrstev vzduchu. Jejich vznik bývá spojen s teplotní inverzí nebo izotermií u zemského povrchu. Radiační mlhy jsou charakteristické pro údolní polohy kolem Milešovky. Pro vznik radiačních mlh jsou příznivé podmínky v anticyklonách, má-li vzduch dostatečnou vlhkost.
Advekční mlhy se tvoří ochlazováním relativně teplého a vlhkého vzduchu při jeho advekci (přesunu) nad chladnější povrch. Na Milešovce vznikají mlhy tohoto typu na podzim a v zimě při advekci teplého a vlhkého vzduchu, většinou původem ze Středozemního moře, nad prochlazený zemský povrch, případně pokrytý sněhovou pokrývkou.Typické je proudění ze směrů SE a existence teplotní inverze ve výškách kolem 800-1200 m. Pro úplnost dodáváme, že advekčně-radiační mlhy  vznikají spolupůsobením již popsaných procesů.
Svahové mlhy vznikají na návětrném svahu hory v důsledku adiabatického ochlazování vystupujícího vzduchu. Podmínkou jejího vytváření je stabilní teplotní zvrstvení nasyceného vzduchu. Pozorovateli z nižších poloh se tato mlha jeví jako vrstevnatá oblačnost zakrývající vrchol hory.
Uvedené typy mlh patří k mlhám uvnitř vzduchových hmot. Kromě nich synoptická meteorologie rozlišuje frontální mlhy. Jde o předfrontální mlhy (teplé a okluzní fronty), mlhy při průchodu front (snížení frontální oblačnosti až k vrcholu hory) a zafrontální mlhy (studené fronty).

Schématické znázornění jednotlivých druhů mlh na Milešovce (Brázdil, Štekl, 1999). V jednotlivých bodech jde o:

a) snižující se oblačnost při přechodu atmosférických front,

b) kupovitou oblačnost buď postupující s převládajícím prouděním nebo kupovitou

c) oblačnost, tvořící se na osluněném svahu Milešovky,

c1)advekčně-radiační mlhu, která  z údolních poloh dosahuje výšky observatoře,

c2)advekčně  vzniklou  vrstevnatou  oblačnost,  projevující  se na observatoři jako mlha 
    nebo vrstva mlhy zvednutá přízemním promícháváním do úrovně observatoře,

d) svahovou (orografickou) mlhu, vznikající při vynuceném  výstupu vzduchových částic na     návětrném svahu Milešovky při příznivém teplotním zvrstvení a příznivé  vlhkosti     vzduchu,

e) závěrný oblak (tzv. prapor) za kuželovitým vrcholem hory v aerodynamickém úplavu při     čerstvém až silném větru a příznivém teplotním zvrstvení.

Nejčastější  klimatologickou charakteristikou pro mlhy je počet dnů s mlhou. Ta je uvedena v tabulce:

V ročním průměru se vyskytne 224,9 dne s mlhou, což odpovídá 61,6% všech dnů v roce. Nejvyšší roční počet 255 dnů s mlhou byl zaznamenán v letech 1968 a 1970, nejmenší počet v roce 1990 dosáhl jen 137 dnů. Dny s mlhou jsou výrazně koncentrovány na měsíce zimního půlroku (63,5% všech dní s mlhou) s maximem v prosinci (21,3 dne). Nejnižší počty dnů s mlhou připadají na období od května do srpna s minimem v červenci (11,7 dne).Nejvyšší počty dnů s mlhou v jednotlivých měsících období 1961-1990 neklesají pod 21 dnů, přičemž není výjimkou, že v lednu či v prosinci se vyskytne mlha každý den v měsíci.  V květnu roku 1990 se nevyskytla mlha ani v jednom dni.Porovnání počtu dnů s mlhou na Milešovce a na níže ležících stanicích (Teplice, Doksany) ukazuje na významnou roli nízké oblačnosti (Brázdil, Štekl, 1999). Zcela dominantní postavení mají měsíce květen až červenec, kdy výskyt mlhy je na Milešovce asi o 80% častější než na nižších stanicích. V září a říjnu, kdy jsou příznivé podmínky pro vznik radiačních mlh, je sledovaný rozdíl v četnosti dnů s mlhou nejnižší (10-30%). V ostatních měsících se rozdíly pohybují mezi 40-60%.Denní chod výskytu mlhy je v měsících listopad až únor nevýrazný. V ostatních měsících jsou mlhy nejčetnější v ranních hodinách mezi 6-8 hod. Nejméně častý je výskyt mlh v odpoledních hodinách, zpravidla mezi 14.-18. hodinou.Z uvedených údajů je zřejmé, že výskyt mlhy na Milešovce se řadí  k nejzávažnějším faktorům ovlivňujícím její klima.Výrazné převýšení Milešovky nad okolním terénem umožňuje pozorovat výskyt údolních mlh pod úrovní stanice (viz obr. níže). Příznivé podmínky pro vznik údolních mlh jsou zejména v sevřeném údolí řeky Bíliny mezi Českým středohořím a Krušnými horami, kde těžba uhlí, uhelné elektrárny, průmyslové závody a městská zástavba produkují značné množství kondenzačních jader a dochází zde také k častému výskytu přízemních teplotních inverzí, kdy proces radiace je v noci posilován stékáním studeného vzduchu ze svahu hor.

 

Průměrné počty dnů s údolní mlhou  pozorovanou z Milešovky (1961-1990):

V období 1961-1990, jak vyplývá z výše uvedené tabulky, byla z Milešovky pozorována údolní mlha v průměru v 88,7 dnech ročně. Počet těchto dnů kolísal mezi 52 dny v roce 1974 a 125 dny v roce 1961. Údolní mlhy jsou pozorovány nejčastěji v říjnu (12,0 dnů), následovaném zářím (9,9 dne). Nejvyšší počet dnů s údolní mlhou byl zaznamenán v říjnu 1965 (21 den). Roční počty dnů s údolní mlhou vykazují v období 1961-1996 poklesový lineární trend (Brázdil, Štekl 1999). Ke zvláště výraznému poklesu došlo zejména po roce 1990, odkdy v porovnání s přecházejícím obdobím dochází k útlumu průmyslové a těžební činnosti v podkrušnohorské oblasti a k odsiřování uhelných elektráren.

Budete-li mít při návštěvě Milešovky trochu štěstí, můžete se pokochat podobným pohledem, který zaznamenal M. Kalík (obr. 7.20).

Bouřky

Německý název hory Donnersberg (hromová hora) nás zavazuje k patřičné pozornosti atmosférickému jevu – bouřce.Začněme historickým ohlédnutím. V pradávnu se připisovaly povětrnostní jevy bohům, jako je např. řecký Zeus nebo římský Jupiter. U Slovanů byl např. bohem hromu a blesku Perun, který byl původcem i deště, sněhu, krup a rosy. Křesťanství  přisoudilo vliv na počasí některým světicím a světcům (sv. Scholastika zahání krupobití a hromobití). Některé praktiky, založené na pověrách, jejichž původ se často zařazuje již na předkřesťanskou dobu, se uchovaly po celý středověk, některé ještě déle. Na pražské univerzitě se vedly disputace na témata : „Zda démoni a čarodějnice mohou způsobiti bouřky a blesky (1613)“, „Vzbuzuje-li bouřky ďábel“, „Zdali bouře v den Mláďátek (28. 12. 1612) byla přirozená či zázračná“, „Zdali je účelné zvonit nebo nezvonit proti bouřkám a krupobití“. V roce 1588 vyšla kniha  luteránského kněze Jana Stelcera Želetavského „ Kniha duchovní o velkých skutcích Pána Boha Všemohoucího, rozličnými historiemi starými i novými ozdobená, v níž se obsahuje vysvětlení, mohou-li čarodějníci a čarodějnice samy od sebe kroupy, bouře, hromobití vzbuditi a vyvésti“. Byla to doba  náboženského způsobu vysvětlení fyzikálního jevu. Ještě v roce 1724  uvádí  jezuitský kazatel Bohumír Hynek Bílovský jako patrony proti bouřkám svaté mučedníky Jana a Pavla. Až císař Josef II. zakázal  v Rakousku-Uhersku (1783) neúčelné zvonění proti bouřkám a krupobitím, jež stálo životy mnoha zvoníků, vystavujícím se zásahům blesku. Např.jeden německý text (1784) dokládá, že během 33 let bylo zasaženo bleskem celkem 386 kostelních věží a blesk zabil 103 zvoníky při výkonu povinnosti.Na českých univerzitách (Praha, Olomouc)  se do poloviny 18. století udržovaly názory v oboru meteorologie, které pocházely od řeckého filosofa Aristotela (384-322 př. Kr.), vyjádřené ve čtyřech knihách  „Meteorologica“ (Krška, Šamaj,2001). Tyto poznatky převzali Arabové a do Evropy  se dostaly v latinském překladu ve 12. století. Např. v roce 1749 vyšla v  Olomouci kniha Tadeáše Polanského „Experimentálně fyzikální rozprava podle principů Aristotelových a peripatetické školy o hromu a blesku neboli zablesknutí, a o úderu blesku proti názorům a domněnkám antiperipatetiků.“. Toto dílo vzniklo krátce poté, co Angličan Wall a Francouz J. H. Nollet vyslovili názor, že blesk je podobný elektrické jiskře nebo je s ní totožný a že též bouřka je přirozený elektrický jev. B. Franklin  (1752) experimentem za pomoci hedvábného draka podal důkaz, že blesk je elektrický výboj.Při studiu a experimentech s atmosférickou  elektřinou proslul Prokop Diviš (1696-1765), který působil jako farář v Příměticích u Znojma. Světovou pověst si získal konstrukcí hromosvodu, který vztyčil na zahradě fary (1754). Šlo o složité zařízení, jež mělo sloužit k ochraně před bleskem tím, že mělo odsávat náboj oblaku hrotovým systémem a tak zabraňovat vzniku bouřky. Hromosvod popsal Diviš v práci „Descriptio machinae meteorologicae“ (1754). První praktické hromosvody v českých zemích nevycházely z Divišovy, ale Franklinovy tyčové konstrukce (1775). Zkráceně shrňme Divišův názor na vznik bouřek. Domníval se, že vznik bouřek je spojen s existencí dvou druhů oblaků, elektrických a elektrizovaných. Elektrické mraky vznikají uvolňováním „elektrických minim“, nejmenších částeček přírody a jejich stoupáním vzhůru a tam jejich spojováním s elementárním ohněm nebeských vod. Zelektrizované mraky nabývají své vlastnosti při výstupu vodní páry a vlhkosti, způsobeném přitažlivou silou elektrických mraků před bouřkou a srážkou s elektrickými mraky, vystoupí-li vysoko. Mezi takto nabitými mraky a zemí vzniká blesk. I z tohoto krátkého textu je zřejmé, že Diviš byl teprve na začátku složité cesty poznání.I v současné době nejsou příčiny elektrizace částic oblaku a srážek, a stejně tak rozdělení elektrických nábojů různých znamének v oblacích, beze zbytku známé. Existuje řada různých teorií. Představy o příčinách elektrizace částic oblaku a srážek jsou založeny na procesech elektrizace dešťových kapek a ledových krystalků. Elektrizace srážek závisí na tom, v jakém stavu se nacházejí, tzn. jde-li o kapky vody, přechlazené kapky nebo ledové krystalky. Jako příčiny se uvádějí např. upoutání iontů vodními kapkami a ledovými krystalky, zvláště při vypadávání srážek, nárazy velkých a malých kapek, drobení kapek výstupnými pohyby, sublimace, rozpad a vypařování ledových krystalků, zamrzání přechlazených vodních kapek na ledových krystalech apod. Separování elektrických nábojů  opačného znaménka v oblacích se většinou vysvětluje účinkem zemské tíže. Velké elementy padají dolů, v dolní části se jeví jako záporné centrum a nahoře v oblaku zůstává přebytek kladného náboje v podobě kladně nabitých malých kapiček nebo ledových krystalků, jejichž pádová rychlost je menší než rychlosti vzestupných proudů vzduchu.Při silné elektrizaci oblaků vznikají značné rozdíly elektrického potenciálu mezi částmi oblaku, mezi jednotlivými oblaky nebo mezi oblaky a zemským povrchem, mající v extrémních případech hodnoty statisíců voltů na jeden metr. V bouřkových oblacích se obvykle koncentrují náboje záporného znaménka ve spodní části oblaku a kladného znaménka v horní části.

 

Obdobné rozdělení nábojů je ve srážkovém oblaku druhu nimbostratus, ale s podstatně slabšími elektrickými projevy. Když napětí elektrického pole dosáhne určité kritické hodnoty (přibližně 25 až 50 tisíc a víc V/m), vyrovnávají se rozdíly potenciálů formou jiskrového výboje – blesku.  Na dráze blesku v délce až několik kilometrů může rozdíl potenciálů dosahovat stamilionů voltů a intenzita proudu při blesku dosahuje desetitisíců ampér.Mechanismus blesku je velmi složitý. Blesk se skládá ze dvou procesů. Jednak z předběžného, poměrně  slabého výboje „vůdce“, který v případě výboje do země jde obyčejně od oblaku k zemi, a dále  z několika, někdy z mnoha po sobě jdoucích výbojů, probíhajících po stejné dráze, která se nazývá kanál blesku. Kanál blesku je klikatý a rozvětvený, protože elektrické výboje v ovzduší probíhají cestou nejmenších elektrických odporů. Ukázalo se, že čím více se „vůdce“ přibližuje k zemskému povrchu, tím více začíná zemský povrch působit na  dráhu blesku. Přitom se blesk snaží směřovat k nejvyšším bodům reliéfu povrchu a zároveň dosáhnout místa, kde je větší elektrická vodivost zemské kůry. Kuželovitý tvar hory, jejíž vrchol převyšuje okolní krajinu zhruba o 400 m, může být vysvětlením zvýšené četnosti zásahu blesky. V kanálu blesku se vzduch rozžhavuje do růžovofialového světla, přičemž teplota v kanálu je 20 000 až 30 000o C. Intervaly mezi jednotlivými impulsy jsou asi 0,05 s a blesk celkově trvá desetiny sekundy. Při výbojích mezi oblaky a zemským povrchem, které představují přibližně 40% ze všech výbojů, se k zemskému povrchu přenášejí převážně záporné náboje. Příčina spočívá v tom, že ve spodní části bouřkového oblaku se obyčejně nashromáždí záporné náboje a zemský povrch se indukcí nabíjí kladně. Bleskové výboje, pozorované z Milešovky, jsou zachyceny na obrázku:

V kanálu blesku se v důsledku náhlého a silného ohřátí vzduch rozpíná a tak vzniká tlaková vlna a následně zvuková vlna, jejíž zvukový efekt známe jako hřmění. Protože zvuk z různých částí dráhy blesku se k pozorovateli nedostává současně, a rovněž kvůli  odrazu zvuku od oblaků a různých překážek, má hřmění charakter burácení trvajícího určitý čas. Tlaková vlna může být příčinou destrukčních účinků v bezprostřední blízkosti kanálu blesku (rozmetání tašek na střeše, roztrhání zdiva budov apod.).
Na Milešovce je možno pozorovat tzv. Eliášův oheň, což je jiskření z předmětů s ostrými hranami (např. špička stožáru s anemometrem), někdy provázené světélkováním a případně slabým praskáním. Vznik tohoto jevu se vysvětluje zvýšenými hodnotami elektrického napětí v blízkosti ostrých částí předmětů. Je-li celkové napětí elektrického pole vysoké, pak zvýšené hodnoty napětí v blízkosti ostrých částí vyvolává sršení či jiskření, mající podobu Eliášova ohně.

S výskytem intenzivních bouřkových oblak typu cumulonimbus může být za příznivých podmínek instability spojen vznik tromby. Jde o vír v atmosféře s osou rotace blízkou k vertikální orientaci s průměrem řádově jednotek, desítek a výjimečně i stovek metrů. Vír má podobu sloního chobotu vybíhajícího z bouřkového oblaku. Intenzivní rotace proti směru hodinových ručiček (na obvodu víru je rychlost mezi osou a okrajem tromby až 100 m/s) udržuje tlakový rozdíl až 50 hPa. Tyto okolnosti jsou důvodem pro velkou ničivou sílu spojenou s vírem. Ve starší české literatuře se tyto víry označovaly jako větrná či vodní smršť (když vír postupoval přes vodní plochu). V posledních letech se projevila tendence označovat velké tromby i na území ČR jako tornáda. Spodní část bouřkového oblaku po zániku chobotu nad Českým středohořím je na obr. 7.23.

Mezi bouřkové jevy, které jsou na Milešovce pozorovány od roku 1905, se řadí bouřka, hřmění a blýskavice. Bouřky se přitom rozlišují na blízké (do vzdálenosti 3 km od stanice, tj. rozdíl mezi bleskem a hřměním je do 9 sekund) a vzdálené (nad 3 km). Po roce 1972 se začala ještě rozlišovat bouřka velmi vzdálená (nad  5 km). Zvláštním případem velmi vzdálené bouřky je blýskavice, při které není slyšet hřmění. Nejobjektivnější charakteristikou bouřkových jevů je četnost elektrických výbojů, který se měří na Milešovce od roku 1963.
Pro hodnocení bouřkové aktivity na Milešovce použijeme dvou klimatologických charakteristik : počtu dnů s bouřkou v měsíci a dobu trvání bouřek. Průměrný počet dnů s bouřkou (tj. bouřkou blízkou, vzdálenou nebo hřměním) za období 1905-1994 a normálové období 1961-1990, kdy pozorování patřilo k nejkvalitnějším vzhledem k nepřetržitému režimu pozorování, jakož i průměrný počet hodin s bouřkou v tomto období, uvádí tabulka:

V průměru se na Milešovce vyskytne bouřka v 31 dnech z období roku, nejčastěji pak v měsících červnu a červenci, kdy lze očekávat bouřku zhruba v sedmi dnech v měsíci. V červenci (1963-1990) byl v průměru i největší počet elektrických výbojů, a to 326,1, když v červnu tato hodnota  byla 230,2 a v srpnu 266,2. Intenzivní bouřková činnost začíná již v květnu a trvá až do konce srpna. Za 90 let (1905-1994) bylo zaznamenáno nejvíce bouřkových dnů (50)  v roce 1925 a nejméně (17) v letech 1929 a 1991. V období 30ti let (1961-1990) průměrný roční počet všech bouřek dosáhl 53,5 případů, z čehož bylo 33,5% bouřek blízkých, 14,4% bouřek vzdálených a 52,1% velmi vzdálených. Průměrný roční počet blýskavic dosáhl 12,1 případů (Brázdil, Štekl, 1999). Velký počet vzdálených a velmi vzdálených bouřek, stejně jako blýskavic, souvisí s nízkou hladinou pozaďového hluku a širokým volným horizontem, který umožňuje na Milešovce sledovat bouřkové jevy v dalekém okolí. Z analýzy nejmenší vzdálenosti bouřky od stanice, určené dobou mezi bleskem a hřměním vyplývá, že v období 1961-1990 byly nejčetnější bouřky do vzdálenosti 1 km od stanice, což svědčí o vlivu hory na dráhu kanálu blesku. Denní chod bouřek s odpoledním maximem je nejvýraznější v červnu, kdy maxima dosahuje kolem 15 h.
Zvláštní kategorií jsou zimní bouřky. Hodnoceno cirkulačními podmínkami lze k zimním bouřkám řadit ty, které se vyskytují v období od listopadu do února. Tyto bouřky jsou spojeny s výraznými frontálními zónami na rychle postupujících hlavních nebo podružných studených frontách, na nichž se vyskytuje silný vítr (15 ms-1 a více) a přechází  výrazný pokles tlaku na vzestup (±5 hPa/3h i více). Zimní bouřky většinou odeznějí několika málo blesky, ale na Milešovce vyvolávají poruchy v elektrické a telefonní síti a poškození elektrických spotřebičů a přístrojů, včetně počítačů.
Klimatický portrét Milešovky je charakteristický velkým počtem blesků, které zasahují observatoř, a tím se mj. vysvětluje i etymologie německého názvu hory. Od června 1945 do června 1954 uhodil blesk přímo do observatoře ve 32 případech, z toho při jediné bouřce až pětkrát. Škody různé povahy a intenzity nastaly v 9 případech, z nichž jednou v únoru a jednou v prosinci. Jedenkrát vznikl požár ve strojovně (Gregor, 1954). Nápadně zvýšený počet hodin s bouřkou za období 1951-1960 vůči okolí je zřejmý z obrázku (kolektiv, 1975).

Námraza

K meteorologickým jevům, které mohou vyvolat značné ekonomické ztráty na lesních porostech, na vnějších elektrických vedeních a vůbec v dopravě, patří námrazkové jevy. Tyto zahrnují námrazové jevy, ledovku a lepkavý sníh. Na Milešovce zvlášť nebezpečných rozměrů dosahuje zrnitá námraza, což je bělavá nebo šedá krystalická ledová hmota vznikající mrznutím vodních kapiček mlhy. Zrnitá námraza nejrychleji narůstá na členitých površích (např. větvích stromů) a vytváří až několikacentimetrové trsy zrnité struktury (viz obr. 7.25). Tvoření námrazy je na Milešovce aktuální od listopadu do března. Většinou silné námrazy vznikají při advekci vlhkého vzduchu v úrovni Milešovky za směrů 100° až 150°. Ve většině případů silná námraza vzniká, je-li vrchol hory zhruba 100 m pod spodní hranicí inverze teploty v husté mlze s dohledností maximálně několik desítek metrů. Silná námraza vzniká nejčastěji při teplotách kolem –2° až –4°C (Kakos, Štekl, Jež,2000). Časový vývoj hmotnosti námrazy na Milešovce od 12.12.2002 do 28.1 2003 změřený námrazoměrem ukazuje graf:

Meteorologické extrémy

Výskyt extrémních hodnot meteorologických prvků je způsoben určitými synoptickými situacemi. Např. pro extrémně vysoké teploty vzduchu jsou příznivé synoptické situace, které cirkulačně přenášejí do zájmové oblasti vzduchové hmoty s vysokými teplotami vzduchu. Extrémně vysoká teplota vzduchu na Milešovce od listopadu do února bývá spojena s intenzivní cirkulací přenášející vzduch z teplejšího povrchu Atlantského oceánu nad chladný povrch pevniny. V zimním období má na extrémně vysoké teploty vzduchu zásadní vliv dynamický faktor přenosu (advekce),  v letním období se skládá tento faktor se spolupůsobením radiačního faktoru, případně  vlivu vertikálních pohybů. Často jsou pozorovány extrémně vysoké teploty před studenými frontami ve spojitosti s cirkulací označovanou jako teplý přenosový pás. V období od března do října pro výskyt extrémně vysoké teploty je příznivá advekce vzduchových hmot z Pyrenejského poloostrova, severní Afriky, případně advekce kontinentálních vzduchových hmot od jihovýchodu. Od listopadu do února jsou extrémně vysoké teploty nejčastěji pozorovány na Milešovce při proudění ze směrů WSW a W (Atlantský oceán) a rychlostech větru větších než 14 m/s, v období od května do září při proudění ze směru SE, SSE, S a SSW a rychlostech větru od 3 do 6 m/s. Absolutně nejvyšší teplota vzduchu za období 1905-1994 byla naměřena 5. července 1957, a to  34,7°C. Na území ČR dosáhlo absolutní maximum teploty vzduchu 40,2°C a to v Uhříněvsi u Prahy 27. července 1983[L.K.2] .

Obdobně pro extrémně nízké teploty vzduchu na Milešovce mají po celý rok, a zvláště v měsících duben až červen, zásadní význam vpády studeného vzduchu od severu (Skandinávský poloostrov), v měsících listopad až březen vpády kontinentálních vzduchových hmot od severovýchodu až východu, v letních měsících pak studený vzduch pronikající v týlových částech putujících cyklon případně brázd nízkého tlaku, a to od západu až severozápadu při rychlostech větru větších než 14 m/s. Zvlášť v zimním období k možnému poklesu teploty vzduchu ve studených vzduchových hmotách může přispívat za vhodných podmínek (jasno, slabé vertikální promíchávání, sněhová pokrývka) radiační ochlazení. Intenzivní vpády studeného vzduchu otvírají studené fronty, které bývají spojeny s výrazným horizontálním gradientem teploty vzduchu. Za uplynulých 100 let nejintenzivnější studená fronta přešla přes Milešovku 31.12.1978 mezi 15. a 16. hodinou. Časový průběh teploty vzduchu při přechodu studené fronty je zřejmý z tabulky 7.8.

Tab. 7.8 Časový průběh teploty vzduchu při přechodu studené fronty přes Milešovku mezi 15. až 16. h dne 31.12.1978

Při přechodu této studené fronty „století“ se ochladilo během 17ti hodin o 27,6°C .

Absolutního minima v období 1905-1994 dosáhla teplota vzduchu 9.února 1956 a to -28,3°C. Na území ČR byla naměřena nejnižší teplota –42,2°C v Litvínovicích u Českých Budějovic, a to 11. února 1929.
Extrémně vysoké srážkové úhrny mohou být vyvolány synoptickými procesy, které jsou příznivé buď pro vznik vydatných srážek na větší ploše (srovnatelné s plochou kraje či více krajů) a nebo pro vznik přívalových srážek, které mají lokální projev. První skupina vydatných srážek je spojena s centrálními cyklónami nebo centrálními hlubokými brázdami nízkého tlaku nebo s týlovými částmi těchto tlakových útvarů. Neprojevuje se u nich přímý vliv přechodů front. Druhá skupina synoptických situací, vyvolávajících přívalové srážky (intenzivní přeháňky) se většinou projevuje od května do srpna a rozhodující úlohu v ní hraje konvekce. Jedná se o srážky při výškovém jihozápadním proudění v oblasti zvlněných studených front, které jsou spojeny v mezní vrstvě atmosféry s výraznou konvergencí proudění a zřetelným horizontálním gradientem teploty vzduchu. Uvedené informace jsou pouze orientační. Bližší viz Štekl a kol./2000/. Maximální denní srážkový úhrn z období 1905-1994 se vyskytl 28.května 1916, a to  96,1 mm. Nejvyšší denní srážkový úhrn na území ČR, 345 mm, byl naměřen v Nové Louce (780 m n.m.) v Jizerských horách 29. července 1897.
Důležitou informací např. pro turistiku jsou extrémní termíny výskytu prvního sněžení s výškou alespoň 1 cm (11.října 1973), posledního sněžení s výškou alespoň 1 cm (22.května 1955), případně maximální celková výška sněhové pokrývky (382 cm v zimě 1964/65). Největší výška nového sněhu byla 127 cm v únoru 1965. Údaje vycházejí z období zim 1925/26 až 1993/94, u nového sněhu z období 1945/46 až 1993/94.
Extrémně vysoké rychlosti větru ve  studené části roku (od října do dubna) jsou vyvolávány synoptickými situacemi, kdy na jižních a týlových částech hlubokých cyklon (hodnoty centra nižší než 990 hPa) postupujících přes Dánsko a jižní Skandinávii k východu je vyjádřen mimořádně velký horizontální tlakový gradient. K zesílení rychlosti větru dále přispívají přechody atmosférických front vlivem frontální cirkulace (ageostrofické složky rychlosti). Extrémně silné větry v letním období (květen až září) mají lokální charakter a jsou spojeny s konvektivními jevy, při nichž je výskyt silných větrů spojen s přívalovými srážkami, intenzivními bouřkami a krupobitím. Za období 1905-1994 největší rychlost větru byla naměřena 14.  ledna 1967, kdy přesáhla hodnotu 50 m/s (to je nejvyšší hodnota, měřitelná anemografem METRA).
Cirkulační poměry Milešovky jsou výsledkem varialibity tlakového pole. V období 1905-1994 byl naměřen nejnižší tlak 873,3 hPa 26. února 1989 ve 14 h. V té době se nacházel střed cyklóny 955 hPa (údaj na hladině moře) nad státy Beneluxu. Nejvyšší tlak byl naměřen 943,0 hPa a to 27. ledna 1932 v termínu 21 h. Překvapivě se tato hodnota nevyskytla v typických říjnových anticyklónách, které přinášejí „babí“ léto.



Mapa stránek  |  Inzerce

© 2010 Milešovka.cz  |