V

val fénový, syn. zeď fénová.

slov. föhnový val; 1993-a1

vánek — 1. vítr o prům. rychlosti 0,3 až 1,5 m.s–1 nebo 1 až 5 km.h–1. Odpovídá prvnímu stupni Beaufortovy stupnice větru; 2. obecné označení pro zpravidla slabý vítr místní cirkulace charakteristické výraznou denní změnou směru, jakým je např. bríza.

angl. breeze; light air ; slov. vánok; 1993-a3

vánice sněhová — lid. označení pro sněžení při vysoké rychlosti větru, kdy pozorujeme vysoko zvířený sníh. Kromě padajícího sněhu může být větrem unášen také již napadlý, především čerstvý sníh, zvláště při nízké teplotě vzduchu. Viz též bouře sněhová, blizard.

angl. snowstorm; slov. fujavica; chumelica; metelica; 1993-a2

vánky pobřežní, starší označení pro brízu.

angl. land or sea breeze; slov. pobrežné vánky; 1993-a3

vardar — místní název větru v Makedonii. Jde o studený padavý vítr sv. směru vanoucí hlubokým údolím řeky Vardar do Soluňského zálivu. Vyskytuje se zvláště v zimě, když nad vých. Evropou je tlak vzduchu vyšší než nad Egejským mořem. Trvá většinou dva až tři dny a dosahuje prům. rychlosti 16 až 25 km.h–1, v nárazech až 55 km.h–1.

angl. vardar; slov. vardar; 1993-a1

variace unitární — variace v denním chodu vert. gradientu elektrického potenciálu v atmosféře, které probíhají simultánně po celé Zemi, tzn. že nezávisí na místním čase. Jsou dány časovými změnami celkového rozdílu hodnot el. potenciálu mezi elektrosférou a zemským povrchem, které souvisejí se stavem globální bouřkové činnosti na celé Zemi. Jsou přímo detekovatelné zejména nad oceány, v kontinentálních oblastech bývají překryty lokálními vlivy.

angl. Universal Time variations; 2016

variograf, syn. mikrobarovariograf.

angl. variograph; slov. variograf; 1993-a1

variometr — v meteorologii přístroj pro měření (indikaci) malých tlakových změn. Variometry jsou založeny zejména na vyrovnávání tlaku vzduchu mezi tepelně izolovanou komorou a vnější atmosférou malým otvorem. Měření se provádí většinou pomocí mikromanometru.

angl. variometer; slov. variometer; 1993-a2

vazba dálková — statisticky významný vztah mezi oscilací v jedné oblasti a kolísáním klimatu v jiné oblasti.

angl. teleconnection; climate feedback; slov. diaľková väzba; 2014

vazba zpětná klimatická — řetězec navzájem podmíněných reakcí různých složek klimatického systému na narušení rovnováhy tohoto systému. Záporné neboli negativní zpětné vazby vedou k tlumení účinku prvotního impulzu, čímž udržují stabilitu klimatického systému. Kladné neboli pozitivní zpětné vazby původní impulz dále zesilují, takže mohou představovat vážnou hrozbu z hlediska prudkých změn klimatu.

slov. spätná klimatická väzba; 2014

vazkost molekulární, viskozita molekulární, viz tření v atmosféře.

angl. molecular viscosity; slov. molekulárna viskozita; 1993-a1

vazkost turbulentní, tření turbulentní (virtuální), viskozita turbulentní — v meteorologii vnitřní tření v proudícím vzduchu vznikající následkem statisticky náhodných a  turbulencí podmíněných přemísťování makroskopických vzduchových částic napříč převládajícího směru proudu. Projevuje se silami působícími tečně k vrstvám proudícího vzduchu. Vztáhneme-li tyto tečné síly k jednotkové ploše, mluvíme o turbulentních tečných neboli Reynoldsových napětích. Z fyz. hlediska je turbulentní tření spjato s turbulentním přenosem hybnosti proudícího vzduchu, např. v  mezní vrstvě atmosféry směrem dolů, což kompenzuje zanikání hybnosti vnějším třením proudícího vzduchu o zemský povrch. Viz též tření v atmosféře, síla tření.

angl. eddy viscosity; turbulent viscosity; slov. turbulentná viskozita; 1993-a1

vedení tepla v půdě, viz zákony Fourierovy.

angl. heat conduction in soil; slov. vedenie tepla v pôde; 1993-a1

vedro — stav vznikající v létě za suchého počasí při vysoké teplotě vzduchu za intenzivního přímého slunečního záření a slabého proudění vzduchu zpravidla v odpoledních hodinách. Vyvolává zvýšenou zátěž lidského organismu, vadnutí rostlin apod. Zvláště nepříznivě se projevuje ve městech v důsledku přehřátí umělého aktivního povrchu. Vedro nemá charakter odb. termínu. Viz též den tropický, noc tropická, dny psí, vlna horká.

angl. heat; slov. horúčava; 1993-a1

vektopluviometr — přístroj k měření sklonu a směru padajícího deště. V ČR se běžně nepoužívá.

angl. vectopluviometer; slov. vektopluviometer; 1993-a3

velkopočasí — v češtině nevhodné označení pro typ makrosynoptické situace.

slov. veľkopočasie; 1993-a1

velopauza — název pro vrstvu stratosféry ve výškách kolem 20 km a zeměp. š. přibližně od 20° do 60°. V této vrstvě probíhá v létě přechod od převládajícího záp. proudění v troposféře a spodní stratosféře k proudění východnímu ve vyšších vrstvách stratosféry. Název velopauza se používá hlavně v rus. odb. literatuře.

angl. velopause; slov. velopauza; 1993-a2

velum (vel) — jeden z průvodních oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Velum je závojovitý oblak velkého horiz. rozsahu vyskytující se těsně nad nebo přímo na vrcholu jednoho nebo několika kupovitých oblaků, které jím často prorůstají. Vyskytuje se u druhů cumuluscumulonimbus.

angl. velum; slov. velum; 1993-a2

ventilace, větrání — zpravidla kvalititativní charakteristika přísunu vzduchu do dané lokality (oblasti) závislá na rychlosti proudění, terénních tvarech, drsnosti povrchu, uspořádání aerodyn. překážek v terénu apod. Ventilace může být přirozená (provětrávání volné krajiny, města apod.), nebo umělá (v uzavřených prostorách jako součást klimatizace). V meteorologii se termínu ventilace používá i v souvislosti s prouděním vzduchu kolem čidel met. přístrojů, např. v meteorologické budce, u aspiračního (ventilovaného) psychrometru apod.

angl. ventilation; slov. ventilácia; 1993-a2

ventilátory protimrazové — tech. zařízení používaná v ochraně před mrazíky ve vegetačním období. Jejich úkolem je při teplotách těsně nad nulou rozrušovat inverzi teploty vzduchu, která se při radiačním ochlazování vytváří v nočních a  ranních hodinách v blízkosti zemského povrchu. Použitím protimrazových ventilátorů se sníží riziko poklesu teploty v této vrstvě pod nulu, při němž dochází v některých fázích vývoje ovocných stromů, vinné révy, popř. dalších plodin k  značným ztrátám na výnosech. Protimrazové ventilátory jsou zpravidla vybaveny rozměrnou vrtulí, jíž se promíchává v kritickém období okolní vzduch. Obdobnou funkci mohou plnit i nízko letící vrtulníky.

angl. frost fans; slov. protimrazové ventilátory; 1993-a0

vergence — syn. pro divergenci proudění v obecném smyslu. Používání termínu vergence je opodstatněno tím, že kladná divergence v obecném smyslu se nazývá v užším smyslu rovněž divergence, zatímco záporná divergence se v obecném smyslu označuje jako konvergence.

angl. vergence; slov. vergencia; 1993-a1

vertebratus (ve) — jedna z odrůd oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Části oblaku jsou uspořádány tak, že připomínají páteř, žebra nebo rybí kostru. Vyskytuje se u druhu cirrus.

angl. vertebratus; slov. vertebratus; 1993-a2

věta termodynamická hlavní — tzv. hlavní termodynamické věty představují základní principy v oboru termodynamiky. První hlavní věta termodynamická je vyjádřením zákona zachování energie při termodynamických procesech a stanoví, že teplo dodané termodynamickému systému se spotřebuje na zvýšení vnitřní energie systému a na vykonání vnější práce. Pro ideální plyn lze první hlavní větu termodynamickou vyjádřit ve tvaru
dq=du+pdα,
kde dq je množství tepelné energie dodané jednotce hmotnosti ideálního plynu, du odpovídající přírůstek vnitřní energie, p tlak a dα přírůstek měrného objemu. Uvedený matematický zápis první hlavní věty termodynamické patří k základním rovnicím termodynamiky atmosféry. Druhá hlavní věta termodynamická postuluje princip nemožnosti trvalého přechodu tepla z chladnějšího na teplejší těleso bez vynaložení práce. Třetí hlavní věta termodynamická se týká nedosažitelnosti teploty absolutní nuly, tj. nulové teploty v Kelvinově teplotní stupnici.

angl. law of thermodynamics; slov. hlavná termodynamická veta; 1993-a2

větev atmosférické fronty — větší nebo menší úsek hlavní troposférické fronty, např. arktické nebo polární fronty, které prakticky nikdy nejsou souvislé okolo celé zemské polokoule, ale jsou zřetelně vyvinuty jen v některých oblastech. Např. polární fronta se nejčastěji rozpadá na tyto větve: polární frontu v západní části Tichého oceánu, polární frontu ve východní části Tichého oceánu, atlantskou polární frontu, která často zasahuje nad Evropu, a v chladné roční době i na středomořskou frontu. Větve atmosférické fronty vykazují značnou prostorovou proměnlivost během roku, a to i v jednotlivých měsících, přičemž se mění i jejich počet.

angl. sections of atmospheric front; slov. vetva atmosférického frontu; 1993-a1

větrolam — pás tvořený stromy a keři vysázený na ochranu zájmového území před škodlivými účinky větru. Větrolamy se zakládají v převážně rovinných a bezlesých oblastech se sušším klimatem ve snaze snížit rychlost výsušných větrů a omezit např. odnos půdních částic nebo sněhu z polí. Větrolamy mají komplexní účinky na vodní a tepelnou bilanci prostředí v mikroklimatickém měřítku. Viz též meliorace klimatu, suchověj.

angl. windbreak; slov. vetrolam; 1993-a1

větroměr — málo užívané čes. označení pro anemometr.

slov. vetromer; 1993-a1

větry Bersonovy západní — záp. větry ve stratosféře nad centrální částí tropického pásma, které se zde vyskytují současně s východními větry Krakatoa, s nimiž se v různých výškách vrstvy od 20 do 35 km periodicky střídají v rámci kvazidvouleté oscilace. Byly objeveny něm. meteorologem A. Bersonem roku 1908 (Süring, 1910), kdy vanuly ve spodních hladinách uvedené vrstvy, což vedlo k chybné představě o jejich trvale nižší výšce oproti větrům Krakatoa.

angl. Berson's winds; slov. Bersonove západné vetry; 1993-a3

větry Krakatoa — vých. větry ve stratosféře nad centrální částí tropického pásma, které se zde vyskytují současně se západními Bersonovými větry, s nimiž se v různých výškách vrstvy od 20 do 35 km periodicky střídají v rámci kvazidvouleté oscilace. Dosahují rychlosti mezi 25 a 50 m.s–1. Byly objeveny díky šíření sopečného prachu po výbuchu sopky Krakatoa v r. 1883.

angl. Krakatoa winds; slov. vetry Krakatoa; 1993-a3

větry pobřežní, starší označení pro brízu.

slov. pobrežné vetry; 1993-a3

větry východní polární — převládající vých. větry ve vysokých zeměp. šířkách na vnější straně subpolárního pásu nízkého tlaku vzduchu, které vanou při zemi a mají jen malý vertikální rozsah. Zvlášť stálé a silné východní větry se vyskytují na okrajích rozsáhlé a mohutné antarktické anticyklony.

angl. polar easterlies; slov. východné polárne vetry; 1993-a2

větry východní tropické — nepoužívané označení pro pasáty.

angl. tropical easterlies; slov. východné tropické vetry; 1993-a3

větry západní rovníkové — záp. větry ve spodní troposféře, které se mohou vyskytnout v úzké centrální části intertropické zóny konvergence.

angl. equatorial westerlies; slov. západné rovníkové vetry; 1993-a3

větry západní stálé — silné a značně stálé větry, které vanou v pásmu západních větrů mezi 35° a 65° zeměp. šířky nad oceány a na přilehlých pevninách. Jsou výrazněji vyvinuty na již. polokouli, kde převládají rozsáhlé plochy oceánů. Kvůli dobré využitelnosti pro plavbu plachetnic bývaly nazývány „hodné“, nicméně vedly i k pojmenování příslušných zeměp. šířek jižní polokoule jako řvoucí čtyřicítky.

angl. westerlies; slov. stále západné vetry; 1993-a3

vchod frontální zóny — oblast frontální zóny, ve které dochází ke konfluenci (sbíhání) izohyps absolutní barické topografie, a tím i k dyn. vzestupu tlaku zejména v nižších vrstvách atmosféry. Viz též pole deformační.

angl. entrance region; slov. vchod frontálnej zóny; 1993-a1

videodistrometr — zařízení pro stanovení spektra velikosti dešťových kapek. Využívá snímání dešťových kapek padajících do záchytného prostoru videodistrometru, vysokofrekvenčními kamerami umístěnými v kolmých směrech.

angl. video distrometer; slov. videodistrometer; 2014

viditelnost — viz dohlednost.

angl. visibility; slov. viditeľnosť; 1993-a3

vidmo, viz glórie.

angl. glory; 2014

vichřice — 1. vítr o prům. rychlosti 20,8 až 24,4 m.s–1 nebo 75 až 88 km.h–1. Odpovídá devátému stupni Beaufortovy stupnice větru. 2. hovorové označení pro větrnou bouři.

angl. strong gale; slov. víchrica; 1993-a3

vichřice mohutná — vítr o prům. rychlosti 28,5 až 32,6 m.s–1 nebo 103 až 117 km.h–1. Odpovídá jedenáctému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. violent storm; slov. mohutná víchrica; 1993-a3

vichřice prachová nebo písečná — jeden z litometeorů vyznačující se značným množstvím prachu nebo písku prudce zvedaným silným turbulentním prouděním až do velikých výšek. Přední strana postupující prachové nebo písečné vichřice může nabýt tvaru gigantické stěny, v tom případě se hovoří o prachové nebo písečné zdi. Viz též bouře prachová.

angl. dust storm; sandstorm; slov. prachová alebo piesočná víchrica; 1993-a1

vichřice silná — vítr o prům. rychlosti 24,5 až 28,4 m.s–1 nebo 89 až 102 km.h–1. Odpovídá desátému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. storm; slov. silná víchrica; 1993-a3

vír cirkumpolární (polární) — ve všeobecné cirkulaci atmosféry cyklonální záp. proudění kolem geograf. pólů ve vyšších hladinách troposféry a ve spodní stratosféře. Na výškových mapách mu odpovídají uzavřené cyklonální izohypsy absolutní barické topografie.

angl. circumpolar vortex; polar vortex; circumpolar whirl ; slov. cirkumpolárny vír; 1993-a1

virga (vir), pruhy srážkové — jedna ze zvláštností oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Má tvar srážkových pruhů, které směřují svisle nebo šikmo pod základnu oblaku a nedosahují však k zemskému povrchu. Virga se řadí mezi zvláštnosti oblaků, protože srážkové pruhy lze považovat za prodloužení oblaku. Vyskytuje se nejčastěji u druhů cirrocumulus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, cumuluscumulonimbus.

angl. virga; slov. virga; 1993-a2

vírnatost, historický termín pro vorticitu.

slov. vírnatosť; 1993-a2

vír oblačný — 1. seskupení oblačnosti pozorované např. na družicových snímcích. Vyskytují se jednak velké víry, např. cyklony, nebo víry menšího měřítka, např. v závětří ostrovů či izolovaných hor. 2. jakýkoliv oblačný vír pozorovaný ze zemského povrchu, např. vír související s trombou či tornádem, různé turbulentní víry na spodní základně oblačnosti konv. bouří nebo vytvářející se za silnějšího proudění v blízkosti výrazných orografických překážek proudění (např. hor).

angl. cloud vortex; slov. oblačný vír; 1993-a3

vír polární, syn. vír cirkumpolární.

slov. polárny vír; 1993-a1

vír prachový nebo písečný (rarášek) — vír s více méně vert. osou rotace vznikající odspodu konvekcí ve vrstvě vzduchu u silně přehřátého zemského povrchu s velmi vysokým stupněm vertikální instability atmosféry. Poloměr víru s výškou roste. Vír může rotovat v obou směrech kolem středu, který nemusí obsahovat prach nebo písek. Byly zdokumentovány víry tohoto typu, které dosáhly výšku kolem 1 000 m, převažují však výšky kolem 30 m. Víry od výšky 100 m bývají už využitelné i pro bezmotorové lety letadel. Rychlost rotace víru se může měnit od méně než 15 m/s do více než 85 m/s. Mohou se vyskytovat i za jasného počasí a mohou způsobovat škody v úzkém pásu o šířce několik m, jímž postupují. Viz též tromba, prach nebo písek nízko (vysoko) zvířený.

angl. whirlwinds; slov. prachový alebo piesočný vír; 1993-a3

vír turbulentní, viz spektrum turbulentních vírů, turbulence.

angl. eddy; turbulent vortex; slov. turbulentný vír; 1993-a1

víry v atmosféře — pojmem vír obecně označujeme rotační pohyb hmotného elementu v plynu nebo v kapalině. V atmosféře se lze setkat s víry různých velikostí, které vznikají z rozmanitých příčin. Největším vírem, souvisejícím se všeobecnou cirkulací atmosféry, je cirkumpolární vír, patrný na výškových mapách horní troposféry a spodní stratosféry. K vírům synoptického měřítka patří cyklony a tropické cyklony. V subsynoptickém měřítku lze na družicových snímcích často identifikovat různé oblačné víry, k vírům malého měřítka o průměru řádově jednotek až stovek m patří prachové nebo písečné vírytromby. Všechny zmíněné víry se vyznačují přibližně vert. orientací rotační osy. V atmosféře se však vytvářejí i stabilní víry s horiz. nebo kvazihorizontální osou, tzv. rotory. S turbulencí v atmosféře je spjat výskyt náhodně se pohybujících nestabilních vírů s různou orientací osy rotace, jejichž průměry dosahují od několika mm do stovek m. Viz též měřítko vírů v atmosféře, proudění vírové.

angl. whirls in atmosphere; slov. víry v atmosfére; 1993-a1

víry závětrné — víry vyskytující se v závětří orografických překážek. Mezi závětrné víry patří víry s přibližné horiz. osou, tj. rotory, pozorované při vírovém proudění nebo při proudění ve tvaru vln, dále pak víry s přibližně vert. osou, vznikající při obtékání ostrovů nebo izolovaných horských vrcholů a vytvářející tzv. Kármánovu vírovou dráhu. Naposled zmíněné víry lze často sledovat na družicových snímcích v podobě oblačných vírů (např. za ostrovem Jan Mayen). Viz též proudění rotorové, perioda uvolňování vírů.

angl. lee eddy; leeward eddy; slov. záveterné víry; 1993-a1

viskozita molekulární, vazkost molekulární, viz tření v atmosféře.

slov. molekulárna viskozita; 1993-a1

viskozita turbulentní, syn. vazkost turbulentní.

slov. turbulentná viskozita; 1993-a1

vítr — jeden ze základních met. prvků, který popisuje pohyb zvolené částice vzduchu v určitém místě atmosféry v daném časovém okamžiku. Pro jeho vyjádření užíváme vektor rychlosti větru, v met. praxi zkráceně vektor větru. Horiz. složka vektoru větru vzniká především působením horiz. složky síly tlakového gradientuCoriolisovy síly. Dále se uplatňuje i odstředivá sílasíla tření. Vert. složka vektoru větru vzniká jako důsledek pohybu vzduchu v cirkulačních a frontálních systémech, konvekce, obtékání překážek apod. V běžné řeči se za vítr považuje jen horiz. složka vektoru větru. Vítr je prostředkem přenosu vody v atmosféře, přenosu energie, hybnosti a dalších fyz. vlastností ve vzduchových hmotách. Zvyšuje intenzitu výparu z vodní hladiny a z povrchu vlhkých předmětů, odnímá teplo tělesům, působí na překážky dynamickým tlakem, ovlivňuje ukládání sněhových závějí, vytváření námrazků apod. V met. praxi se sleduje odděleně směr a velikost vektoru větru jako směr větru a rychlost větru. Viz též měření větru, profil větru, protivítr, radiovítr, zákon větru barický, energie větru, vánek, náraz větru, pole větrů, pulzace větru, růžice větrná, tlak větru, extrémy rychlosti větru, stáčení větru, stočení větru, střih větru, bouře větrná.

angl. wind; slov. vietor; 1993-a3

vítr ageostrofický, proudění ageostrofické — vektorový rozdíl vektorů skutečného a geostrofického větru. Ve volné atmosféře se geostrofický vítr v základním přiblížení nejčastěji interpretuje jako výslednice čtyř složek, tj. složky izalobarické (izalohyptické), kinetické, konv. a cyklostrofické. Tyto složky bývají někdy označovány jako vítr izalobarický, kinetický, konv.cyklostrofický. V podrobnějším přiblížení lze odvodit i další příspěvky k ageostrofickému větru vznikající např. u proudění, které má současně vertikální i meridionální složky pohybu. Teoreticky lze dokázat, že každé proudění s meridionální složkou pohybu musí obsahovat ageostrofickou složku. Velikost rychlosti ageostrofického větru bývá ve volné atmosféře u proudění velkých měřítek zpravidla alespoň o řád menší než velikost rychlosti větru geostrofického, přesto má ageostrofický vítr zásadní význam pro transformace kinetické energie v atmosféře a vývoj pole atmosférického tlaku.

angl. ageostrophic wind; slov. ageostrofický vietor; 1993-a3

vítr alobarický, syn. vítr izalobarický.

angl. allobaric wind; slov. alobarický vietor; 1993-a1

vítr alohyptický, viz vítr izalobarický.

angl. allohyptic wind; slov. alohyptický vietor; 1993-a1

vítr anabatický (výstupný) — vítr se vzestupnou složkou. Při zemském povrchu se jedná především o výstup teplého vzduchu do vyšších poloh, tedy denní fázi horského a údolního větrusvahového větru. V uvedeném smyslu sem patří i vynucené výstupy vzduchu v cyklonách, na návětří hor apod. Anabatický charakter mají také výkluzné pohyby vzduchu na anafrontách. Opačného smyslu je katabatický vítr.

angl. anabatic wind; slov. anabatický vietor; 1993-a3

vítr antibarický, proudění antibarické — horiz. proudění bez tření v atmosféře, při němž síla horiz. tlakového gradientu má stejný směr jako Coriolisova síla a jejich výslednice je v rovnováze s odstředivou silou. Antibarický vítr se nevyskytuje jako součást velkoprostorových pohybů v rámci všeobecné cirkulace atmosféry čili primární cirkulace. Antibarický vítr se však může blížit proudění ve tvaru malých vírů s přibližně vert. osou, pozorovaných někdy u zemského povrchu při uvolňování výstupních konv. proudů. Tyto víry se lid. nazývají rarášek nebo čertík.

angl. antibaric wind; slov. antibarický vietor; 1993-a1

vítr antitriptický — rovnoměrné, přímočaré a horiz. proudění vzduchu za předpokladu, že síla tření je v rovnováze s horizontální složkou síly tlakového gradientu a ostatní horiz. síly působící na vzduchovou částice lze zanedbat. Antitripický vítr vane kolmo na izobary. Skutečné horiz. proudění se mu může blížit, jestliže tečné i normálové zrychlení pohybu vzduchových částic je nepatrné a Coriolisova síla zanedbatelná vůči síle tření. Tento případ nastává v mezní vrstvě atmosféry v blízkosti rovníku a při některých místních cirkulacích vzduchu. Název antitripický vítr zavedl angl. meteorolog H. Jeffreys v r. 1922.

angl. antitriptic wind; slov. antitriptický vietor; 1993-a1

vítr barický, proudění barické — horiz. proudění bez tření v atmosféře, pří kterém síla horiz. tlakového gradientuCoriolisova síla směřují proti sobě. Příkladem barického větru je geostrofický vítrgradientový vítr.

angl. baric wind; slov. barický vietor; 1993-a1

vítr boční — vodorovná složka rychlosti větru (vzhledem k zem. povrchu) kolmá ke směru pohybu tělesa, např. letadla, lodě, automobilu.

angl. cross-wind; slov. bočný vietor; 1993-a1

vítr bouřlivý — vítr o prům. rychlosti 17,2 až 20,7 m.s–1 nebo 62 až 74 km.h–1. Odpovídá osmému stupni Beaufortovy stupnice větru. Ve výkazech met. pozorování je jako bouřlivý vítr uváděn vítr o prům. rychlosti alespoň 17,2 m.s–1. V době, kdy stanice nebyly vybaveny větroměrnými přístroji, byl jako bouřlivý vítr uváděn vítr odpovídající osmému stupni Beaufortovy stupnice a vyšším.

angl. fresh gale; gale; slov. búrlivý vietor; 1993-a3

vítr cyklostrofický, proudění cyklostrofické — 1. jedna ze složek ageostrofického větru. Vektor rychlosti cyklostrofického větru vc je dán vztahem:
vc=1λKH vg2t,
kde λ značí Coriolisův parametr, KH horiz. křivost proudnic, kterou lze aproximovat křivostí izobar nebo izohyps, vg rychlost geostrofického větru a t jednotkový horiz. vektor orientovaný ve směru geostrofického větru. Cyklostrofický vítr má při záporné křivosti KH (anticyklonálním zakřivení) stejný směr jako vítr geostrofický, zatímco v případě KH > 0 (cyklonálního zakřivení) směřuje přesně proti geostrofickému větru. Cyklostrofický vítr tedy působí při cyklonálních situacích zmenšení a při anticyklonálních situacích zvětšení rychlosti skutečného horiz. proudění vůči rychlosti geostrofického větru;
2. horiz. proudění, u něhož je zrychlení působené Coriolisovou silou zanedbatelné ve srovnání s celkovým normálovým zrychlením, tj. na celkové rychlosti proudění má převažující podíl cyklostrofická složka ageostrofického větru. Příklad cyklostrofického větru poskytuje především proudění v tropických cyklonách. Termín cyklostrofického větru zavedl angl. meteorolog N. Shaw.

angl. cyclostrophic wind; slov. cyklostrofický vietor; 1993-a1

vítr čerstvý — vítr o prům. rychlosti 8,0 až 10,7 m.s–1 nebo 29 až 38 km.h–1. Odpovídá pátému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. fresh breeze; slov. čerstvý vietor; 1993-a3

vítr dosti čerstvý — vítr o prům. rychlosti 5,5 až 7,9 m.s–1 nebo 20 až 28 km.h–1. Odpovídá čtvrtému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. moderate breeze; slov. dosť čerstvý vietor; 1993-a3

vítr Eulerův — vítr působený výlučně horiz. složkou síly tlakového gradientu. Vane kolmo na izobary nebo izohypsy z oblasti vyššího do oblasti nižšího tlaku vzduchu. Podmínky pro vznik Eulerova větru mohou být v reálné atmosféře přibližně splněny pouze ve volné atmosféře nad rovníkem nebo v jeho blízkosti, protože horiz. složka Coriolisovy síly klesá na rovníku k nule a  ve volné atmosféře lze sílu tření zanedbat. Pojem zavedl H. Jeffreys (1922).

angl. Eulerian wind; slov. Eulerov vietor; 1993-a1

vítr geostrofický, proudění geostrofické — horiz. proudění bez tření v atmosféře s tangenciálním i normálovým zrychlením rovným nule. Směřuje podél přímkových izobar, popř. izohyps tak, že postavíme-li se čelem po směru proudění, máme po pravé ruce vyšší a po levé nižší tlak. Při geostrofickém proudění jsou horiz. složky síly tlakového gradientuCoriolisovy síly stejně velké, avšak opačného směru. Rychlost geostrofického větru vg určujeme v z-systému ze vztahu
vg=1ρλ Hp×k,
v němž λ značí Coriolisův parametr, ρ hustotu vzduchu, Hp vektor horiz. gradientu tlaku vzduchu a k je jednotkový vektor ve směru vert. osy z.
S výjimkou nízkých zeměp. šířek lze geostrofický vítr používat pro řadu účelů jako vhodnou aproximaci skutečné rychlost proudění ve volné atmosféře. Pojem geostrofický vítr zavedl N. Shaw v roce 1915. Nahradíme-li ve výše uvedeném vzorci Coriolisův parametr absolutní vorticitou, obdržíme vyjádření tzv. pseudogeostrofíckého větru, které zavedl V. Vítek v r. 1955 jako aproximaci proudění použitelnou v nízkých zeměpisných šířkách. Viz též měřítko geostrofické, vítr subgeostrofický, vítr supergeostrofický, vítr ageostrofický, vítr gradientový, aproximace kvazigeostrofická.

angl. geostrophic wind; slov. geostrofický vietor; 1993-a2

vítr glaciální, syn. vítr ledovcový.

slov. glaciálny vietor; 1993-a1

vítr gradientový, proudění gradientově — ideální horiz. proudění bez tření v atmosféře, s nulovým tangenciálním, ale obecně s nenulovým normálovým zrychlením. Velikost rychlosti gradientového větru nejčastěji určujeme z přibližného vzorce
vgr=vg 1+K.vgλ,
v němž vg značí velikost rychlosti geostrofického větru, λ Coriolisův parametrK křivost izobar nebo izohyps. V případě cyklonálního zakřivení izobar nebo izohyps, kde K > 0, platí vgr < vg, naopak pro anticyklonální zakřivení izobar nebo izohyps (K < 0) je rychlost gradientového větru větší než rychlost větru geostrofického. Rychlost gradientového větru je součtem rychlostí geostrofického větru a cyklostrofické složky ageostrofického větru. Zvláštním případem gradientového větru, kdy K = 0, je geostrofický vítr směřující podél přímkových izobar, jejichž poloměr zakřivení má nekonečně velkou hodnotu. Gradientový vítr je dobrým přiblížením ke skutečnému větru ve volné atmosféřecykloně nebo anticykloně. Má uplatnění v různých modelech a výpočtech týkajících se atm. podmínek nad hladinou barické topografie 850 hPa, kde se již zanedbává tření. Pojem zavedl N. Shaw. Viz též vítr subgradientový, vítr supergradientový.

angl. gradient wind; slov. gradientový vietor; 1993-a1

vítr gravitačníkatabatický vítr způsobený horizontálními rozdíly v hustotě vzduchu. Jedná se o součást místní cirkulace, kdy je vzduch v blízkosti horského svahu či ve výše položeném terénu (např. nad náhorní plošinou) ochlazován od zemského povrchu a stéká do nižších poloh. V důsledku radiačního ochlazování vznikají noční fáze horského a údolního větrusvahového větru. Jiným typem gravitačního větru je ledovcový vítr. Někteří autoři označují jako gravitační vítr i padavý vítr typu bóry.

angl. gravity wind; slov. gravitačný vietor; 1993-a3

vítr halný — polský název (wiatr halný) pro padavý vítr charakteru fénu na svazích a předhořích polské strany Tater a ostatních horských pásem Západních Karpat. Vzniká při advekci teplých vzduchových hmot od jihu přes hřebeny uvedených pohoří. Přetékající vzduch se při klesání do nižších poloh dynamicky otepluje a rel. vysušuje, čímž nabývá charakteru teplého suchého větru, který v období výskytu sněhové pokrývky, zvláště ke konci zimy, způsobuje rychlý úbytek sněhu táním a vypařováním. Vítr halný patří do skupiny orografických větrů.

1993-a2

vítr horský a údolní — vítr místní cirkulace s denní periodicitou v horských údolích a přilehlých rovinách, který se vyskytuje současně se svahovým větrem. Při anticyklonálním počasí se údolní vzduch ve dne intenzívně prohřívá, což vede ke vzniku anabatického větru ve směru osy údolí vzhůru (tzv. údolní vítr). Naopak v noci stéká radiačně ochlazený vzduch ve formě katabatického větru údolím dolů. Tento tzv. horský vítr bývá zpravidla rychlejší (až 8 m.s–1) než údolní vítr. Nad horským a údolním větrem zpravidla existuje kompenzující protisměrné proudění. Jakožto místní vítr mívá horský a údolní vítr různá regionální označení, např. tivano (horský vítr) a breva (údolní vítr) v oblasti jezera Lago di Como v sev. Itálii. Vysvětlení horských a údolních větrů podal rakouský meteorolog A. Wagner (1932).

angl. mountain and valley breeze; mountain-valley windsystem; slov. horský vietor; 1993-b3

vítr ionosférický — označení pro shluky (oblaky) ionizovaných částic v nižší ionosféře, které se pohybují spolu s nenabitými částicemi se vzdušným proudem v dané hladině.

angl. ionospheric wind; slov. ionosférický vietor; 1993-a1

vítr izalobarický (alobarický) — jedna ze složek ageostrofického větru. Lze ho interpretovat jako odchylku vektoru skutečného větru od vektoru rychlosti geostrofického větru, způsobenou časovými změnami tlaku vzduchu a v z-systému určit pomocí vztahu
viz=α λ2Hp t,
kde viz značí vektor izalobarického větru, α měrný objem vzduchu, λ Coriolisův parametr, p tlak vzduchu, t čas a H horiz. gradient. Z toho vyplývá, že vektor izalobarického větru směřuje do místa s největším časovým poklesem atm. tlaku čili do izalobarického středu. V p-systému se k výpočtu izalobarického větru používá vztah:
viz=g λ2p zt,
v němž g je velikost tíhového zrychlení, z výška absolutní barické topografie uvažované tlakové hladinyp izobarický gradient. V tomto případě se však spíše používá názvu izalohyptický (méně vhodně alohyptický) vítr. Pojem izalobarický vítr definovali angl. meteorologové D. Brunt a C. K. M. Douglas r. 1928.

angl. isallobaric wind; slov. izalobarický vietor; 1993-a1

vítr izalohyptický, viz vítr izalobarický.

angl. isallohyptic wind; slov. izalohyptický vietor; 1993-a1

vítr jezerní, starší označení pro brízu jezerní.

slov. jazerný vietor; 1993-a2

vítr katabatický (sestupný) — vítr se sestupnou složkou. Při zemském povrchu se jedná především o gravitační vítr; v uvedeném smyslu sem patří rovněž padavý vítr typu fénubóry. Katabatický charakter má také klesavý pohyb vzduchu na katafrontáchsubsidence vzduchu v oblastech vyššího tlaku vzduchu. Opačného smyslu je anabatický vítr.

angl. katabatic wind; slov. katabatický vietor; 1993-a3

vítr kinetický — jedna ze složek ageostrofického větru. Vektor rychlosti kinetického větru vki je dán vztahem:
vki=1λ vgvgs .n,
kde λ značí Coriolisův parametr, vg rychlost geostrofického větru, n jednotkový horiz. vektor kolmý ke směru geostrofického větru a směřující od něho vlevo, zatímco ∂/∂s reprezentuje prostorovou derivaci ve směru geostrofického větru. Z uvedeného vzorce vyplývá, že kinetický vítr směřuje kolmo ke směru geostrofického větru, a to vlevo (vpravo) od něho, jestliže rychlost geostrofického větru ve směru proudění roste (klesá).

angl. kinetic wind; slov. kinetický vietor; 1993-a1

vítr konvekční — jedna ze složek ageostrofického větru. Vektor rychlosti konv. větru vko je v z-systému dán vztahem:
vko=gvz λ2THT,
kde g značí velikost tíhového zrychlení, vz vertikální rychlost, λ Coriolisův parametr, T teplotu vzduchu a H horiz. gradient. Z uvedeného vzorce vyplývá, že konv. vítr směřuje ve směru největšího horiz. vzrůstu (poklesu) teploty vzduchu, jestliže vert. rychlost v z-systému je záporná (kladná). V p-systému lze konv. vítr vyjádřit ve tvaru
vko=ωα λ2TpT,
v němž α znamená měrný objem vzduchu, ω vertikální rychlost v p-systémup izobarický gradient.

angl. convection wind; slov. konvekčný vietor; 1993-a1

vítr lavinový — vzduchová tlaková vlna vznikající při pohybu sněhových lavin a při průvodních jevech, jako jsou sesuny půdy, řícení balvanů apod. Vytváří se před čelem mas pohybujících se prudce dolů po svazích.

angl. avalanche blast; avalanche wind; slov. lavínový vietor; 1993-a1

vítr ledovcový (glaciální) — vítr místní cirkulace proudící nad ledovcem nebo sněžným polem ve směru jeho spádu. Je podmíněn ochlazováním přízemní vrstvy vzduchu, který následně stéká nad teplejší nezasněžené plochy. Na rozdíl od jiných druhů gravitačního větru nemá opačnou fázi, naopak dosahuje maxima v odpoledních hodinách. Ledovcový vítr vzniká nad horskými ledovci i na okrajích pevninských ledovců, přičemž především na pobřeží Antarktidy dosahuje vysokých rychlostí a velké nárazovitosti.

angl. glacier breeze; glacier wind; slov. ľadovcový vietor; 1993-a3

vítr lesní — část místního cirkulačního systému, který vzniká na okraji lesa v důsledku rozdílu teploty mezi lesem a jeho okolím. Vane od lesa a jeho rychlost zpravidla nepřesahuje desetiny m.s–1 s výjimkou případů, kdy po radiačním ochlazení horních částí korun stromů a vzduchu v této vrstvě, zvláště v době olistění stromů a při dostatečném korunovém zápoji, dochází ke krátkodobému zesílení cirkulace mezi lesem a okolím. Tehdy může lesní vítr dosáhnout rychlosti vyšší než 1 m.s–1 a tím může být významný např. při leteckých aplikacích jemných látek s výrazně selektivním účinkem.

angl. forest wind; slov. lesný vietor; 1993-a3

vítr maximální (MAX WIND) — v aeorologiiletecké meteorologii označení pro max. rychlost větru ve vertikálním profilu větru. Označení maximální vítr se používá jen pro rychlosti větru větší než 30 m . s–1 vyskytující se ve význačných hladinách nad izobarickou hladinou 500 hPa. Může se vyskytovat i několik hladin s maximálním větrem za předpokladu, že mezi dvěma sousedními hladinami s maximy rychlosti poklesne rychlost větru alespoň o 10 m . s–1. Používá se též zkráceného označení MAX WIND. Uvádí se v aerol. zprávách a jeho prostorové rozložení se zobrazuje na mapách maximálního větru používaných při met. zabezpečení leteckého provozu. Viz též mapa tropopauzy.

angl. maximum wind; slov. maximálny vietor; 1993-a3

vítr měřený radiotechnickými prostředky, viz měření větru radiotechnickými prostředky.

slov. vietor meraný rádiotechnickými prostriedkami; 1993-a1

vítr mírný — vítr o prům. rychlosti větru 3,4 až 5,4 m.s–1 nebo 12 až 19 km.h–1. Odpovídá třetímu stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. gentle breeze; slov. mierny vietor; 1993-a3

vítr místní — vítr specifický pro dané místo či region. Místní větry mívají různá regionální označení, a to i v případě obdobných příčin a vlastností.

angl. local wind; slov. miestny vietor; 1993-a3

vítr mořský, starší označení pro mořskou brízu.

slov. morský vietor; 1993-a2

vítr nárazovitý — vítr krátkodobě měnící rychlost o více než 5 m/s (není normováno). V letecké meteorologii se jedná o nárazovitý vítr, pokud maximální rychlost větru přesáhne průměrnou rychlost větru o 10 kt (5 m/s) a vice během posledních 10 minut před pozorováním v případě zpráv METAR/SPECI a o 5 kt nebo více v místních pravidelných a mimořádných zprávách. Nejčastější příčinou nárazovitého větru je turbulence vyvolaná blízkými překážkami nebo přechod vírů v závětří větších překážek, popř. vírů vznikajících po uvolňování přehřátého stoupajícího vzduchu nebo přechod húlav, atmosférických front, gust front aj. Viz též náraz větru, pulzace větru.

angl. gusty wind; slov. nárazovitý vietor; 1993-a3

vítr orografický — málo používané společné označení pro orograficky podmíněné druhy místního větru, tedy pro padavý vítr, svahový vítrhorský a údolní vítr.

angl. orographic wind; slov. orografický vietor; 1993-a3

vítr padavýkatabatický vítr na závětrné straně hor, orograficky zesílený. Může se vyznačovat vysokými rychlostmi a značnou nárazovitostí. Jde o součást místní cirkulace, která na rozdíl od gravitačního větru vzniká modifikací proudění většího měřítka. Rychlost padavého větru je tak podmíněna vlastnostmi orografické překážky (tvarem, převýšením, strmostí svahů) a synoptickou situací (především velikostí horizontálního tlakového gradientu a jeho orientací vůči překážce, teplotou a vlhkostí vzduchu, vertikální stabilitou atmosféry apod.). V užším smyslu jde o vítr charakteru bóry, v širším smyslu tak označujeme i orografický fén. Jako typický příklad ve stř. Evropě se v oblasti Vysokých Tater uvádí přetékaní rychlého proudění přes Lomnické sedlo do doliny Skalnatého plesa.

angl. fall wind; slov. padavý vietor; 1993-a3

vítr pevninský, starší označení pro pevninskou brízu.

angl. offshore wind; slov. pevninský vietor; 1993-a2

vítr pobřežní, syn. bríza.

slov. pobrežný vietor; 1993-a3

vítr pouštní — vítr vanoucí z pouště. Je velmi suchý a obvykle prašný, velmi horký v létě, chladnější v zimě, s velkými denními amplitudami teploty. Příkladem pouštního větru je harmatan, chamsin, samum. Viz též bouře prachová.

angl. desert wind; slov. púšťový vietor; 1993-a1

vítr pravý — vektor rychlosti větru v souřadnicové soustavě pevně spojené se zemským povrchem. Viz též vítr zdánlivý.

angl. true wind; slov. pravý vietor; 1993-a3

vítr proměnlivý — vítr krátkodobě měnící směr o  více než 45° (není normováno). Nejčastějším zdrojem těchto odchylek je buď mechanická turbulence v proudění za blízkými překážkami nebo termická turbulence při uvolňování přehřátého stoupajícího vzduchu.

angl. variable wind; slov. premenlivý vietor; 1993-a3

vítr prudký — vítr o prům. rychlosti 13,9 až 17,1 m.s–1 nebo 50 až 61 km.h–1. Odpovídá sedmému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. near gale; slov. prudký vietor; 1993-a3

vítr převládající, směr větru převládající — směr větru nejčastěji měřený nebo pozorovaný v daném místě za určité období, např. den, měsíc, sezonu nebo rok. Je jednou ze základních klimatických charakteristik určitého místa.

angl. prevailing wind; slov. prevládajúci vietor; 1993-a3

vítr přízemní — v meteorologii vítr měřený na met. stanici v dohodnuté výšce nad zemským. povrchem, obvykle ve výšce 10 m (v letectví v souladu s předpisem L3–Meteorologie standardně ve výšce 10±1 m), v níž je rušivý vliv místních překážek a terénu na proudění již výrazně menší než v těsné blízkosti povrchu. Měření přízemního větru by mělo být prováděno na otevřeném prostranství v místě bez vlivu okolních překážek. Za minimální vzdálenost od překážek se považuje desetinásobek jejich výšky, doporučuje se však větší vzdálenost, zejména od překážek z převládajících směrů větru.

angl. surface wind; slov. prízemný vietor; 1993-a3

vítr sestupný, syn. vítr katabatický.

slov. zostupný vietor; 1993-a1

vítr silný — vítr o prům. rychlosti 10,8 až 13,8 m.s–1 nebo 39 až 49 km.h–1. Odpovídá šestému stupni Beaufortovy stupnice větru. Ve výkazech met. pozorování je jako silný vítr uváděn vítr o prům. rychlosti větru 10,8 až 17,1 m.s–1. V době, kdy stanice nebyly vybaveny větroměrnými přístroji, byl jako silný vítr uváděn vítr odpovídající 6. až 7. stupni Beaufortovy stupnice.

angl. strong breeze; slov. silný vietor; 1993-a3

vítr slabý — vítr o prům. rychlosti 1,6 až 3,3 m.s–1 nebo 6 až 11 km.h–1. Odpovídá druhému stupni Beaufortovy stupnice větru.

angl. light breeze; slov. slabý vietor; 1993-a3

vítr sluneční — spojitý výron plazmy ze sluneční koróny do okolního prostoru. Typická rychlost slunečního větru dosahuje hodnot přibližně od 300 do 750 km.s–1, přičemž sluneční plazma proniká do vzdáleností převyšujících padesátinásobek vzdálenosti Země od Slunce. Sluneční vítr je jednou z forem korpuskulárních toků. Ovlivňuje fyz. procesy v zemské magnetosféře a v horní atmosféře (polární záře, magnetické pole Země atd.). Viz též činnost sluneční.

angl. solar wind; slov. slnečný vietor; 1993-a3

vítr subgeostrofický — vítr, jehož rychlost je menší než rychlost geostrofického větru odpovídající danému horiz. tlakovému gradientu.

angl. subgeostrophic wind; slov. subgeostrofický vietor; 1993-a1

vítr subgradientový — vítr, jehož rychlost je menší než rychlost gradientového větru odpovídající danému horiz. tlakovému gradientu a zakřivení izobar nebo izohyps.

angl. subgradient wind; slov. subgradientový vietor; 1993-a1

vítr supergeostrofický — vítr, jehož rychlost převyšuje rychlost geostrofického větru odpovídající danému horiz. tlakovému gradientu.

angl. hypergeostrophic wind; supergeostrophic wind; slov. supergeostrofický vietor; 1993-a1

vítr supergradientový — vítr, jehož rychlost převyšuje rychlost gradientového větru odpovídající danému horiz. tlakovému gradientu a zakřivení izobar nebo izohyps.

angl. hypergradient wind; supergradient wind; slov. supergradientový vietor; 1993-a1

vítr svahový — vítr místní cirkulace s denní periodicitou na svazích horských hřebenů, kopců apod. Ve dne se vzduch nad osluněnými svahy ohřívá a stoupá ve formě anabatického větru, dále od svahu pak zpravidla existují kompenzující sestupy vzduchu. Pokud stoupající vzduch dosáhne konv. kondenzační hladiny, začnou se tvořit orografické oblaky. Naopak v noci při intenzívním radiačním ochlazování svahů stéká vzduch do nižších poloh jako vítr katabatický. V údolích se kromě svahového větru uplatňuje i horský a údolní vítr. Viz též klima svahové.

angl. slope wind; slov. svahový vietor; 1993-a3

vítr termální — vektorový rozdíl rychlosti větru v1 ve výše ležící hladině z1 a rychlosti větru v2 v níže ležící hladině z2 ( vT=v1v2 ,  z1>z2, ). Vektor vT směřuje podél izoterem prům. virtuální teploty ve vrstvě vzduchu mezi hladinami z1z2 tak, že postavíme-li se čelem po směru vektoru vT, máme na sev. polokouli po pravé ruce vyšší a po levé ruce nižší hodnoty prům. virtuální teploty. Na již. polokouli je tomu naopak. Velikost termálního větru je úměrná hustotě těchto izoterem a vyjadřuje míru baroklinity atmosféry. Zpravidla se vyhodnocuje jako rozdíl skutečné rychlostí větru v hladině 500 a 850 hPa a zakresluje se do map relativní topografie 5001000 . Viz též vorticita termální, stáčení větru studené, stáčení větru teplé.

angl. thermal wind; slov. termálny vietor; 1993-a1

vítr údolní, viz vítr horský a údolní.

angl. valley breeze; slov. údolný vietor; 1993-a2

vítr výsledný — prům. vektor větru v daném místě a v dané hladině za určité období. Nemusí být výstižnou klimatickou charakteristikou, vyskytují-li se dvě největší četnosti opačných směrů s málo rozdílnými rychlostmi.

angl. resultant wind; slov. výsledný vietor; 1993-a3

vítr výstupný, syn. vítr anabatický.

slov. výstupný vietor; 1993-a1

vítr výškový — označení pro vítr vanoucí v různých hladinách mezní vrstvyvolné atmosféry, měřený nejčastěji pomocí pilotovacích balonů nebo radiotechnických prostředků. Výškový vítr takto měřený, se počítá jako prům. hodnota z určité vrstvy, jejíž tloušťka je obvykle dána stoupací rychlostí balonu za zvolený časový interval. Pojem výškový vítr se obecně považuje za komplementární ve vztahu k přízemnímu větru, a potom se za výškový vítr zpravidla považují údaje o rychlosti větru už z hladin okolo 20 m nad zemským povrchem. Pro použití v synoptickéletecké meteorologii se výškový vítr šifruje ve zprávě z pozemní (mořské) stanice o tlaku, teplotě, vlhkosti a větru ve vyšších hladinách a ve zprávě z pozemní (mořské) stanice o výškovém větru. Jiným způsobem měření výškového větru je dálková detekce pomocí sodarů nebo wind profileru. Viz též profil větru, měření větru radiotechnickými prostředky, sondáž akustická.

angl. upper wind; slov. výškový vietor; 1993-a3

vítr zádový — v letectví označení pro vítr vanoucí ve směru letu.

angl. tail wind; slov. chrbtový vietor; 1993-a1

vítr zdánlivý — vektor rychlosti větru v souřadnicové soustavě pevně spojené s pohybujícím se objektem (např. lodí). Zdánlivý vítr je dán vektorovým rozdílem pravého větru a vektoru rychlosti pohybu tělesa vzhledem k pevnému bodu na Zemi.

angl. apparent wind; slov. zdanlivý vietor; 1993-a3

vláha — 1. nevhodné označení pro půdní vodu, viz bilance půdní vody; 2. neurčité označení pro vodu z atmosférických srážek, např. zimní vláhu, akumulovanou v půdě z deště a tajícího sněhu do začátku vegetačního období. Častěji se užívá přídavné jméno vláhový, viz např. jistota vláhová, index vláhový Končkův.

angl. dampness; moisture; slov. vlaha; 1993-a3

vlásečnice, viz úkazy přechodné světelné.

angl. tendrils; 2016

vlastnosti vzduchových hmot konzervativní — vlastnosti, které se v průběhu času nemění, resp. mění se tak pomalu, že po jistý časový interval jejich číselná hodnota charakterizuje danou vzduchovou hmotu. Za konzervativní pokládáme v praxi takové vlastnosti, které min. podléhají vnějším vlivům a změnám při adiabatických dějích. Ve volné atmosféře k nim počítáme např. potenciální izobarickou ekvivalentní teplotu vzduchu, méně už potenciální teplotu a dále měrnou vlhkost vzduchu, u zemského povrchu např. teplotu rosného bodu.

angl. conservative air masses feature; slov. konzervatívne vlastnosti vzduchových hmôt; 1993-a2

vlečka kouřová — prostorový útvar v ovzduší obsahující kouř a další znečišťující látky souvisle emitované z jednotlivého zdroje nebo skupiny zdrojů. Délka i tvar kouřové vlečky jsou podmíněny met. podmínkami pro šíření a rozptyl příměsí v ovzduší. Viz též tvar kouřové vlečky, emise, vznos kouřové vlečky, stupnice Ringelmannova.

angl. smoke plume; slov. dymová vlečka; 1993-a3

vlhkoměr, hygrometr — přístroj pro měření vlhkosti vzduchu, zpravidla relativní vlhkosti vzduchu, tlaku vodní páry nebo teploty rosného bodu. Pracuje nejčastěji na principu: a) psychrometrickém (psychrometry); b) deformačním (vlasové a blánové vlhkoměry); c) absorpčním (absolutní vlhkoměry nebo elektrické vlhkoměry); d) kondenzačním (kondenzační vlhkoměry).

angl. hygrometer; slov. vlhkomer; 1993-a3

vlhkoměr absolutní, viz vlhkoměr absorpční.

angl. absolute hygrometer; slov. absolútny vlhkomer; 1993-a1

vlhkoměr absorpční — vlhkoměr, jímž se vlhkost vzduchu zjišťuje na základě absorpce vodní páry hygroskopickou látkou. Hygroskopická látka buď pohltí všechnu vodní páru obsaženou v uzavřeném vzorku vzduchu, nebo se vlhkostí vzduchu v okolí čidla vlhkoměru vyrovnává tlak vodních par nad povrchem použité hygroskopické látky, která tvoří zákl. část čidla. V prvním případě se zjišťuje přírůstek hmotnosti hygroskopické látky (absolutní metoda, absolutní vlhkoměr), nebo změna objemu, popř. změna tlaku uzavřeného vzorku vzduchu. Ve druhém případě se mění el. vodivost čidla v závislosti na změně vlhkosti vzduchu; tyto vlhkoměry patří mezi elektrické vlhkoměry. Někdy se nazývají chem. vlhkoměry.

angl. absorption hygrometer; slov. absorpčný vlhkomer; 1993-a3

vlhkoměr blánový — vlhkoměr pracující na deformačním principu. Jeho čidlo je zhotoveno ze zlatotepecké blány (fólie z hovězího slepého střeva). Blána je napjata v kruhovém rámečku a má tvar trychtýře, jehož střed se vytahuje při vzrůstu relativní vlhkosti vzduchu. Posuvy středu blány se přenášejí mech. převody na stupnici dělenou na procenta relativní vlhkosti. V současné době se již téměř nepoužívají, jejich výroba byla ukončena.

angl. goldbeater's-skin hygrometer; slov. blanový vlhkomer; 1993-a3

vlhkoměr elektrický — zpravidla absorpční vlhkoměr, jehož čidlo mění el. vodivost nebo kapacitu při změnách vlhkosti vzduchu. Proti vlasovýmblánovým vlhkoměrům má vyšší citlivost a přesnost. Dříve uváděný nedostatek spočívající v závislosti měření na teplotě byl již u nových el. vlhkoměrů odstraněn.

angl. electrical hygrometer; slov. elektrický vlhkomer; 1993-a3

vlhkoměr chemický, viz vlhkoměr absorpční.

angl. chemical hygrometer; slov. chemický vlhkomer; 1993-a1

vlhkoměr kondenzační — vlhkoměr sloužící k určení teploty rosného bodu nebo teploty bodu ojínění stanovením teploty uměle ochlazovaného, zpravidla leštěného, kovového povrchu v okamžiku, kdy se na něm objeví kapalná nebo pevná fáze vody.

angl. dewpoint hygrometer; slov. kondenzačný vlhkomer; 1993-a3

vlhkoměr vlasový — vlhkoměr měřící relativní vlhkost vzduchu. Jeho čidlem je jeden nebo několik speciálně připravených lidských vlasů. Délka vlasů se s rostoucí relativní vlhkostí v rozpětí od 0 do 100 % zvětšuje asi o 2,5 %. Změny délky vlasů se indikují ručičkou na stupnici. Údaje přístroje jsou téměř nezávislé na teplotě vzduchu v rozpětí hodnot, které se u nás běžně vyskytují. Na profesionálních stanicích v ČR se používá vlasový vlhkoměr jako záložní přístroj.

angl. hair hygrometer; slov. vlasový vlhkomer; 1993-a3

vlhkost efektivní — pojem vyjadřující využitelnost srážek ve vztahu k jiným met. procesům a charakterizující vlhkostní ráz krajiny. Malá efektivní vlhkost způsobuje ariditu klimatu, velká humiditu klimatu. Lze ji hodnotit různými indexy humidity.

angl. effective humidity; slov. efektívna vlhkosť; 1993-a3

vlhkost klimatu, syn. humidita klimatu.

slov. vlhkosť klímy; 1993-b1

vlhkost půdy — množství vody, včetně vodní páry, obsažené v půdě. Vlhkost půdy hmotnostní je definována jako poměr hmotnosti vody obsažené ve vzorku půdy k hmotnosti vysušeného vzorku půdy. Vlhkost půdy objemová je definována jako poměr objemu vody obsažené ve vzorku půdy k celkovému objemu tohoto vzorku, tj. objemu suché půdy a půdního vzduchu a vody. Vlhkost půdy hmotnostní i objemová se udávají v procentech. Viz též voda půdní.

angl. soil moisture; slov. vlhkosť pôdy; 1993-a3

vlhkost vzduchu — základní met. prvek popisující množství vodní páry ve vzduchu. V meteorologii lze vlhkost vzduchu vyjádřit pomocí řady vlhkostních charakteristik, jako jsou např. tlak vodní páry, hustota vodní páry, měrná vlhkost, relativní vlhkost, směšovací poměr, deficit teploty rosného bodu, sytostní doplněk, popř. další. Viz též měření vlhkosti vzduchu, vertikální profil vlhkosti vzduchu, inverze vlhkosti vzduchu, pole vlhkosti.

angl. air humidity; air moisture; slov. vlhkosť vzduchu; 1993-a3

vlhkost vzduchu absolutní, syn. hustota vodní páry.

angl. absolute humidity; slov. absolútna vlhkosť vzduchu; 1993-a3

vlhkost vzduchu měrná (specifická) — charakteristika vlhkosti vzduchu s, která udává hmotnost vodní páry v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu, tj.
s=mvmv +md,
kde mv značí hmotnost vodní páry a md hmotnost suchého vzduchu v daném objemu vlhkého vzduchu. Měrnou vlhkost vzduchu lze vyjádřit pomocí tlaku vodní páry e a tlaku vzduchu p vztahem:
s=εep( 1ε)eεep,
kde konstanta ε ≈ 0,622 je poměr měrné plynové konstanty pro suchý vzduch a pro vodní páru. Měrná vlhkost vzduchu je bezrozměrná veličina, která v atmosféře dosahuje hodnot řádu 10–3. V meteorologii ji proto často udáváme v jednotkách g.kg–1. Číselnou hodnotou se měrná vlhkost blíží hodnotě směšovacího poměru vodní páry.

angl. specific humidity; slov. merná vlhkosť vzduchu (špecifická); 1993-b3

vlhkost vzduchu poměrná — syn. vlhkost vzduchu relativní.

angl. relative humidity; slov. pomerná vlhkosť vzduchu; 1993-b3

vlhkost vzduchu relativní, poměrná — charakteristika vlhkosti vzduchu měřená na met. stanicích, která vyjadřuje stupeň nasycení vzduchu vodní párou. Je definována jako poměr skutečné hustoty vodní páry ρv a hustoty vodní páry ρvs ve vzduchu nasyceném při dané teplotě. Vyjadřuje se obvykle v %, tzn.
r=ρvρvs.100%,
Místo hustoty vodní páry lze v definici relativní vlhkosti použít tlak vodní páry a přibližně i měrnou vlhkost nebo směšovací poměr.

angl. relative humidity; slov. relatívna vlhkosť vzduchu; 1993-a3

vlhkost vzduchu specifická, syn. vlhkost vzduchu měrná.

slov. špecifická vlhkosť vzduchu; 1993-a3

vliv směsi znečišťujících látek na živé organismy — směs látek znečisťujících ovzduší působí na organismy často jinak, než by odpovídalo prostému součtu vlivu jednotlivých znečisťujících látek. Rozlišuje se: 1. synergismus – směs znečisťujících látek má zvýšené účinky oproti aditivnímu působení neboli sčítání vlivu jednotlivých znečisťujících látek; 2. potencializace – směs znečisťujících látek má výraznější účinky než součet účinků izolovaně působících znečisťujících látek, přičemž některá ze znečisťujících látek sama o sobě nemá žádný vliv, nebo má zcela jiný vliv než při působení ve směsi; 3. aditivní účinek jednotlivých znečisťujících látek; 4. antagonismus – vliv směsi znečisťujících látek je menší než aditivní účinek izolovaně působících znečisťujících látek.

angl. influence of pollutant mixture on living organisms; slov. vplyv zmesi znečisťujúcich látok na živé organizmy; 1993-b3

vlivy euryklimagenní — klimatické vlivy (faktory) působící na klima daného místa z velké vzdálenosti, např. vliv Atlantského oceánu na klima stř. Evropy, který se uplatňuje prostřednictvím advekce vzduchových hmot a atm. front. Opačný smysl má termín vlivy stenoklimagenní. Termín navrhl B. Hrudička (1935).

slov. euryklimagénne vplyvy; 1993-a2

vlivy místní — činitelé vyvolávající místní zvláštnosti počasí a klimatu, ke kterým patří především odlišné fyz. a  geometrické vlastnosti aktivního povrchu. Podmiňují např. častější vytváření mlh, jezer studeného vzduchu, zesilování větru, vznik tepelného ostrova měst apod. Uplatňují se v  měřítkách mikroklimatu, mezoklimatumístního klimatu. Viz též faktory klimatické, počasí místní, klima místní, srážky místní, vítr místní, efekt nálevkový, efekt návětrný, efekt závětrný.

angl. local effects; local influence; slov. miestne vplyvy; 1993-a1

vlivy stenoklimagenní — klimatické vlivy působící na klima daného místa z poměrně blízkého okolí, tedy klimatické faktory regionální nebo místní povahy. Modifikují procesy probíhající ve vzduchových hmotách a na atm. frontách a vyvolávají tím regionální nebo místní povětrnostní a klimatické zvláštnosti, jako jsou návětrnézávětrné efekty, orografické srážky, zadržování nebo zpomalování postupu atm. front aj. Opačného smyslu jsou euryklimagenní vlivy. Termín navrhl B. Hrudička (1935).

slov. stenoklimagénne vplyvy; 1993-a2

vlna, viz též vlny.

angl. wave; slov. vlna; 1993-a1

vlna cyklonální — méně vhodné označení pro frontální vlnu.

angl. cyclonic wave; slov. cyklonálna vlna; 1993-a1

vlna dlouhá — 1. v letecké meteorologii nevhodné označení pro vlnové proudění v závětří horských hřebenů, které vzniká při proudění vzduchu kolmo na překážku, je-li dostatečně rychlé, vert. mohutné a při stabilním teplotním zvrstvení ovzduší; 2. v synoptické meteorologii nevhodné označení pro vlny Rossbyho.

angl. long wave; slov. dlhá vlna; 1993-a1

vlna fénová — podle K. Keila a S. P. Chromova označení pro vlnové proudění za horskou překážkou.

angl. foehn wave; mountain wave; slov. föhnová vlna; 1993-a1

vlna frontální — 1. vlnová porucha na atm. frontě. Rozeznávají se „stabilní“ (amplituda vlny se nezvětšuje) a instabilní frontální vlny. „Stabilní“ vlna po určité době (řádově desítkách hodin) zaniká. Instabilní vlna bývá počátkem vývoje frontální cyklony. Na jedné hlavní frontě vzniká po sobě zpravidla několik frontálních vln. V období mezi vznikem dvou po sobě následujících frontálních vln se první z nich posune a zpravidla přejde do dalšího vývojového stádia cyklony. Jednotlivé frontální vlny jsou od sebe odděleny hřebeny vysokého tlaku vzduchu nebo nízkou (postupující) anticyklonou; 2. označení pro první stadium vývoje frontální cyklony. Viz též série cyklon.

angl. frontal wave; slov. frontálna vlna; 1993-a2

vlna horkáteplá vlna anebo vícedenní období letních veder na větším území, během něhož dosahují max. denní teploty výrazně nadnormálních hodnot. Stanovení dolní meze teploty je relativní a závisí obvykle na místě. Často se udává odchylkou nad průměrným maximem eventuálně nad příslušným percentilem rozložení maximální teploty. U nás se za praktickou mez považuje 30 °C. Ve stř. Evropě bývá horká vlna podmíněna advekcí tropického vzduchu do nitra pevniny nebo intenzívním radiačním ohříváním vzduchu mírných šířek, který setrvává nad přehřátou pevninou v oblastech anticyklon. Výskyt horkých vln patří mezi významné sledované faktory s ohledem na změnu klimatu a její důsledky především kvůli výraznému nárůstu mortality v těchto obdobích. Viz též oteplování advekční, dny psí.

angl. heat wave; slov. vlna horúčav; 1993-a3

vlna horská — méně vhodné označení pro vlnové proudění za horskou překážkou.

angl. mountain wave; slov. horská vlna; 1993-a2

vlna rázová — prudká porucha v poli tlaku, hustoty a teploty vzduchu, jejíž postup je doprovázen výraznými akustickými projevy. Vznik rázové vlny lze např. vysvětlit tak, že oblast zhuštění vzduchu, tvořící součást zvukových vln, postupuje rychleji než oblast zředění a dohání ji. K tomuto jevu dochází, pohybuje-li se zdroj zvukových vln (např. letadlo, raketa, dělostřelecký granát) nadzvukovou rychlostí vzhledem k okolnímu vzduchu. Doprovodné akustické projevy se pak označují jako sonický třesk. Rázové vlny vznikají také v důsledku adiabatického oteplování v oblasti zhuštění zvukové vlny a adiabatického ochlazování v oblasti jejího zředění, neboť rychlost zvuku ve vzduchu roste s rostoucí teplotou. K uplatnění tohoto mechanizmu vzniku rázových vln však může docházet pouze tehdy, je-li velikost přetlaku v oblasti zhuštění, resp. velikost podtlaku v oblasti zředění řádově alespoň srovnatelná s okolním tlakem vzduchu. K transformaci běžné zvukové vlny ve vlnu rázovou tak může dojít při jejím šíření do vysokých řídkých vrstev atmosféry, neboť velikost zmíněného přetlaku, resp. podtlaku klesá s výškou podstatně pomaleji než velikost atm. tlaku stanovená podle barometrické formule. Ve fyzice a v technické praxi se pojem rázové vlny používá i v dalších souvislostech, např. u silných výbuchů, kdy hodnoty zmíněného přetlaku mohou až o několik řádů převyšovat hodnoty tlaku vzduchu. Viz též šíření zvuku v atmosféře.

angl. shock wave; slov. rázová vlna; 1993-a3

vlna studená — výrazný pokles teploty vzduchu na rozsáhlém území, který je podmíněn vpádem studené vzduchové hmoty, zpravidla z vyšších zeměp. šířek do teplejších oblastí. Může trvat od několika dní do několika týdnů, kdy se v dané oblasti vyskytují podnormální teploty. Ve stř. Evropě má počasí studené vlny v létě vlhký a v zimě suchý ráz. V teplém pololetí nastupují studené vlny nejčastěji od severozápadu až severu, v  chladnějším pololetí od severu až jihovýchodu. Viz též vpád studeného vzduchu, ochlazování advekční.

angl. cold wave; slov. studená vlna; 1993-a1

vlna teplá — výrazný vzestup teploty vzduchu na rozsáhlém území v důsledku přílivu teplých vzduchových hmot. Trvá několik dní až několik týdnů, přičemž max. denní a prům. denní teploty vzduchu jsou nadnormálně vysoké. Pokud v letním období ve stř. zeměp. šířkách denní maxima teploty vzduchu vystupují na 30 °C a více, hovoří se většinou o horké vlně nebo období veder. Ve stř. Evropě v teplém pololetí převládá za teplou vlnou suché počasí, v chladném pololetí vlhké počasí. V létě teplé vlny nastupují obyčejně od východu, jihu a jihozápadu, v zimě nejčastěji z již. a záp. kvadrantu. Viz též vpád teplého vzduchu, oteplení advekční.

angl. heat wave; slov. teplá vlna; 1993-a1

vlna teplotní — v klimatologickém rozboru časové teplotní řady období poklesu a za ním následujícího vzestupu teploty vzduchu. Prům. počet a prům. trvání (délka) teplotní vlny patří ke klimatologickým charakteristikám teplotní proměnlivosti daného místa. Tyto charakteristiky se většinou počítají z řad průměrných denních teplot vzduchu. Prům. délku teplotní vlny lze zjistit např. průměrováním délek jednotlivých vln, nebo jako součet prům. délky ochlazení a prům. délky oteplení v řadě interdiurních změn teploty vzduchu.

angl. temperature wave; slov. teplotná vlna; 1993-a1

vlna tropopauzy — zvlnění tropopauzy vyvolané vert. pohyby vzduchu v souvislosti s výraznou cyklonální činností, která může vést i k protržení tropopauzy. Současně se změnami výšky tropopauzy při přesunu cyklonanticyklon v atmosféře se mění i teplota v hladině tropopauzy a nad ní, tj. ve spodní části stratosféry, a to tak, že při nízké tropopauze se její teplota zvyšuje, při vysoké snižuje.

angl. tropopause wave; slov. vlna tropopauzy; 1993-a1

vlna veder — často používané syn. pro termín vlna horká.

2015

vlnění kouřové vlečky — jeden z tvaru kouřové vlečky. Pro vlnění kouřové vlečky je příznačný kruhový nebo eliptický průřez vlečky ve směru kolmém na její podélnou osu. Vlečka má tvar protáhlého kužele s téměř vodorovnou osou. Vlnění kouřové vlečky je charakteristické pro počasí s mírným až silným větrem a s mírně stab. teplotním zvrstvením ovzduší v celé vrstvě, v níž se vlečka šíří. Rozptyl exhalací je v tomto případě působen v rozhodující míře nevelkými víry při mechanické turbulenci. Vlnění je nejběžnějším tvarem kouřové vlečky, může se vyskytovat v kterékoli části dne a roku.

angl. coning; slov. vlnenie dymovej vlečky; 1993-a1

vlnění vodní hladiny — rytmické pohyby vodní hladiny vyvolané větrem na oceánech, mořích, jezerech, přehradách atd., jejichž rozměry jsou přímo závislé na rychlosti větru, jeho trvání, na velikosti vodní hladiny a hloubce nádrže. Jsou významné jak ve vodní dopravě, tak při stavbě hydrotechnických děl. Viz též vlny stojaté.

angl. wind waves; slov. vlnenie vodnej hladiny; 1993-a1

vlnovod atmosférický — horiz. vrstva atmosféry, poměrně malého vert. rozsahu, ve které vlivem silné inverze teploty a/nebo vlhkosti vzduchu je šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře ovlivněno superrefrakcí. Vlny se uvnitř této vrstvy mohou šířit na velké vzdálenosti, neboť dochází k jejich úplnému vnitřnímu odrazu, podobně jako v kovových nebo dielektrických radiotechnických vlnovodech. V důsledku toho lze pomocí radiolokátoru zjišťovat cíle ležící pod radiohorizontem nebo přijímat televizní signál velmi vzdálených vysílačů apod. Atmosferický vlnovod se může vyskytovat v přízemních i vyšších vrstvách atmosféry. Jeho horiz. délka závisí na rozloze oblasti a teplotním zvrstvení. Viz též index lomu elektromagnetického vlnění ve vzduchu.

angl. atmospheric wave guide; slov. atmosférický vlnovod; 1993-a3

vlny akustické, syn. vlny zvukové.

2015

vlny atmosférické — pojem vyskytující se dnes v odb. literatuře zejména v souvislosti s interakcemi a transformacemi energie mezi různými druhy vlnových a oscilačních procesů souvisejících s atmosférickou hydrodynamikou. V tomto smyslu se do atmosférických vln zahrnují zejména různé typy gravitačních vln, rázových vln, zvukové vlny, inerční vlny, Rossbyho vlny, planetární vlny apod.

angl. atmospheric waves; 2015

vlny gravitační — vertikálně příčné vlnové pohyby na volném povrchu tekutiny nebo vnitřní vlny na horiz. rozhraní dvou nemísících se tekutin, popř. v samotné vrstvě tekutiny, vznikající působením síly zemské tíže v interakci s různými mechanickými rozruchy (např. při obtékání překážek proudem tekutiny) nebo archimédovskými vztlakovými silami. Povrchové gravitační vlny mohou být podle tloušťky vrstvy tekutiny, na níž vznikají, buď Stokesova typu (velká tloušťka vrstvy), nebo Lagrangeova typu (malá tloušťka vrstvy). Toto rozlišení se např. uplatňuje podle hloubky vody u povrchových vln na vodním povrchu. V atmosféře se spíše setkáváme s vnitřními gravitačními vlnami. Velmi známým případem jsou např. gravitační vlny na rozhraních vytvářených dolními hranicemi výškových teplotních inverzí, tzv. vlny na inverzní hladině. Za situací se zanedbatelnou rychlostí horiz. proudění vzduchu se na těchto rozhraních vytvářejí gravitační vlny v podobě dvou vlnových sledů se shodnými parametry, ale postupující proti sobě. Za vhodných podmínek se skládáním těchto dvou sledů mohou vytvořit stojaté vlny, které se obvykle projevují vznikem charakteristické oblačnosti v podobě rovnoběžných oblačných pásů odpovídajících vrchům stojatých vln. Jedná-li se v jiných případech o gravitační vlny na rozhraních vytvářených pouze prudkým vert. střihem větru, vytvářejí se Helmholtzovy vlny, uplatňuje-li se horiz. rozhraní v podobě diskontinuity jak z hlediska vektoru rychlosti větru, tak hustoty vzduchu, mohou vznikat Kelvinovy–Helmholtzovy vlny. Ke gravitačním vlnám v atmosféře patří též závětrné vlny. V těch případech vzniku gravitačních vln, kdy se významně uplatňuje vertikální střih větru, se též mluví o střižných vlnách. Gravitační vlny rovněž doprovázejí aktivitu výraznějších přestřelujících vrcholů, které tyto vlny generují. Projevují se rozvlněním horní oblačné hranice kovadliny bouře zpravidla formou koncentrických vln, šířících se od jádra bouře do jeho okolí, a jsou dále zdrojem výrazné turbulence jak nad jádrem bouře, tak v jeho širším okolí. Jsou také zodpovědné za vznik celé řady různých dalších jevů, které se vyskytují na úrovni horní hranice oblačností konv. bouří, nebo bezprostředně nad ní a jsou zpravidla pozorované na snímcích z meteorologických družic.

angl. gravity waves; slov. gravitačné vlny; 1993-a3

vlny gravitační Rossbyho, vlny Yanai — východní (šířící se na západ) rovníkové vlny. Mají symetrický projev kolem rovníku pro meridionální rychlost a asymetrický pro zonální rychlost, pole geopotenciálu a teploty. Hrají důležitou roli při vzniku kvazidvouletého cyklu, protože přenášejí do vyšších atmosférických hladin východní složku hybnosti.

angl. Rossby gravity waves; 2015

vlny Helmholtzovygravitační vlny typu střižných vln vznikající v oblastech velmi vysokých hodnot vert. střihu větru, teoreticky na rozhraní dvou vzduchových vrstev s rozdílným vektorem rychlosti větru. Ve své čisté podobě, tj. není-li záležitost komplikována i diskontinuitou v poli hustoty vzduchu na tomto rozhraní, mají vždy charakter instabilního vlnění, a v souvislosti s tím se v odb. literatuře používá pojem Helmholtzova instabilita. Vlivem této instability mohou Helmholtzovy vlny ztrácet charakter uspořádaného vlnění a projevují se pak mj. vytvářením vzduchových vrstev s velmi silnou turbulencí. Viz též vlny Kelvinovy–Helmholtzovy.

angl. Helmholtz waves; slov. Helmholtzove vlny; 1993-a3

vlny inerční (setrvačné) — kmity v horizontálně příčném směru vznikající v atmosféře působením setrvačnosti proudění vzduchu a Coriolisovy síly. Jde o teor. pojem používaný v dynamické meteorologii. Viz též kružnice inerční.

angl. inertia waves; slov. inerciálne vlny; 1993-a3

vlny instabilní — 1. obecně vlny, jejichž amplituda se s časem nebo s postupem při prostorovém šíření vlnového rozruchu mění. Někteří autoři tento pojem zužují pouze na vlny, jejichž amplituda takto roste, v případě poklesu amplitudy pak používají označení vlny tlumené. 2. v synoptické meteorologii pojem instabilní vlna obvykle označuje frontální vlnu, jejíž amplituda s časem roste. Za vhodných podmínek se pak taková vlna může vyvinout ve frontální cyklonu.

angl. unstable waves; slov. instabilné vlny; 2014

vlny Kelvinovy–Helmholtzovygravitační vlny vytvářející se na horiz. rozhraních v atmosféře, kde se vedle diskontinuity v poli vektoru rychlosti větru uplatňuje i diskontinuita v poli hustoty vzduchu. Za daných hydrodynamických podmínek lze pro ně určit kritickou vlnovou délku, jež hraje roli kritéria pro jejich stabilitu. Pro vlnové délky menší než tato kritická vlnová délka jsou Kelvinovy–Helmholtzovy vlny instabilními vlnami, přičemž převládá destabilizující působení vert. střihu větru, v opačném případě jsou stabilními vlnami, neboť se více uplatňuje stabilizující vliv zemské tíže. Instabilita Kelvinových–Helmholtzových vln se projevuje skláněním jejich vrchů do směru střihu větru, a zejména pak uvnitř nich vznikem vírových cirkulací s horizont. osou. Při dostatečné vlhkosti vzduchu se tímto způsobem vytvářejí působivé oblačné útvary, tzv. Kelvinovy–Helmholtzovy oblaky. V odb. literatuře se též používá pojem Kelvinova–Helmholtzova instabilita.

angl. Kelvin–Helmholtz waves; slov. Kelvinove-Helmholtzove vlny; 2014

vlny Kelvinovy — západní rovníkové vlny šířící se na východ se zanedbatelnou meridionální složkou. Jedná se o nízkofrekvenční gravitační vlny. Jejich projev je symetrický vůči rovníku pro zonální rychlosti, pole geopotenciálu a teplotu. Hrají důležitou roli při vzniku kvazidvouletého cyklu, protože přenášejí do vyšších atmosférických hladin západní hybnost.

angl. Kelvin waves; 2015

vlny na inverzní hladině, viz vlny gravitační.

slov. vlny na inverznej hladine; 1993-a1

vlny pasátové, syn. vlny ve východním proudění.

slov. pasátové vlny; 1993-a1

vlny planetární — vlny v zonálním proudění charakteru Rossbyho vln, avšak s velkými vlnovými délkami, přibližně 10 000 km nebo více. Často oscilují kolem určité polohy a  projevují se především na výškových klimatologických mapách tlakového pole.

angl. planetary waves; slov. planetárne vlny; 1993-a1

vlny Rossbyho — vlnové poruchy v zonálním západo-východním přenosu vzduchových hmot v mírných zeměp. š.; projevují se ve výškovém tlakovém poli vytvářením hřebenů vysokého tlakubrázd nízkého tlaku vzduchu. Izohypsy na výškových mapách pak nabývají podoby vln o délce několika tisíců km. Kolem zeměkoule se tvoří současně několik, zpravidla 3 až 6 těchto vln, označovaných původně jako dlouhé vlny. Jejich vlastnosti popsal v r. 1939 C. G. Rossby, který za určitých zjednodušujících předpokladů odvodil vzorec pro rychlost c postupu těchto vln:
c=vβl2 4π2,
kde v je rychlost záp. zonálního proudění, β Rossbyho parametrl délka vlny. Je-li c<0, pohybují se Rossbyho vlny od východu na západ, čili retrográdně. V praxi však takový pohyb nebývá pozorován, jedná se spíše o důsledek učiněných zjednodušujících předpokladů. Teorie Rossbyho vln sehrála v historickém vývoji meteorologie velkou roli při rozvíjení znalostí o cirkulaci atmosféry a ve vztahu k rozvoji numerických modelů předpovědi počasí.

angl. Rossby waves; slov. Rossbyho vlny; 1993-a3

vlny setrvačné, syn. vlny inerční.

slov. zotrvačné vlny; 1993-a1

vlny stabilní — 1. obecně vlny, jejichž amplituda se s časem nebo s postupem při prostorovém šíření vlnového rozruchu nemění. 2. v synoptické meteorologii pojem stabilní vlna obvykle označuje frontální vlnu, jejíž amplituda s časem neroste.

angl. stable waves; slov. stabilné vlny; 2014

vlny stojaté — 1. obecně vlny, jež se zdánlivě nepohybují vůči svému prostředí a projevují se jako stacionární sled stabilních uzlů a kmiten. Běžným mechanizmem vzniku stojatých vln je skládání dvou sledů příčných vln, které mají shodnou vlnovou délku, ale postupují vzájemně proti sobě. Dochází k tomu např. tehdy, jedná-li se o skládání původního a odraženého vlnění. Tímto způsobem mohou někdy vznikat stojaté vlny na vodní hladině při odrazu povrchových vnějších gravitačních vln od břehů. Výskyt tohoto jevu je však poměrně vzácný, neboť předpokládá náročné podmínky pro vzájemnou geometrickou konfiguraci nabíhající vlny a břehu. Jiným případem stojatých vln jsou velmi dobře známé vnitřní gravitační vlny na dolních hranicích výškových teplotních inverzí při zanedbatelné rychlosti horiz. proudění vzduchu. Za této podmínky se vlnové rozruchy projevují vznikem dvou sledů stejných gravitačních vln, které postupují vzájemně proti sobě, a mohou tak vytvořit stojaté vlnění. Jiným případem stojatých vln v atmosféře mohou být závětrné vlny. 2. v hydrologii kolísavé rytmické pohyby celé vodní hladiny na stojatých vodách (jezerech, uzavřených částech moří apod.), jejichž příčinou bývá rozdílný tlak vzduchu v různých částech hladiny, náhlé změny atm. tlaku, nárazy větru z hor, prudké deště aj. Názvem stojaté vlny se označuje střídavé nakláněni vodní hladiny na jednu či druhou stranu kolem více méně stálých os, zvaných uzly. Perioda stojatých vln trvá od několika minut do několika hodin, amplituda činí v závislosti na velikosti nádrže mm až m. Stojaté vlny mají mnoho místních názvů, často používaný název „seiche“ pochází od Ženevského jezera, kde je studoval a pojmenoval F. A. Forel. Na jezerech stojaté vlny zcela převyšují dmutí.

angl. seiche; standing waves; stationary waves; slov. stojaté vlny; 1993-a3

vlny střižné, viz vlny gravitační.

angl. shear waves; 2014

vlny ve východním proudění, vlny pasátové — vlnové poruchy v poli východního pasátového proudění, které postupují od východu k západu rychlostí zpravidla menší, než je rychlost pozaďového proudění. Na synoptické mapě se tyto poruchy projevují vytvářením mělkých brázd nízkého tlaku vzduchu a nevýrazných hřebenů vysokého tlaku vzduchu. V přední (západní) části brázdy bývá jasno nebo jen malá oblačnost. V blízkosti osy brázdy a v jejím týlu se v důsledku konvergence horiz. proudění často vytváří rozsáhlá skupina konv. bouří, označovaná jako tropická porucha, z níž se za vhodných podmínek může dále vyvinout tropická cyklona. Zmíněná asymetrie v projevech počasí může být nad pevninou silně narušena vlivem orografie nebo denního chodu meteorologických prvků.

angl. easterly waves; waves in the easterlies; slov. vlny vo východnom prúdení; 1993-a3

vlny závětrné — v praxi často používané označení pro gravitační vlny typu stojatých vln vznikající při přetékání stabilně zvrstvené vzduchové hmoty přes překážku v podobě horského pásma přibližně kolmo na jeho osu. Jsou řízeny Bruntovou–Vaisalovou frekvencí a v závětrném prostoru bývají spojeny s rotory vytvářejícími se pod jejich vrchy, s vlnovými oblaky, popř. s rotorovými oblaky.

angl. lee waves; slov. záveterné vlny; 1993-a3

vlny zvukové (akustické) — podélné vlny, které se šíří jako sled střídajících se zhuštění a zředění vzduchu. Lidské ucho vnímá jako zvuk vlny o frekvenci v rozsahu zhruba 16 Hz až 18 000 Hz. Nad horní hranicí tohoto intervalu se jedná o ultrazvuk, pod dolní hranicí o infrazvuk. Šířením zvukových vln v atmosféře se zabývá atmosférická akustika. Viz též šíření zvuku v atmosféře.

angl. acoustic waves; sound waves; slov. zvukové vlny; 1993-a3

vločky sněhové — v meteorologii shluky ledových krystalků, které mají různé tvary a velikosti. Většina sněhových vloček vzniká agregací ledových dendritů a je významná zejména při teplotách nad –5 °C. Sněhové vločky se vyskytují za sněžení u  zemského povrchu i v oblacích, zejména ve vrstevnatých oblacích druhu nimbostratus. Termín sněhová vločka se někdy nesprávně používá i pro jednotlivé hvězdicovité či dendritické krystaly. Viz též tvary ledových krystalků.

angl. snowflakes; slov. snehové vločky; 1993-a3

VOC (Volatile Organic Compound), látka těkavá organická — všechny organické sloučeniny, jejichž počáteční bod varu, měřený za standardního atmosférického tlaku 101.3 kPa je nižší nebo roven 250 °C (Směrnice Evropského parlamentu a Rady 2004/42/ES ze dne 21. dubna 2004 o omezování emisí těkavých organických sloučenin, vznikajících při používání organických rozpouštědel v některých barvách a lacích a výrobcích pro opravy nátěru vozidel, a o změně směrnice 1999/13/ES. Dle této Směrnice se do VOC, na rozdíl od dříve obvyklé praxe, zařazuje i methan). Důsledkem je vysoký tlak jejich nasycených par v oboru normálních (pokojových) teplot a intenzivní vypařování nebo sublimace z kapalné nebo pevné fáze do okolního ovzduší, kde jsou široce rozšířené. Řada VOC je škodlivá lidskému zdraví (benzen, formaldehyd), mnohé VOC patří k významným prekurzorům přízemního ozonu (nemethanické alkany, alkeny, některé alkyny, aldehydy, ketony, uhlovodíky obsahující ve své struktuře benzenová jádra apod.). Pro těkavé organické látky jiné než methan se běžně používá termín nemethanické VOC (NMVOC, non-methane volatile organic compounds). Používání a emise VOC antropogenního původu, které mají široké využití např. jako rozpouštědla, jsou regulovány legislativou. Podstatnou součástí VOC jsou též biogenní těkavé organické látky (BVOC) přírodní povahy. Patří sem především izoprén C5H8, monoterpeny C10H16 a další látky. Jejich zdroji jsou zejména lesní a křovinné porosty, plantáže citrusových plodů apod. Produktem rozpadových reakcí VOC v přírodě je především formaldehyd, procesem nukleace z nich však též vznikají sekundární organické aerosoly.

angl. VOC (Volatile Organic Compounds); slov. VOC; 2014

voda oblačná — 1. obecné označení veškeré kapalné vody v oblaku, někteří autoři zahrnují pod tento pojem vodu ve všech fázích obsaženou v oblaku; 2. Při parametrizaci mikrofyziky v modelech numerické předpovědi počasí se užívá kategorie oblačné vody, která zahrnuje kapky malých rozměrů, unášené prouděním v oblaku, jejichž pádovou rychlost lze zanedbat. Viz též autokonverze.

angl. cloud water; slov. oblačná voda; 2014

voda přechlazená — kapalná fáze vody přítomná v atmosféře při teplotách vzduchu nižších než 0 °C. Většina oblačných a mlžných kapek zůstává v kapalném stavu i za teploty rel. hluboko pod bodem mrznutí; existence přechlazených kapek v oblacích je nesporně prokázána až do teploty –42 °C. Přechlazené kapky jsou při teplotě pod 0° C nestabilní a dostanou-li se do kontaktu s ledovou částicí, zpravidla rychle mrznou. Proces mrznutí přechlazených kapiček vody v atmosféře usnadňují ledová jádra. Viz též mlha přechlazená, oblak přechlazený, teorie vzniku srážek Bergeronova a Findeisenova.

angl. supercooled water; slov. prechladená voda; 1993-a2

voda půdní — část podpovrchové vody, včetně vodní páry, obsažená v půdě nebo v přilehlých horninách nad souvislou hladinou podzemní vody. Viz též hydrosféra, bilance půdní vody, vlhkost půdy.

angl. soil water; slov. pôdna voda; 1993-a3

voda srážková potenciální — množství vody vyjádřené v mm vodního sloupce, které bychom dostali, kdyby všechna vodní pára obsažená ve sloupci vzduchu jednotkového průřezu mezi dvěma tlakovými hladinami zkondenzovala a vypadla ve formě atm. srážek. Pro tento pojem se užívá také označení vysrážitelná voda nebo kapalný ekvivalent vodní páry ve sloupci vzduchu. Bereme-li v úvahu sloupec sahající přes celý rozsah atmosféry, mluvíme o celkové potenciální srážkové vodě, celkové vysrážitelné vodě nebo celkovém kapalném ekvivalentu vodní páry v atmosféře.
Matematicky lze množství vysrážitelné vody W ve sloupci mezi dvěma isobarickými hladimami p1 a p2 vyjádřit vztahem:
W=1gp1 p2rdp,
kde g je tíhové zrychlení a r(p) je směšovací poměr. Ve srážkových oblacích je hodnota srážkového úhrnu za dobu existence oblaku zpravidla vyšší než celková vysrážitelná voda.

angl. precipitable water; slov. potenciálna zrážková voda; 1993-a3

voda v atmosféře — nejvíce zastoupená chemická sloučenina v atmosféře Země. Její podíl na objemu hydrosféry je necelých 0,001 %, což by v kapalném skupenství představovalo 1,3.1013 m3, tedy vrstvu na zemském povrchu o výšce cca 25 mm. Voda se v atmosféře vyskytuje ve všech třech skupenstvích, tzn. ve formě vodní páry i částic kapalné vody a ledu. Mezi skupenstvími dochází k neustálým fázovým přechodům, viz výparmrznutí kapalné vody, kondenzace vodní páry a její depozice, tání sněhu nebo ledu a jeho sublimace. Voda v atmosféře se tak může intenzivně podílet na hydrologickém cyklu. Viz též voda přechlazená, mikrofyzika oblaků a srážek.

angl. water in atmosphere; slov. voda v atmosfére; 1993-a3

voda vysrážitelná, viz voda srážková potenciální.

slov. vyzrážateľná voda; 2014

vodivost turbulentní — formálně zavedený pojem podle analogie s molekulární vodivostí. Zatímco molekulární vodivost v plynech je podmíněna neuspořádaným pohybem molekul, v případě turbulentní vodivosti se jedná o přenos tepelné energie turbulentním promícháváním v atmosféře. Kvantitativní mírou turbulentní vodivosti může např. být koeficient turbulentní difuze nebo koeficient turbulentní výměny.

angl. eddy conductivity; turbulent conductivity; slov. turbulentná vodivosť; 1993-a1

vodivost vzduchu elektrická — el. parametr atm. vzduchu ovlivněný počtem a pohyblivostí ve vzduchu existujících nosičů nábojů, tj. iontů. Elektrickou vodivost vzduchu poprvé zjistil Ch. A. Coulomb (1795), vysvětlena byla koncem 19. století J. P. L. J. Elsterem a H. F. Geitelem.
Elektrická vodivost vzduchu roste s výškou, což svědčí o rozhodující roli kosmického záření při ionizaci vzduchu. Určitý doplňující vliv však má i radioakt. záření zemského povrchu, popř. příměsí rozptýlených přímo v atmosféře. Ve výškách přibližně nad 60 km lze už vzduch považovat za takřka dokonale vodivé prostředí, zatímco v blízkosti zemského povrchu je elektrická vodivost vzduchu velmi malá. Na elektrické vodivosti vzduchu se podílejí především malé ionty, představované ionizovanými molekulami nebo shluky několika molekul nesoucími nejčastěji jeden elementární náboj. Větší elektricky nabité aerosolové částice přispívají k elektrické vodivosti vzduchu jen málo, neboť jsou v el. poli relativně málo pohyblivé. Nejrůznější aerosolové částice naopak ve vzduchu zachycují malé ionty, a  tím tyto nejdůležitější nositele proudu vyřazují. Elektrická vodivost vzduchu je proto silně snížena např. ve znečištěném vzduchu pod zadržujícími teplotními vrstvami a v oblacích nebo mlhách, kde jsou malé ionty zachycovány vodními kapičkami a ledovými částicemi. Obecně je elektrická vodivost vzduchu nad oceány větší než ve více znečištěném kontinentálním vzduchu. Viz též elektřina atmosférická, ionizace atmosférická.

angl. electrical conductivity of air; slov. elektrická vodivosť vzduchu; 1993-a2

vodnost oblaku — nevhodné označení pro vodní obsah oblaku.

slov. vodnatosť oblaku; 1993-a2

vorticita, vírnatost — obecně vektorová veličina, která je bodovou (mikroskopickou) mírou rotace vzduchu. Vorticita je definována jako rotace vektoru rychlosti proudění v:
×v=( vzy vyz,   vxz vzx,   vyx vxy),
kde vx, vyvz značí složky rychlosti proudění v kartézském souřadnicovém systému (x, y, z). Pokud uvažujeme rychlost proudění vzhledem k absolutní souřadnicové soustavě, jde o abs. vorticitu. V případě, že rychlost proudění vyjadřujeme v relativní souřadnicové soustavě pevně spojené s rotující Zemí, mluvíme o rel. vorticitě. Směr vektoru vorticity je shodně orientovaný osou rotace, velikost vektoru vorticity je úměrná velikosti cirkulace. V dynamické meteorologii synoptického měřítka se vorticita obvykle vztahuje pouze k horizontálním pohybům a ztotožňuje se proto pouze s vert. složkou rotace vektoru v,
ξ=vy xvxy,
která má velký prognostický význam. Mezi vertikálními složkami abs. vorticity ξa a rel. vorticity ξr platí vztah:
ξa=ξr+λ,
v němž λ značí Coriolisův parametr. V oblasti cyklonbrázd nízkého tlaku vzduchu je ξr > 0, naopak v oblasti anticyklonhřebenů vysokého tlaku vzduchu je ξr < 0 (platí pro severní polokouli).
Při popisu proudění a analýze jeho dynamiky v subsynoptickém měřítku je třeba uvažovat všechny tři složky vektoru vorticity. Vertikální složku vektoru vorticity spojenou s rotací v horiz. rovině pak často zkráceně označujeme jako vert. vorticitu; pod označením horiz. vorticita rozumíme výslednici obou horiz. složek vektoru vorticity spojenou s rotací ve vert. rovině. Například produkce horiz. rel. vorticity v důsledku horiz. gradientu vztlaku po obou stranách osy oblasti se sestupným pohybem vzduchukonv. oblaku je podstatná pro vznik velmi nebezpečné rotorové cirkulace na čele výtoku chladného vzduchu z konv. bouře. Pro samotný vývoj konv. oblaku má velký význam transformace horiz. rel. vorticity v okolí oblaku na vert. rel. vorticitu uvnitř oblaku. V okolí oblaku je horiz. rel. vorticita důsledkem vzájemném působení vert. střihu větru a nehomogenního rozložení vztlaku. K transformaci na vert. rel. vorticitu pak dochází prostřednictvím kvazihorizontálního vtoku do oblasti se silným výstupným pohybem. Tento proces je podstatný pro vznik rotace s vert. osou v supercele. Viz též rovnice vorticity.

angl. vorticity; slov. vorticita; 1993-a3

vorticita absolutní, viz vorticita.

angl. absolute vorticity; slov. absolútna vorticita; 1993-a1

vorticita ageostrofická — vert. složka vorticity rychlosti ageostrofického větru. Pole ageostrofické rel. vorticity je úzce spjato s vývojovými tendencemi v tlakovém poli.

angl. ageostrophic vorticity; slov. ageostrofická vorticita; 2014

vorticita anticyklonální — na sev. polokouli záporná, na již. polokouli kladná vert. složka vorticity. Anticyklonální rel. vorticita se vyskytuje v oblastech vysokého tlaku vzduchu, tj. především v anticyklonáchhřebenech vysokého tlaku vzduchu.

angl. anticyclonic vorticity; slov. anticyklonálna vorticita; 1993-a3

vorticita cyklonální — na sev. polokouli kladná, na již. polokouli záporná vert. složka vorticity. Cyklonální rel. vorticita se vyskytuje v oblastech nízkého tlaku vzduchu, tj. především v cyklonáchbrázdách nízkého tlaku vzduchu.

angl. cyclonic vorticity; slov. cyklonálna vorticita; 1993-a3

vorticita geostrofická — vert. složka vorticity rychlosti geostrofického větru. Pole geostrofické rel. vorticity je úzce spjato s rozložením tlakových útvarů v atmosféře.

angl. geostrophic vorticity; slov. geostrofická vorticita; 1993-a3

vorticita křivostní — složka relativní vorticity určená zakřivením proudnic. V přirozené souřadnicové soustavě lze křivostní vorticitu ξR určit podle vztahu:
ξR=Vn, kde V představuje rychlost větru, n je směr orientovaný kolmo a vlevo vůči směru proudění. Čím větší je zakřivení proudnic, tím vyšší hodnoty nabývá křivostní vorticita. Je-li zakřivení cyklonální, má křivostní vorticita na sev. (již.) polokouli kladnou (zápornou) hodnotu, pro anticyklonální zakřivení je hodnota křivostní vorticity záporná (kladná). Tato složka relativní vorticity působí neomezené stáčení proudění a má za následek např. spirálovitý tvar oblačného pásu v centru cyklony. Termín se používá hlavně pro pohyby synoptického měřítka. Viz též vorticita střihová, rovnice vorticity.

angl. curvature vorticity; 2015

vorticita potenciální — skalární veličina, která je úměrná skalárnímu součinu vektoru abs. vorticity a gradientu potenciální teploty. Potenciální vorticita P, někdy též nazývaná jako Ertelova potenciální vorticita, je definována vztahem:
P=1ρ(× va).θ= 1ρ(2Ω+× vr).θ,
kde ρ je hustota vzduchu, va vektor rychlosti proudění vzhledem k absolutní souřadnicové soustavě, vr vektor rychlosti proudění vzhledem k relativní souřadnicové soustavě, ∇ θ třídimenzionální gradient potenciální teploty v z-systémuΩ vektor úhlové rychlosti rotace Země. Hodnoty potenciální vorticity se obvykle uvádějí v jednotkách PVU, kde 1 PVU = 10–6 K.kg–1.m2.s–1. Uvedený definiční vztah je nejobecnějším vyjádřením potenciální vorticity. V praxi se často používají účelově zjednodušená matematická vyjádření. Potenciální vorticitu lze však vždy do určité míry považovat za míru podílu abs. vorticity a efektivní tloušťky víru. Například v dynamické meteorologii synoptického měřítka se obvykle používá forma vyjádření v theta-systému:
Pθ=g( ξθ+λ) (θp)θ
kde ξθ je vert. složka rel. vorticity v theta-systému, λ Coriolisův parametr, g velikost tíhového zrychleníp tlak. Efektivní tloušťka víru je v tomto případě dána diferenciální vzdáleností ploch konstantní potenciální teploty v jednotkách tlaku. Uvedené vyjádření vede k odvození tzv. teorému potenciální vorticity, podle kterého lze potenciální vorticitu vzduchové částice považovat za konstantní za předpokladu hydrostatické rovnováhyadiabatického děje bez tření v atmosféře, tj. pro většinu pohybů synoptického měřítka. Důsledkem je např. zmenšování (zvětšování) abs. vorticity vzduchového sloupce v souladu s tím, jak se zmenšuje (zvětšuje) tloušťka sloupce na návětrné (zavětrné) straně horské překážky. Viz též anomálie potenciální vorticity.

angl. potential vorticity; slov. potenciálna vorticita; 1993-a3

vorticita relativní, viz vorticita.

angl. relative vorticity; slov. relatívna vorticita; 1993-a3

vorticita střihová — složka relativní vorticity určená horiz. střihem větru. V přirozené souřadnicové soustavě lze střihovou vorticitu ξS jednoduše určit podle vztahu:
ξS=VRHs, kde V představuje rychlost větru, RHs horiz. poloměr křivosti proudnic. Je-li střih cyklonální, je na sev. (již.) polokouli střihová vorticita kladná (záporná), je-li anticyklonální, střihová vorticita je záporná (kladná). Tato složka relativní vorticity popisuje tendenci k omezenému stáčení proudění s výrazným horizontálním střihem rychlosti větru, např. na cyklonální straně tryskového proudění. Termín se používá hlavně pro pohyby synoptického měřítka. Viz též vorticita křivostní, rovnice vorticity.

angl. shear vorticity; 2015

vorticita termální — rozdíl rel. vorticity na horní a dolní hranici dané vrstvy v atmosféře. Lze ji též vyjádřit vorticitou rychlosti termálního větru příslušejícího této vrstvě. Pole termální vorticity je úzce spjato s vývojem tlakového pole. Viz též teorie vývojová Sutcliffeova.

angl. thermal vorticity; slov. termálna vorticita; 1993-a3

vpád monzunu — označení pro náhlý bouřlivý nástup monzunu nebo náhlé prudké zesílení průvodních jevů letní monzunové cirkulace. Vpád monzunu se projevuje zejména rychlým vznikem mohutných oblačných systémů, náhlým zesílením srážkové činnosti a větru. Setkáme se s ním především v oblasti Arabského moře, Bengálského zálivu a Arabského poloostrova.

angl. advance of the monsoon; slov. vpád monzúnu; 1993-a3

vpád polární — nevh. označení pro vpád studeného vzduchu.

angl. polar invasion; polar outbreak; slov. polárny vpád; 1993-a1

vpád studeného vzduchu — rychlý a plošně rozsáhlý příliv studené vzduchové hmoty do oblasti značně vzdálené od místa jejího utváření neboli od ohniska jejího vzniku. Dochází k  němu v týlu cyklon a na zadní straně brázd nízkého tlaku vzduchu anebo na přední straně anticyklon. Studené vpády, které vyvolávají největší a nejprudší advekční ochlazování, jsou podmíněny výskytem velkých mezišířkových gradientů teploty a  rychlým vystřídáním hlavních geograf. typů vzduchových hmot. Ve stř. Evropě tomu tak bývá většinou tehdy, když tropický vzduch je při intenzivní mezišířkové výměně vzduchu vystřídán vzduchem arktickým, což vede ke vzniku velkých záporných anomálií. Intenzita a plošný dosah vpádu studeného vzduchu závisí dále na tloušťce vrstvy proudícího studeného vzduchu a  na orografických poměrech, zejméjna na výšce a orientaci horských hřebenů. Vpády studeného vzduchu mívají značné důsledky hospodářské, a to zvláště na jaře, kdy v některých rocích způsobují rozsáhlé škody v zemědělství při poklesech teploty vzduchu pod bod mrazu. Někdy bývají označovány jako návraty zimy. Mohou být nebezpečné i v zimním období, kdy podstatně ovlivňují dopravu, těžbu, energetiku apod. Viz též vlna studená.

angl. invasion of cold air; outbreak of cold air; slov. vpád studeného vzduchu; 1993-a1

vpád teplého vzduchu — intenzivní příliv teplého vzduchu podmiňující nad rozsáhlými oblastmi rychlé a výrazné oteplení a vícedenní trvání nadnormálních teplot. Ve stř. Evropě při vpádu teplého vzduchu proniká nejčastěji tropický vzduch do nitra pevniny, a to většinou z již. kvadrantu. V zimním období bývá tento vpád provázen převážně sychravým, v letním pololetí suchým počasím. Vpády teplého vzduchu nejčastěji nastávají na přední straně hlubokých brázd nízkého tlaku vzduchucyklon nad záp. Evropou a na zadní straně anticyklon nad jv. a vých. Evropou. Při vpádech od jihu, např. scirocca, se někdy dostává nad stř. Evropu i pouštní prach, který zbarvuje padající srážky i sněhovou pokrývku. Viz též vlna teplá, oteplení advekční.

angl. invasion of warm air; outbreak of warm air; slov. vpád teplého vzduchu; 1993-a1

vpád vzduchu — náhlý a plošně rozsáhlý přísun vzduchové hmoty do oblasti značně vzdálené od ohniska jejího vzniku. Podle toho, zda jde o studenou nebo teplou vzduchovou hmotu, rozlišují se vpády studeného vzduchuvpády teplého vzduchu.

angl. invasion of air; outbreak of air; slov. vpád vzduchu; 1993-a1

vratkost ovzduší — termín vyskytující se ve starší meteorologické literatuře jako syn. pro vertikální instabilitu atmosféry.

slov. vratkosť ovzdušia; 1993-a2

vrcholek oblaku — nejvyšší část oblaku, v níž vzduch ještě obsahuje detekovatelné množství oblačných částic. Viz též základna oblaku, rozsah oblaku vertikální.

angl. cloud top; slov. vrchol oblaku; 1993-a2

vrcholek přestřelující, overshooting top — část horní hranice oblačnosti konv. bouří vyskytující se nad aktivní částí (jádrem) Cb, kde je projevem vrcholících vzestupných konv. proudů bouře. Přestřelující vrcholy mají podobu vertikálního vzedmutí horní hranice oblačnosti, zpravidla připomínají „bubliny“, které prorůstají kovadlinou bouře. Lze je pozorovat jak díky stínům vrženým na okolní nižší oblačnost bouře, tak zpravidla díky výrazně nižší teplotě, než jaká se vyskytuje v jejich bezprostředním okolí. Přestřelující vrcholy prorůstají horní rovnovážnou hladinou oblačnosti Cb až o 2 až 3 km, horizontální rozměr je od několika km do cca 15 až 20 km. Jejich teplota může dosáhnout hodnot o 20 až 30 K nižších, než činí teplota tropopauzy, doba života se pohybuje od několika minut do několika desítek minut. V družicové meteorologii se využívají k detekci aktivních jader konv. bouří.

angl. overshooting top; slov. prestreľujúci vrchol; 2014

vrstevnice, viz izohypsa.

slov. vrstevnica; 1993-a3

vrstva aktivní — svrchní část litosféry, většinou s půdním a rostlinným krytem, v níž se projevuje alespoň roč. chod teploty; obdobně na moři svrchní vrstvy vody. Tepelný stav aktivní vrstvy je podmíněn radiačními procesy na zemském povrchu, dalšími procesy výměny tepla s atmosférou a podmínkami pro vedení tepla v aktivní vrstvě. Dolní hranicí aktivní vrstvy je hladina stálé roč. teploty, horní hranicí je aktivní povrch.

angl. active layer; slov. aktívna vrstva; 1993-a2

vrstva Appletonova, syn. vrstva F2.

angl. Appleton layer; slov. Appletonova vrstva; 1993-a1

vrstva atmosféry mezní — obecně vrstva atmosféry, v níž se bezprostředně projevuje vliv zemského povrchu na pole met. prvků. Pokud mezní vrstvu atmosféry posuzujeme z hlediska proudění, tj. uvažujeme ji jako vrstvu, v níž se projevuje tření proudícího vzduchu o zemský povrch, mluvíme o  vrstvě tření. Obdobně definujeme teplotní nebo vlhkostní mezní vrstvu jako vrstvu, v níž je denní chod teploty nebo vlhkosti ovlivňován podkladem. Mezní vrstva atmosféry dosahuje od zemského povrchu do výše několika stovek m až přibližně 2 km a výška její horní hranice roste se zvětšující se drsností zemského povrchu, s  rychlostí větru a s rostoucí instabilitou teplotního zvrstvení ovzduší. Součástí mezní vrstvy atmosféry je přízemní podvrstva atmosféry, též zvaná vrstva konstantního toku. Lze rozlišovat turbulentní a laminární mezní vrstvu podle toho, zda v ní je turbulentní nebo laminární proudění. Reálná mezní vrstva atmosféry je zpravidla turbulentní. Laminární proudění se vyskytuje pouze nad hladkými typy povrchu (např. nad vodní hladinou při slabém větru, nebo nad uhlazenou sněhovou pokrývkou) v tenké vrstvě vzduchu o tloušťce řádově 10–3 až 10–2 m v tzv. laminární vrstvě neboli laminární podvrstvě. Tato laminární vrstva je od turbulentní mezní vrstvy oddělena tenkou vrstvou s nedokonale vyvinutou turbulencí. Neúplně vyvinutá turbulence bývá často v nejtěsnější blízkosti zemského povrchu i tehdy, není-li plně vytvořena laminární vrstva. Viz též stáčení větru v mezní vrstvě atmosféry, klimatologie mezní vrstvy atmosféry, modely mezní vrstvy atmosféry, hranice mezní vrstvy atmosféry, typizace mezní vrstvy atmosféry.

angl. atmospheric boundary layer; boundary layer of atmosphere; slov. hraničná vrstva atmosféry; 1993-a3

vrstva mezní laminární, viz vrstva atmosféry mezní.

angl. laminar boundary layer; slov. laminárna hraničná vrstva; 1993-a1

vrstva atmosféry mezní planetární — 1. mezní vrstva atmosféry v nejširším smyslu. Obsahuje tzv. vnitřní mezní vrstvy vznikající při obtékání jednotlivých překážek prouděním, při přechodu proudění nad odlišný typ povrchu apod.;  2. teor. model mezní vrstvy atmosféry, v němž se předpokládá turbulentní proudění, nezávislost všech veličin na čase a na horiz. souřadnicích.

angl. planetary boundary layer of atmosphere; slov. planetárna hraničná vrstva atmosféry; 1993-a1

vrstva mezní turbulentní, viz vrstva atmosféry mezní.

angl. turbulent boundary layer; slov. turbulentná hraničná vrstva; 1993-a1

vrstva atmosféry přízemní — zastaralý název pro nejspodnější část mezní vrstvy atmosféry. V současnosti se spíše používá označení přízemní podvrstva atmosféry nebo vrstva konstantního toku. Jedná se o vrstvu o tloušťce zpravidla několika desítek m, v níž se dyn. a termodyn. vlivy zemského povrchu projevují zvláště výrazně a závislost vert. toků hybnosti, tepla a vodní páry na výšce lze obvykle zanedbat. Vert. gradienty složek větru, teploty a dalších met. prvků dosahují v této vrstvě zpravidla max. hodnot. Ve starším pojetí se jako přízemní vrstva atmosféry označuje vrstva 1 až 2 km nad zemským povrchem. Viz též modely přízemní vrstvy atmosféry, hranice přízemní vrstvy atmosféry.

angl. constant flux layer of atmosphere; surface layer of atmosphere; slov. prízemná vrstva atmosféry; 1993-a3

vrstva D — vrstva v ionosféře, jež působí občas změny v podmínkách šíření krátkých a velmi krátkých rádiových vln. Vyskytuje se ve výšce zhruba 50 až 80 km (podle jiných autorů 70 až 90 km). Obvykle není charakterizována výraznějším lokálním maximem ve vert. profilu koncentrace el. nabitých částic, a její občasné vytváření zpravidla souvisí s náhlým zvýšením sluneční činnosti. Pojmenování vrstvy pochází od F. Appletona.

angl. D-layer; slov. D-vrstva; 1993-a3

vrstva E, vrstva Kennelyho a Heavisidova — ionosférická vrstva s lokálním maximem, někdy jen s malou hodnotou vert. gradientu koncentrace el. nabitých částic, ležící zhruba ve výšce 90 až 120 km. Vytváří se ve dne. Koncentrace elektronů ve vrstvě E závisí na zeměp. š. (největší je v blízkosti rovníku), na denní i roč. době, (největší je kolem poledne a v létě) a mění se v závislosti na sluneční činnosti (největší v době jejího maxima). Molekuly O2 jsou ionizovány měkkým rentgenovým zářením (vlnová délka 1 – 10 nm) a ultrafialovým zářením o kratších vlnových délkách (EUV). Dalšími ionty jsou zde NO+ a O2+. Tato vrstva obvykle odráží rádiové vlny do frekvence 10 MHz. Vrstva E byla objevena jako první ionosférická vrstva.

angl. E-layer; slov. E-vrstva; 1993-a3

vrstva E sporadická, vrstva Es — vrstva v ionosféře vznikající občas v oblasti výskytu vrstvy E. Na rozdíl od normální vrstvy E se vyskytuje také v noci. Má obláčkovitou, nesouvislou strukturu. Tato velmi tenká vrstva (jednotky km) vzniká zejména ve stř. zeměp. šířkách. Nejčastěji se objevuje ve formě malých oblaků v letních měsících. Její vznik je zapříčiněn dynamickými procesy v atmosféře, zejména střihem větru, které způsobí místní zvýšení hustoty volných elektronů. Tvoří se náhle a její délka trvání se pohybuje v řádu minut až hodin. Vznik Es vrstvy nezávisí jednoznačně na sluneční aktivitě. Malá oblaka intenzivní ionizace významně podporují odrazivost rádiových signálů o frekvencích až desítek či stovek MHz. Údaje o výšce se liší, udává se hodnota výšky v rozmezí 100–160 km. Maximální koncentrace iontů v Es vrstvě může být vyšší než ve vrstvách, které leží výše, a částečně nebo úplně tak znemožňuje pozemní ionosférické sondování.

angl. sporadic E-layer; slov. sporadická E-vrstva; 1993-a3

vrstva F1 — ionosférická vrstva s lokálním maximem, někdy jen s malou hodnotou vert. gradientu el. nabitých částic, vyskytující se ve výšce 140 až 220 km, nejčastěji kolem 160 km. Vlastnosti této vrstvy jsou závislé na zeměp. š., nejvýraznější je v blízkosti rovníku, má roč. i denní chod a je lépe vyjádřena v období maxima sluneční činnosti. Vzniká obvykle v létě, avšak je pozorována i v jiných ročních obdobích za podmínek výrazného zvýšení geomagnetické aktivity. Převažujícími ionty jsou O2+, NO+ a O+. Maximum elektronové koncentrace se pohybuje ve výšce okolo 170 km. Tato výška odpovídá hladině fotonů o vlnových délkách 17–91 nm. Se západem slunce vrstva F1 mizí. Byla objevena E. Appletonem v roce 1927.

angl. F1-layer; slov. F1-vrstva; 1993-a3

vrstva F2, vrstva Appletonova — se nachází nad vrstvou F1 a obvykle vykazuje maximální hodnoty ionizace. Na rozdíl od ostatních ionosférických vrstev je stále přítomna. Její výška se pohybuje zhruba v mezích 240 až 400 km, nejčastěji kolem 300 km. Výška vrstvy F2, stejně jako koncentrace a rozložení el. nabitých částic v ní, se během času rychle mění v souvislosti s denní dobou (koncentrace elektronů prudce narůstá po východu slunce a klesá po západu slunce), krátkoperiodickými změnami sluneční činnosti a zemského magnetického pole. Koncentrace volných elektronů dosahuje hodnot 105–106 eV/cm3. Vzhledem k maximální koncentraci volných elektronů je vrstva F2 velmi důležitá pro rádiový přenos. Nad maximem vrstvy F2 se nachází tzv. topside ionosféra. Vrstva F2 byla objevena E. Appletonem v roce 1927.

angl. F2-layer; slov. F2-vrstva; 1993-a3

vrstva inverzní — vrstva v ovzduší, v níž dochází k inverzi neboli zvratu vert. průběhu některého met. prvku. O inverzi teploty, vlhkosti, popř. hustoty vzduchu mluvíme, jestliže teplota, absolutní vlhkost, popř. hustota vzduchu v inverzní vrstvě s výškou roste. V praxi mají největší význam inverze teploty vzduchu neboli inverze teplotní, které jsou typem velmi silně stabilního zvrstvení inverzní vrstvy, a proto značně omezují vert. pohyby a promíchávání vzduchu v atmosféře. Rozeznáváme inverze přízemníinverze výškové. Někdy se používá též pojem inverze vyvýšená, což zpravidla značí výškovou teplotní inverzi s dolní hranicí v nevelké výšce (obvykle řádově stovky metrů) nad zemským povrchem. V oblasti dolní hranice teplotní inverzní vrstvy a těsně pod ní obvykle dochází ke hromadění vodní páry, popř. i kondenzačních jader, což mívá za následek vznik vrstevnaté inverzní oblačnosti. Teplotní inverze mají značný význam z hlediska ochrany čistoty atmosféry, neboť jejich výskyt má velký vliv na prostorový rozptyl znečišťujících příměsí. Podle způsobu vzniku rozlišujeme např. radiační, subsidenční, advekční, frontálníturbulentní inverze teploty vzduchu. Vrstvy s inverzemi vlhkosti vzduchu mají mj. význam při vytváření vrstevnatých oblaků a ovlivňují též šíření centimetrových rádiových vln.

angl. inversion layer; slov. inverzná vrstva; 1993-a2

vrstva izotermická — atm. vrstva, ve které se s výškou teplota vzduchu nemění.

angl. isothermal layer; slov. izotermická vrstva; 1993-a2

vrstva Kennelyho a Heavisidova, syn. vrstva E.

angl. Kennely-Heaviside layer; slov. Kennelyho a Heavisidova vrstva; 1993-a1

vrstva kouřma — vrstva, v níž je dohlednost snížena kouřmem. Může se vyskytovat při zemském povrchu nebo v určité výšce nad ním, zpravidla pod teplotními zadržujícími vrstvami.

angl. mist layer; slov. vrstva dymna; 1993-a2

vrstva mísení, syn. vrstva směšovací.

angl. mixing layer; slov. vrstva miešania; 1993-a1

vrstva oblačná — atm. vrstva, v níž dochází k vývoji oblaků, které pokrývají značnou část oblohy a mají spodní základny přibližně ve stejné výšce.

angl. cloud layer; slov. oblačná vrstva; 1993-a2

vrstva ozonová — syn. pro ozonosféru. Viz též ozon v atmosféře Země.

angl. ozone layer; slov. ozónová vrstva; 1993-a3

vrstva směšovací (mísení) — vrstva ovzduší mezi zemským povrchem a spodní hranicí nejnižší zadržující teplotní vrstvy; vert. teplotní gradient ve směšovací vrstvě odpovídá instabilnímu nebo indiferentnímu nebo mírně stabilnímu teplotnímu zvrstvení ovzduší. Příměsi emitované do směšovací vrstvy se rozptylují v celém jejím rozsahu. Tloušťka směšovací vrstvy se nazývá směšovací výška. Součin směšovací výšky a  prům. rychlosti větru ve směšovací vrstvě nad daným místem zemského povrchu se v tematické oblasti ochrany čistoty ovzduší obvykle označuje jako ventilační index (faktor).

angl. mixing layer; slov. zmiešavacia vrstva; 1993-a3

vrstva teplotní zadržující — vrstva v atmosféře v určité výšce nad zemským povrchem, která tvoří překážku výstupným pohybům a  vert. turbulentnímu promíchávání vzduchu. Zadržující teplotní vrstva je souborným označením pro atm. vrstvy s výškovou inverzí teploty vzduchu nebo s  izotermií, popř. vrstvy s malým vert. poklesem teploty vzduchu v porovnání s níže i výše ležícími vrstvami.

angl. intercepting layer; slov. zadržujúca teplotná vrstva; 1993-a3

vrstva tření — v meteorologii vrstva ovzduší, v níž se bezprostředně projevuje vliv tření o zemský povrch na proudění vzduchu. Její tloušťka se pohybuje v rozmezí zhruba 500 až 2 000 m, nejčastěji 1 000 až 1 500 m nad zemským povrchem, a zvětšuje se s rostoucí rychlostí proudění, s  drsností zemského povrchu a s růstem instability teplotního zvrstvení ovzduší. Pro vrstvu tření je charakteristický turbulentní přenos hybnosti od vyšších hladin směrem dolů, který kompenzuje ztráty hybnosti působené v blízkosti zemského povrchu třením. Vertikální profil větru ve vrstvě tření lze v hrubých rysech popsat pomocí Taylorovy spirály. Vrstva tření je syn. termínu mezní vrstva atmosféry, pokud je tato vrstva posuzována z hlediska proudění. Analogickým způsobem však lze zavést i teplotní nebo vlhkostní mezní vrstvu jako část atmosféry, kde se bezprostředně projevuje vliv podkladu na teplotu nebo vlhkost vzduchu. Pojem mezní vrstva atmosféry je tedy obecnější než vrstva tření.

angl. friction layer; slov. vrstva trenia; 1993-a1

vrstva zákalová — vrstva, v níž se vyskytuje zákal. Sahá obvykle od zemského povrchu k první zadržující teplotní vrstvě. Pozorovateli na vyvýšeném stanovišti se někdy jeví jako tmavý horizontální pruh, na jehož horním okraji existuje výrazná diskontinuita v zabarvení oblohy. Ta bývá označována jako hranice zákalu.

angl. haze layer; slov. zákalová vrstva; 1993-a2

vrstvy ionosférické — vrstvy v ionosféře ve výšce 60 až 500 km, které se vyznačují velkou elektrickou vodivostí vzduchu způsobenou vysokou koncentrací molekulárních i atomárních iontů a volných elektronů. Rozlišujeme několik vrstev s max. koncentrací iontů, které se označují písmeny D, E, F1 a F2. Výška a intenzita těchto vrstev se mění v závislosti na denní a roč. době a intenzitě sluneční činnosti. Jednotlivé ionosférické vrstvy lámou, pohlcují a odrážejí elmag. vlny různých vlnových délek, a jsou proto významné pro rádiové spojení na Zemi. K poznatkům o existenci el. vodivých vrstev ve vysokých hladinách atmosféry dospěli v r. 1902 současně Američan A. E. Kennelly a Angličan O. Heaviside. Předpoklad o jejich výskytu však vyslovil už v r. 1878 B. Stewart při studiu teorie denních variací magnetického pole Země. Viz též vrstva D, vrstva E, vrstva F1 , vrstva F2.

angl. ionospheric layers; slov. ionosférické vrstvy; 1993-a3

vsak, syn. infiltrace.

slov. vsakovanie; 1993-a1

vstok — místní název větru typu bóry na záp. pobřeží Nové Země. Jde o proudění studeného vzduchu podél zonálně orientovaných údolí, popř. průlivu Matočkin šar (mezi Sev. a Již. ostrovem), který se od východu na západ zužuje na šířku 2 km, zatímco hory bezprostředně nad průlivem mají převýšení kolem 1 000 m.

slov. vstok; 1993-a1

vtahování — v meteorologii označení pro mísení vzduchu uvnitř organizovaného proudění se vzduchem v okolí tak, že vtažený okolní vzduch se stává součástí proudu a může měnit jeho teplotu, vlhkost a hybnost. Může jít o vtahování vzduchu z okolí oblaku do výstupného proudu oblaku, zejména konv. oblaku druhu cumulus. Tzv. homogenní vtahování předpokládá, že vlastnosti vzduchu v oblaku se mění okamžitě a změna je úměrná množství vtaženého vzduchu a vzduchu v oblaku. Rozlišujeme také model laterálního vtahování z boku proudu a model vtahování u vrcholku oblaku. Vtahování označujeme jako nehomogenní, pokud charakteristická doba potřebná pro vtažení vzduchu je mnohem větší než doba výparu kapek. Za takových podmínek, které nastávají zejména na počátku vtahování vzduchu do konv. proudu, nastává výpar pouze na rozhraní mezi oblačným vzduchem a vzduchem vtaženým do oblaku. Jiným příkladem vtahování je proces, při němž turbulentní proudění ve směšovací vrstvě (turbulentní vrstvě mísení) vtahuje vzduch z přilehlé neturbulentní nebo podstatně méně turbulentní vrstvy. Vtahování tak pokračuje směrem k neturbulentní vrstvě a v nepřítomnosti advekce zvětšuje vertikální rozsah vrstvy promíchávání. Viz též metoda vtahování.

angl. entrainment; slov. vťahovanie; 2014

výběžek vysokého tlaku vzduchu, syn. hřeben vysokého tlaku vzduchu.

slov. výbežok vysokého tlaku vzduchu; 1993-a1

výboj blesku celkový — odb. označení pro blesk, používané při jeho fyz. výkladu. Celkový výboj blesku je tvořen jedním nebo více dílčími výboji blesku s vysokými amplitudami několika kA a souvislými proudy nízké amplitudy mezi dílčími výboji. Celkový výboj blesku zpravidla trvá od 10–4 s do 1 s.

angl. lightning discharge; slov. celkový výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku dílčí — proudový impulz bleskového proudu. Zhruba polovina blesků směřujících do země obsahuje jeden dílčí výboj, zatímco druhá polovina dva a více dílčích výbojů. Viz též výboj blesku celkový, výboj blesku jednoduchý, výboj blesku mezi oblakem a zemí.

angl. particular lightning stroke; minor lightning discharge; slov. čiastkový výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku hlavní — výboj o vysoké proudové intenzitě a vysoké svítivosti, způsobený neutralizací kladných a  záporných nábojů při el. spojení vůdčího výboje blesku se zemí nebo s oblakem. Podle parametrů hlavního výboje blesku se řeší problémy ochrany před bleskem. Viz též výboj blesku zpětný, zařízení hromosvodné.

angl. main stroke; slov. hlavný výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku hybridní — slabý výboj blesku mezi oblaky, jenž se projevuje jen změnou el. gradientu, popř. slabým zablesknutím.

angl. hybrid discharge; slov. hybridný výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku jednoduchý — bližší označení pro blesk, který je tvořen jen jedním dílčím výbojem blesku. Tento charakter má asi polovina všech blesků mezi oblakem a zemí. Viz též výboj blesku vícenásobný.

angl. single-stroke lightning; slov. jednoduchý výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku mezi oblakem a okolním vzduchem — výboj směřující z oblaku vzhůru, který bývá vzácně pozorován z vysokých míst, ležících nad horní základnou oblaku, nebo z letadel.

angl. air discharge; slov. výboj blesku medzi oblakom a okolitým vzduchom; 1993-a1

výboj blesku mezi oblakem a zemí — výboj blesku, jímž se neutralizují náboje opačné polarity mezi oblakem a zemí. Rozlišují se čtyři zákl. typy tohoto výboje;
a) s vůdčím výbojem blesku šířícím se z kladného náboje oblaku k zemi (CG+);
b) s vůdčím výbojem šířícím se ze záporného náboje oblaku k zemi (CG);
c) vznikající na vysokém objektu na zemi a šířící se do oblaku s nábojem kladné polarity;
d) vznikající na vysokém objektu na zemi a šířící se do oblaku s nábojem záporné polarity.
Typ a) a b) lze rozeznat od typu c) a d) pouhým opt. pozorováním nebo ze statické fotografie podle směru větvení, které nastává ve směru šíření předvýboje. Parametry výboje blesku mezi oblakem a zemí byly a jsou předmětem intenzivního výzkumu. Výboje blesku do země způsobují škody na objektech na zemi, na el. silnoproudých i sdělovacích vedeních a zařízeních, na letadlech atd. Mohou být příčinou nežádoucích roznětů výbušnin až do několika set m pod zemí. Viz též zařízení hromosvodné, úder blesku, intenzita výbojů blesku do země, výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím nahoru, výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím dolů.

angl. cloud-to-ground discharge; ground discharge; slov. výboj blesku medzi oblakom a zemou; 1993-a3

výboj blesku mezi oblaky — výboj blesku, jímž se neutralizují náboje opačné polarity téhož oblaku nebo různých oblaků. Je nejčastějším výbojem blesku. Poměr mezi počtem výbojů blesku mezi oblaky a výbojů blesku mezi oblakem a zemí je v tropech až 10:1, zatímco u  nás 5:1 až 2:1. Počáteční stadium výboje blesku mezi oblaky začíná stupňovitým vůdčím výbojem blesku, stejně jako u výboje mezi oblakem a zemí. Změna el. gradientu je podstatně pomalejší než při výboji blesku do země. Celkové trvání výboje je asi 0,2 s. Délka výboje může dosáhnout několika km, v extrémním případě až 50 km. Výboj blesku mezi oblaky způsobuje škody na letadlech, vyvolává nebezpečné indukované napětí ve venkovních i  kabelových sdělovacích vedeních a el. sítích nízkého napětí. Viz též intenzita výbojů blesku mezi oblaky. Výboje blesku mezi oblaky se v soudobé odb. literatuře značí zkratkou CC (z angl. Cloud to Cloud).

angl. cloud-to-cloud discharge; slov. výboj blesku medzi oblakmi; 1993-a3

výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím dolů — výboj blesku mezi oblakem a zemí. Je to jediný typ blesku, který bije do země nebo nízkých objektů. Je převážně záporné polarity, může však být i  polarity kladné nebo bipolární. Se vzrůstající výškou objektů se začínají objevovat výboje blesku s vůdčím výbojem směřujícím nahoru. Výboje blesku směřující z oblaku do země se v odborné literatuře označují zkratkou CG+ nebo CG (Cloud to Ground) podle své polarity, tj. podle toho, zda přenášejí na zemský povrch kladný nebo záporný el. náboj. Viz též výboj blesku vůdčí.

angl. downward flash; slov. výboj blesku s vodiacim výbojom smerujúcim dole; 1993-a2

výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím nahoru — výboj blesku mezi zemí a oblakem. Nastává z vrcholků hor a vysokých objektů. Výskyt v rovinách a na nízkých objektech je vzácný. Je převážně záporné polarity, může však být i polarity kladné nebo bipolární. Jeho parametry jsou zcela odlišné od výboje blesku s vůdčím výbojem směřujícím dolů. Viz též výboj blesku vůdčí, výboj blesku vstřícný.

slov. výboj blesku s vodiacim výbojom smerujúcim nahor; 1993-a1

výboj blesku temný — pojem vyskytující se v současné době u řady autorů v souvislosti s vnitřní strukturou blesku a jejím časovým vývojem. Předpokládá se, že jde o přechodovou fázi v trvání řádově ms mezi vůdčím výbojem bleskuzpětným výbojem blesku. Přestože při ní dochází k velké emisi rychlých elektronů, je tato přechodová fáze opticky téměř neviditelná, bývá však doprovázena výraznými záblesky radiového záření a gama záření.

angl. dark lightning; 2016

výboj blesku vícenásobný — bližší označení pro blesk, který se skládá ze dvou nebo více dílčích výbojů blesku. Tvoří asi polovinu všech výbojů blesku mezi oblakem a zemí. Viz též výboj blesku jednoduchý.

angl. multiple-stroke lightning; slov. viacnásobný výboj blesku; 1993-a1

výboj blesku vstřícný — výboj blesku směřující z objektu na zemském povrchu nebo ze země proti vůdčímu výboji blesku sestupujícímu z oblaku k zemi. Proti jednomu vůdčímu výboji se z různých míst může vytvořit několik vstřícných výbojů blesku. Blesk zasáhne to místo, jehož výboj blesku vstřícný se nejdříve spojí se sestupujícím vůdčím výbojem. Proud vstřícného výboje má amplitudu od několika stovek A do asi 2 kA.

angl. upward streamer; slov. ústretový výboj blesku; 1993-a2

výboj blesku vůdčí, leader — slabě svítící prorůstající předvýboj blesku uvnitř oblaku, mezi oblaky a mezi oblakem a zemí. Dráhu vůdčího výboje blesku ovlivňuje max. gradient el. pole v čele hlavy tohoto výboje a el. vodivost vzduchu na jeho dráze. Větvení vůdčího výboje blesku nastává ve směru šíření, vůdčí výboj blesku bývá stupňovitý nebo trvalý; a) stupňovitý vůdčí výboj blesku neboli prorůstající předvýboj u prvního výboje blesku se člení na typ α s délkou jednotlivých stupňů do 200 m (s prům. délkou 50 m) a s rychlostí postupu v jednotlivých stupních okolo  5.107 m.s–1. Mezi jednotlivými stupni je pauza 30 až 100 µs. Efektivní rychlost šíření je 105 až 106 m.s–1;  typ  β  má zpočátku značně vyšší efektivní rychlost než typ α , v dalším stadiu vývoje nastává pokles jeho rychlosti na 105 m.s–1 a  někdy vůbec nedosáhne země. V horní části je vůdčí výboj značně větší. Proud stupňovitého vůdčího výboje bývá několik stovek A až asi 2 kA;  b) trvalý vůdčí výboj blesku nemá stupňovitý charakter. Rychlost šíření je menší než rychlost postupu stupňovitého vůdčího výboje blesku v jednotlivých stupních. Prům. rychlost šíření je asi 2.106 m.s–1. V čes. elektrotechnické literatuře se pro vůdčí výboj blesku používá též pojmu „lídr“ (angl. leader, rus. líděr).

angl. leader streamer; leader stroke; slov. vodiaci výboj blesku; 1993-a2

výboj blesku zpětný — dílčí stadium hlavního výboje blesku mezi oblakem a zemí se sestupujícím vůdčím výbojem blesku. Nastává při něm neutralizace nábojů mezi zemí a oblakem, která probíhá ionizovanou el. vodivou dráhou vstřícného výboje blesku ze země a vůdčího výboje blesku z oblaku. Neutralizace nábojů se projeví jako impulz proudu, který zahřeje takto vytvořený kanál blesku na teplotu kolem 20 000 K a způsobuje hlavní světelné, zvukové a el. účinky blesku. Udávané parametry bleskového výboje jsou vlastně parametry tohoto dílčího stadia výboje blesku. Viz též parametr bleskového proudu.

angl. return streamer; return stroke; slov. spätný výboj blesku; 1993-a1

výboj bodový, syn. výboj hrotový.

slov. bodový výboj; 2014

výboj hrotový — el. výboj, který vzniká na hrotu nalézajícím se v silném el. poli. Ke vzniku hrotového výboje je nutné, aby v bezprostředním okolí hrotu došlo vlivem zesílení elektrického pole k ionizaci nárazem. Na hrotech, zejména pod cumulonimby, může dosáhnout takové intenzity, že je v temnu viditelný jako sršení doprovázené často slyšitelným praskotem. Tento jev byl mnohokráte popsán v literatuře jako oheň svatého Eliáše. U nás bývá pozorován na vysokých věžích a na horských observatořích, např. na Milešovce nebo Sněžce. V případě, že se jedná o hrot vodivě spojený se zemským povrchem, je svodem odváděn do země elektrický náboj opačného znaménka, než je znaménko náboje zemského povrchu na daném místě. Výboje tohoto druhu významně přispívají ke globální regeneraci záporného náboje zemského povrchu.

angl. point discharge; slov. hrotový výboj; 1993-a3

vydatnost srážkováúhrn srážek v daném časovém období, např. v měsíci, dělený počtem dnů se srážkami v  témže období. Viz též intenzita srážek.

slov. zrážková výdatnosť; 1993-a1

vyjasňování — postupné ubývání oblačnosti až do úplného vymizení oblaků na obloze. Viz též protrhávání oblačnosti.

angl. clearing; slov. vyjasňovanie; 1993-a1

výkaz meteorologických pozorování měsíční — formulář s účelně uspořádanými tabulkami, obsahujícími výsledky met. měření a pozorování během měsíce. Ve výkazu jsou dále uvedena tzv. metadata, tedy základní údaje o dané meteorologické stanici, o používaných met. přístrojích a jejich opravách, vysvětlivky, některé pokyny pro pozorovatele apod. V současné době je na většině stanic nahrazen elektronickým výkazem, který se následně odešle do centra a zpracuje do databáze klimatologických pozorování. Viz též přehled meteorologický, ročenka meteorologická.

angl. monthly record of meteorological observations; slov. mesačný výkaz meteorologických pozorovaní; 1993-a3

výměna molekulární — vzájemná výměna molekul mezi různými vrstvami nebo jinými objemy v plynu nebo kapalině. Příčinou molekulární výměny je difuze molekul, která u plynů probíhá přibližně podle kinetické teorie ideálního plynu. Molekulární výměna působí molekulární přenos hybnosti, tepla, vodní páry, popř. různých znečišťujících příměsí. V reálné atmosféře je účinnost molekulární výměny prakticky zanedbatelná ve srovnání s turbulentní výměnou.

angl. molecular exchange; slov. molekulárna výmena; 1993-a1

výměna radiační — vzájemná výměna energie mezi fyz. objekty působená vyzařováním a absorbováním elmag. záření. Protože intenzita vyzařování výrazně roste s povrchovou teplotou vyzařujícího objektu, působí radiační výměna obecně postupné vyrovnávání teplotních rozdílů. V zemské atmosféře se radiační výměna uskutečňuje především prostřednictvím toků dlouhovlnného záření. Vliv radiační výměny v ovzduší je výrazný zejména za situací s malou turbulentní výměnou, tj. nejčastěji za jasných a  klidných nocí. V ostatních případech, tedy zejména v denních hodinách, se radiační výměna ve srovnání s turbulentní výměnou podílí na přenosu energie pouze v menším rozsahu.

angl. radiant exchange; radiation exchange; slov. radiačná výmena; 1993-a1

výměna turbulentní — vzájemná výměna makroskopických vzduchových částic probíhající mezi různými vrstvami nebo jinými objemy v proudícím vzduchu a působená turbulentním promícháváním. Turbulentní výměna vytváří v atmosféře turbulentní přenos hybnosti, tepla, vodní páry a různých znečišťujících příměsí. Viz též turbulence, koeficient turbulentní výměny.

angl. eddy exchange; turbulent exchange; slov. turbulentná výmena; 1993-a1

výměna vzduchu mezišířková — přenos vzduchových hmot mezi vyššími a nižšími zeměpisnými šířkami v důsledku meridionální cirkulace. Ve spodní troposféře severní polokoule je tato výměna realizována pronikáním studených vzduchových hmot k jihu a teplých vzduchových hmot k severu. V systému všeobecné cirkulace atmosféry je mezišířková výměna vzduchu realizována v souvislosti s cirkulačními buňkami (Hadleyova buňka, Ferrelova buňka, polární buňka), eventuálně ve vyšších vrstvách atmosféry je spojena s transportem např. ozónu z oblasti vzniku v tropických oblastech stratosféry do oblasti cirkumpolárního víru. Viz též vpád teplého vzduchu, vpád studeného vzduchu.

angl. interlatitudinal exchange; meridional exchange; 1993-a3

vymývání — odstraňování atm. příměsí srážkami. Příměsi se dostávají do srážkových částic různým způsobem:
a) již v oblacích jako kondenzační jádra nebo jádra mrznutí;
b) proniknutím do oblačných a srážkových částic nebo přilnutím k nim zejména v důsledku Brownova pohybu, turbulentních pohybů apod.; c) zachycením příměsí padajícími srážkovými částicemi.
Soubor procesů vymývání je důležitou součástí samočištění ovzduší, avšak negativním doprovodným jevem je vstup znečišťujících látek do ostatních složek prostředí (hydrosféry, biosféry, pedosféry, kryosféry). V užším smyslu se jako vymývání někdy označuje pouze zachycování příměsí padajícími srážkami v podoblačné vrstvě vzduchu a tomuto pojetí obvykle odpovídají cizojazyčné ekvivalenty. Viz též depozice mokrá.

angl. rain-out; wash-out; slov. vymývanie; 1993-a3

výpar — 1. fázový přechod vody z kapalného do plynného skupenství, jímž vzniká vodní pára, přičemž dochází ke spotřebování latentního tepla výparu. V případě, že probíhá do nenasyceného vzduchu, převažuje nad opačným procesem, kondenzací vodní páry.
2. met. prvek vyjadřující množství vody, které se za určitou dobu vypaří z nejrůznějších povrchů (evaporace) popř. i prostřednictvím rostlinných těl (transpirace) nebo oběma způsoby (evapotranspirace). Přitom se rozlišuje výpar potenciální (někdy též maximálně možný) a výpar skutečný (někdy též aktuální nebo efektivní). Vyjadřuje se obdobně jako úhrn srážek výškou vodního sloupce v mm. Provádí se měření výparu pomocí výparoměru, častěji však je výpar určován výpočtem. Představuje jednu z hlavních složek hydrologické bilance a významně ovlivňuje tepelnou bilanci zemského povrchu a přilehlého vzduchu. V tomto smyslu se pod výpar řadí i vznik vodní páry sublimací. Viz též vzorec Kuzminův, izoatma, izoombra, vztah Šatského.

angl. evaporation; slov. výpar; 1993-a3

výpar celkový, syn. evapotranspirace.

slov. celkový výpar; 1993-a1

výpar fyzikální — nevhodné označení pro evaporaci.

slov. fyzikálny výpar; 1993-a3

výpar fyziologický — syn. transpirace.

slov. fyziologický výpar; 1993-a3

výpar neproduktivní, viz evaporace.

slov. neproduktívny výpar; 1993-a2

výpar potenciální, výparnost — maximálně možný výpar, který by nebyl limitován množstvím vody k vypařování, jako je tomu u skutečného výparu. Vyjadřuje schopnost atmosféry za daných meteorologických podmínek odnímat vodu příslušnému povrchu, tedy vodní hladině nebo povrchu vlhké půdy (potenciální evaporace), popř. i rostlinám bohatě zásobeným vodou (potenciální transpirace) nebo obojímu (potenciální evapotranspirace). Potenciální výpar může být vypočten pomocí nejrůznějších empirických vzorců, případně ho lze měřit pomocí výparoměrů se stálým dostatkem vody.

angl. evaporativity; potential evaporation; slov. potenciálny výpar; 1993-a3

výpar produktivní, viz transpirace.

slov. produktívny výpar; 1993-a2

výpar skutečný — množství vody, které se za daných meteorologických podmínek vypaří do atmosféry ze zemského povrchu o skutečné vlhkosti (skutečná evaporace), popř. i z těl rostlin disponujících dostupnou vodou (skutečná transpirace) nebo z obojího (aktuální evapotranspirace). Případný nedostatek vody k vypařování způsobuje, že skutečný výpar je většinou menší než potenciální výpar. To platí především pro povrch půdy v létě v odpoledních hodinách, naopak v zimě a nad velkými vodními plochami celoročně mají oba druhy výparu podobné hodnoty. Skutečný výpar je obtížně měřitelný, a většinou se jen odvozuje pro jednotlivá povodí na základě hydrologické bilance.

angl. actual evaporation; effective evaporation; slov. skutočný výpar; 1993-a3

výparnost, syn. výpar potenciální.

slov. výparnosť; 1993-a1

výparoměr, evaporimetr — přístroj k měření výparu. Nejčastěji se měří výpar z volné vodní hladiny výparoměry a výpar z půdy s vegetací evapotranspirometry. Pro mikroklimatická měření v porostech je používán tzv. Picheův výparoměr.

angl. atmidometer; atmometer; evaporimeter; slov. výparomer; 1993-a3

výparoměr EWMvýparoměr používaný na vybraných stanicích ČHMÚ pro měření výparu z volné vodní hladiny. Je tvořen nerezovou kruhovou nádobou o ploše průřezu 3 000 cm2, hlubokou 60 cm, která se zapouští do země tak, aby hladina vody byla v úrovni okolního terénu. Vlastní měřící zařízení je umístěno v nerezové nádobě válcovitého tvaru o průměru 7,5 cm s víkem, spojené s nádobou výparoměru. Využitím principu spojitých nádob dochází k vyrovnání hladin ve výparoměrné a měřící nádobě. Hladina vody v měřící nádobě je měřena plovákovým způsobem, přičemž poloha plováku je sledována digitálním optickým snímačem polohy s rozlišením 0,025 mm. Kontinuálně se registrují jak úbytky vody výparem, tak i vzestupy hladiny vlivem srážek. Výsledná hodnota výparu je dána součtem diferencí hladin a úhrnu spadlých srážek. Pro měření povrchové teploty vody v nádobě je využíván snímač Pt100.

angl. evaporimeter EWM; 2014

výparoměr GGI 3000 — starší typ výparoměru, na stanicích ČHMÚ nahrazovaný po roce 2000 výparoměrem EWM.

angl. evaporimeter GGI 3000; slov. výparomer GGI 3000; 1993-a3

výparoměr Picheůvvýparoměr sloužící k přibližnému určení hodnoty potenciálního výparu na různých místech v témže časovém období. Používá se hlavně při terénních průzkumech. Je tvořen kalibrovanou skleněnou odměrkou, která má ve svém dně oko k zavěšení. Otevřený konec odměrky naplněné destilovanou vodou se uzavře kotoučkem zeleného savého papíru ve středu propíchnutého a přitlačovaného k otvoru trubice pružinou. Picheův výparoměr se při měření zavěšuje otevřeným koncem směrem k zemi. Z papíru trvale nasyceného vodou z odměrky se voda vypařuje. Její úbytek se určí z poklesu výšky hladiny v odměrce. Přístroj zkonstruoval A. Piche v r. 1873.

angl. Piché evaporimeter; slov. Picheov výparomer; 1993-a2

výparoměr Wildův — nejstarší výparoměr pro měření potenciálního výparu vody z vodní hladiny v meteorologické budce. Je tvořen listovními vahami, na nichž je umístěna kruhová miska o průřezu 250 cm2, naplněná destilovanou vodou. Úbytek vody vypařováním za interval měření se určí podle poklesu hmotnosti misky. Přístroj zkonstruoval švýcarský meteorolog H. Wild (1871). Tento výparoměr je jediný, který umožňuje měření výparu z povrchu ledu v zimním období. Údaje Wildova výparoměru jsou však zatíženy řadou systematických chyb a špatně korelují s výparem z vodní hladiny v  přírodních i umělých nádržích. Proto se na území ČR přestal v 50. letech 20. století používat. V současné době je provozován na meteorologické stanici Praha — Karlov.

angl. Wild evaporimeter; slov. Wildov výparomer; 1993-a3

vyplňování cyklonystádium vývoje cyklony, při němž dochází k vzestupu atmosférického tlaku, zvláště ve středu cyklony, zmenšování horiz. tlakového gradientu, slábnutí cyklonální cirkulacevýstupných pohybů vzduchu. Tento proces je spojen se zmenšováním teplotní asymetrie cyklony, když celý její prostor je postupně v horiz. a vert. směru vyplňován studeným vzduchem. Při vyplňování cyklony slábnou nebo přestávají vypadávat atmosférické srážky a obvykle se zmenšuje oblačnost. Cyklona postupně zaniká jako samostatný tlakový útvar, často u zemského povrchu rychleji než ve vyšších hladinách. Viz též cyklolýza.

angl. filling of a depression; slov. vyplňovanie cyklóny; 1993-a3

vysílání informací o letištích a o jejich meteorologických podmínkách automatické (ATIS) — automatická informační služba koncové řízené oblasti, kterou ve formě pravidelného zpravodajství vysílaného pozemní radiostanicí poskytuje Řízení letového provozu ČR, s. p. na letištích Václava Havla Praha, Karlovy Vary, Brno–Tuřany a Ostrava–Mošnov pro posádky přilétávajících a odlétávajících letadel, vysílané pozemní radiostanicí. Toto vysílání obsahuje z met. údajů hodnoty charakteristik větru, dohlednosti, dráhové dohlednosti, stavu počasí, oblačnosti, údaje o teplotě vzduchu, teplotě rosného bodu, tlaku vzduchu redukovaném na střední hladinu moře podle standardní atmosféry a popř. informace o hlášeném střihu větru. Viz též informace meteorologické o podmínkách na letištích pro posádky během letu, briefing meteorologický.

angl. automatic terminal information service; slov. automatické vysielanie informácií o letiskách a ich meteorologických podmienkach; 1993-a3

výstraha meteorologická — výstraha před předpokládanými nebo již vyskytujícími se nebezpečnými povětrnostními jevy vydaná met. předpovědní službou a určená pro širokou veřejnost nebo speciální okruhy uživatelů. Rozšiřuje se v otevřené řeči prostřednictvím veřejných médií, pomocí internetu nebo přes účelová spojová zařízení Hasičského záchranného sboru, orgánů krizového řízení nebo státní správy a samosprávy. Od roku 2000 se met. výstrahy Českého hydrometeorologického ústavu určené pro veřejnost a státní správu a samosprávu vydávají v rámci tzv. Systému integrované výstražné služby. Výstrahy se vydávají zejména na extrémní teplotní podmínky (vysoké teploty, silný mráz, náhlý pokles teploty), ale i na velmi silný vítr, sněhové jevy (silné nebo trvalé sněžení, sněhové jazyky, závěje), námrazové jevy (ledovka, náledí, silná námraza), bouřkové jevy (přívalový déšť, kroupy, nárazový vítr), vydatný déšť vedoucí k povodňovým jevům a nebezpečí vzniku požárů.

angl. meteorological warning; slov. meteorologická výstraha; 1993-a3

výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy v letectví vnitrostátní — výstraha pro letectvo před pozorovaným nebo očekávaným, popř. již probíhajícím překročením stanovené hodnoty tlaku vzduchu, rychlosti větru, resp. před výskytem dalších jevů. Letecká meteorologická služba ČHMÚ vydává pro vnitrostátní potřebu výstrahy na pokles tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře podle standardní atmosféry (QNH) pod hodnotou 993 hPa, na rychlost větru 50 KT a více v hladině 850 a 700 hPa, 80 KT a více v hladinách nad 500 hPa, dále na výskyt vlnovém proudění za horskými překážkami a na výrazné atm. fronty. Výstrahy tohoto druhu se vydávají v otevřené řeči a doba jejich platnosti je max. 9 hodin. Viz též služba meteorologická letecká, zpráva o náhlé změně počasí.

slov. vnútroštátna výstraha na nebezpečné meteorologické javy v letectve; 1993-a3

výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy všeobecná — dříve používaná met. informace o pravděpodobném výskytu nebo dalším trvání nebezpečných met. jevů během několika nejbližších hodin až několika dnů na určitém místě nebo v určité oblasti. Za nebezpečné met. jevy se pokládaly zejm. intenzivní srážky, silný vítr, náhlý pokles teploty, ranní mrazíky ve vegetačním období, mlha, námrazky a náledí. Všeobecné výstrahy bývaly určeny širokému okruhu zájemců, např. výstraha před výskytem mlhy a náledí všem uživatelům silnic, před výskytem intenzivních srážek vodohospodářům, pracovníkům povodňové služby, vodákům a všem obyvatelům oblastí s možnými zátopami apod. Všeobecné výstrahy byly proto rozšiřovány především rozhlasem a televizí a prostřednictvím internetu. V dnešní praxi je tato výstraha nahrazena Systémem integrované výstražné služby.

slov. všeobecná výstraha na nebezpečné meteorologické javy; 1993-a3

výstup aerologický — 1. méně vhodné označení pro aerologické měření; 2. slang. označení pro graf. znázornění vert. profilu met. prvků na daném místě.

angl. aerological ascent; slov. aerologický výstup; 1993-a1

výstupy aerologické letadly, viz sondáž ovzduší letadlová.

angl. aerological aircraft sounding; slov. aerologické výstupy lietadlami; 1993-a1

výše tlaková, syn. anticyklona.

slov. tlaková výš; 1993-a1

výška anemometrická — 1. výška nad zemí, v níž je instalován anemometr; podle doporučení Světové meteorologické organizace činí na synoptických stanicích 10 m; 2. termín někdy užívaný pro označení ideální výšky umístění anemometru; 3. hladina bezprostředně nad horní hranicí přízemní vrstvy atmosféry, kam se klade výchozí bod Taylorovy spirály. Viz též měření větru, vítr přízemní.

angl. anemometer level; slov. anemometrická výška; 1993-a1

výška dynamická, výška geodynamická — výška libovolné geopotenciální hladiny, obvykle nad úrovní moře, vyjádřená v dynamických metrech.

angl. dynamic height; slov. dynamická výška; 1993-a1

výška geodynamická, syn. výška dynamická.

angl. geodynamic height; slov. geodynamická výška; 1993-a1

výška geopotenciální — výška vyjádřená v geopotenciálních metrech. Je rovná geometrické výšce v místech, kde má tíhové zrychlení hodnotu přesně 9,8 m.s–2.

angl. geopotential height; slov. geopotenciálna výška; 1993-a1

výška komína efektivní — výška osy kouřové vlečky po ukončení jejího vzestupu nad vodorovnou rovinou procházející patou komína, tj. součet stavební výšky komína a vznosu kouřové vlečky. Max. přízemní imise daného zdroje v rovinném terénu jsou podle nejčastěji používaných mat. modelů šíření kouřových vleček nepřímo úměrné čtverci efektivní výšky komína.

angl. effective stack height; slov. efektívna výška komína; 1993-a1

výška letiště oficiální — nadm. výška letiště, kterou se rozumí nadm. výška nejvýše položeného bodu v systému vzletových a přistávacích drah. Oficiální výška letiště Václava Havla Praha je 380 m, Brno–Tuřany 238 m.

angl. official altitude of aerodrome; slov. oficiálna výška letiska; 1993-a3

výška minimální sektorová (MSA) — nejmenší nadm. výška, v níž se ještě může uskutečnit let v případě nouze. Letadlo letící v této výšce má zabezpečeno alespoň 300 m převýšení nad všemi překážkami daného sektoru. Sektorem se rozumí část prostoru vymezená kruhovou výsečí s poloměrem 46 km (25 námořních mil) a se středem v  příslušném radionavigačním zařízení. MSA se musí respektovat v let. met. službě při použití hesla CAVOK. Výška základny význačné oblačnosti nemusí mít totiž hodnotu jen 1 500 m a více, ale současně musí být výška základny význačné oblačnosti také větší než minimální sektorová výška. V případě, že je pro dané letiště určeno více minimálních sektorových výšek, uvažuje se jen nejvyšší hodnota. V ČR mají všechna letiště minimální sektorovou výšku do 1 500 m. Vyšší minimální sektorovou výšku má např. Poprad–Tatry (2 300 m).

angl. Minimum Sector Height; slov. sektorová minimálna výška; 1993-a3

výška nadmořská— vert. vzdálenost hladiny, bodu nebo definovaného místa od stř. hladiny moře. V angl. terminologii se pro nadmořskou výšku používají termíny: „elevation“, jde-li o nadm. výšku objektů na zemském povrchu nebo objektů pevně spojených se zemským povrchem a  „altitude“, jedná-li se o nadm. výšku objektů nad zemským povrchem; nebo obecnější termín „height above mean sea level“. V češtině a slovenštině existuje jediný termín „nadmořská výška“.

angl. altitude; elevation; height above mean sea level; slov. nadmorská výška; 1993-a3

výška nadmořská stanice — nadm. výška pozemku stanice v místě, kde je umístěn srážkoměr ; pokud stanice nemá srážkoměr, je to nadm. výška pozemku stanice v místě, kde je umístěn staniční teploměr ; nemá-li stanice ani srážkoměr ani teploměr, nadm. výška stanice je definována jako prům. nadm. výška terénu okolí stanice.

angl. height of station above mean sea level; slov. nadmorská výška stanice; 2014

výška nadmořská tlakoměru — nadm. výška senzoru tlakoměru; u dříve používaných rtuťových tlakoměrů nadm. výška nulového bodu stupnice těchto tlakoměrů.

angl. height of barometer above mean sea level; slov. nadmorská výška tlakomeru; 1993-a3

výška nad obzorem — úhel sevřený spojnicí polohy pozorovatele na zemském povrchu, s uvažovaným bodem na obloze, např. se středem slunečního disku, hvězdou apod., a rovinou ideálního obzoru. Součet výšky nad obzorem a zenitového úhlu daného bodu je roven 90°.

angl. elevation angle; slov. výška nad obzorom; 1993-a1

výška nového sněhu — vert. vzdálenost mezi povrchem sněhové pokrývkysněhoměrným prkénkem. Na stanicích ČR se měří výška nového sněhu v klimatologickém termínu 7 h, tj. za období 24 h od 7 h včera do 7 h dnes. Ve zprávách SYNOP z ČR se navíc uvádí výška nového sněhu, pokud za poslední hodinu před termínem pozorování napadl alespoň 1 cm nového sněhu.

angl. depth of new snow; depth of fresh snow; slov. výška nového snehu; 1993-a3

výška nulové izotermy — výška, obvykle nadmořská výška, hladiny atmosféry, v níž teplota vzduchu nabývá hodnoty 0 °C. Viz též izoterma nulová.

angl. freezing level; slov. výška nulovej izotermy; 1993-a1

výška oblaků, viz výška základny oblaků.

slov. výška oblakov; 1993-a1

výška odtoková — viz odtok.

angl. runoff height; slov. odtoková výška; 2014

výška radiolokačního cíle — výška cíle h se vypočítá podle vzorce
h=rsinα+r2 2Re+h0
kde r je vzdálenost od radaru, α elevační úhel antény, Re efektivní poloměr Země a h0 nadmořská výška radaru (osy antény).

angl. height of a radar target ; slov. výška rádiolokačného cieľa; 2014

výška relativní — vert. vzdálenost mezi dvěma izobarickými plochami měřená v geometrických nebo geopotenciálních metrech. V meteorologii se užívá u map relativní topografie.

angl. thickness; slov. relatívna výška; 1993-a1

výška rozhodnutí — výška stanovená pro každé letiště, v níž se velitel letadla musí rozhodnout, zda pokračovat v  přiblížení na přistání. V případě, že nebylo dosaženo požadovaného vizuálního kontaktu, je nutné přerušit přistávací manévr. Na výšce rozhodnutí závisí letištní provozní minima daného letiště, jež zahrnují dohlednost a výšku základny oblaků. Viz též provoz za každého počasí (AWO).

angl. decision height; slov. výška rozhodnutia; 1993-a3

výška sněhové pokrývky — vert. vzdálenost mezi povrchem sněhové pokrývky a povrchem půdy nebo povrchem sněhoměrného prkénka při měření výšky nového sněhu. Rozeznává se výška celkové sněhové pokrývky, průměrná výška sněhové pokrývky, průměrná výška sněhuvýška nového sněhu. Viz též měření sněhové pokrývky, den se sněhovou pokrývkou.

angl. depth of snow; snow depth; slov. výška snehovej pokrývky; 1993-a3

výška celkové sněhové pokrývky — vert. vzdálenost mezi povrchem sněhové pokrývky a povrchem půdy na stanoveném místě naměřená v termínu pozorování. Měří se v klimatologickém termínu 7 h, na synoptických stanicích ještě také v termínech 06 a 18 UTC. Viz též měření sněhové pokrývky, výška sněhové pokrývky.

angl. total snow depth ; slov. celková výška snehovej pokrývky; 1993-b3

výška sněhové pokrývky průměrná — klimatologická charakteristika sněhových poměrů místa, popř. oblasti, definovaná pro určitý měsíc jako součet hodnot výšky celkové sněhové pokrývky v jednotlivých dnech dělený počtem dní se sněhovou pokrývkou. Tuto charakteristiku nelze zaměňovat s průměrnou výškou sněhu.

slov. priemerná výška snehovej pokrývky; 1993-a3

výška sněhu průměrná — klimatologická charakteristika sněhových poměrů místa, popř. oblasti, definovaná pro určitý měsíc jako součet celkové výšky sněhové pokrývky v daném měsíci dělený počtem všech dní příslušného měsíce. Viz též výška sněhové pokrývky průměrná.

slov. priemerná výška snehu; 1993-a3

výška srážek — nevh. označení pro úhrn srážek.

slov. výška zrážok; 1993-a1

výška tropopauzy — výška, v níž začíná tropopauza. Obvykle je to výška hladiny, v níž vert. teplotní gradient splňuje kritérium konvenční tropopauzy. Pokud se nad určitou oblastí vyskytuje několik tropopauz, hovoří se o výšce první, druhé, popř. další tropopauzy. Průměrná výška tropopauzy v polárních oblastech je 8 až 9 km, v mírných zeměpisných šířkách 10 až 12 km a v rovníkové oblasti 17 až 18 km. V zimním období je výška tropopauzy menší než v letním období, v oblasti cyklon je zpravidla menší než v oblasti anticyklon. V případě dynamické tropopauzy, je její výška závislá na dynamických pohybech v troposféře a stratosféře, obvykle je v polárních oblastech výrazně níž než v subtropech.

angl. altitude of tropopause; slov. výška tropopauzy; 1993-a3

výška základny oblaků — 1. výška nejnižšího bodu oblaku nad terénem v místě pozorování, popř. nadm. výška tohoto bodu. V ČR se výška základny oblaků pozoruje pouze na profesionálních stanicích. K jejímu měření slouží měřiče spodní základny oblaků. Kromě toho se výška základny oblaků odhaduje, a to především u oblaků středníhovysokého patra;
2. výška základny oblaků pro letecké účely, udávaná v souladu s předpisy Mezinárodní organizace pro civilní letectví, která musí být pro výšky nad 300 m stanovena zásadně objektivním měřením. Udává se v metrech nebo stopách (1 stopa = 0,304 8 m). Tato výška je buď nadm. (zkr. MSL nebo starší MER), anebo nad terénem (zkr. AGL, resp. SOL). Pro přistávající letadla se výška základny oblaků vztahuje k nadm. výšce nejvyššího bodu dráhového systému, tj. k oficiální výšce letiště. Viz též měření výšky základny oblaků, minima letištní provozní.

angl. height of cloud base; slov. výška základne oblakov; 1993-a2

výškoměraneroid sloužící k barometrické nivelaci. Je vybaven stupnicí zkonstruovanou podle teor. závislosti poklesu tlaku vzduchu na nadm. výšce a je používán především v letecké dopravě. Naměřený tlak přepočítává na základě matematického modelu tzv. standardní atmosféry a zobrazuje v jednotkách výšky. Viz též hypsometr, nastavení výškoměru, opravy údaje výškoměru.

angl. pressure altimeter; slov. výškomer; 1993-a3

výtrysk modrý, viz úkazy přechodné světelné.

angl. blue jet; 2016

výtrysk obří, viz úkazy přechodné světelné.

angl. gigantic jet; 2016

vyzařování, viz záření.

slov. vyžarovanie; 1993-a1

vyzařování atmosféry, syn. záření atmosféry.

slov. vyžarovanie atmosféry; 1993-a1

vyzařování efektivní, viz záření efektivní, vyzařování zemského povrchu efektivní.

slov. efektívne vyžarovanie; 1993-a1

vyzařování noční — nevhodné označení pro efektivní záření v noci.

angl. effective nocturnal radiation; slov. nočné vyžarovanie; 1993-a1

vyzařování zemského povrchu, viz záření zemského povrchu.

slov. vyžarovanie zemského povrchu; 1993-a1

vyzařování zemského povrchu efektivní — často používané označení pro zápornou radiační bilanci zemského povrchu v  oboru dlouhovlnného záření. Vyjadřuje se jako rozdíl záření zemského povrchu G a zpětného záření atmosféry absorbovaného zemským povrchem Z, tj. E = GZ. Má zpravidla kladnou hodnotu, a projevuje se tedy radiačním ochlazováním zemského povrchu, což je zřetelné zejména v nočních hodinách, kdy chybí kompenzující vliv slunečního záření. Ve výjimečných případech může nabýt i záporných hodnot. Efektivní vyzařování zemského povrchu obecně roste s teplotou povrchu, klesá se zvětšováním obsahu vodní páry ve vzduchu a je výrazně zeslabováno oblačností. K numerickým odhadům efektivního vyzařování zemského povrchu při jasné obloze se používá řada empir. odvozených vzorců, z nichž k nejznámějším patří vzorec Ångströmůvvzorec Bruntův. Vliv oblačnosti na E se obvykle vyjadřuje pomocí vzorce:
E=E0(1cn),
nebo přesněji
E=E0(1c1n1 c2n2c3n3),
kde E0 značí efektivní vyzařování zemského povrchu při jasné obloze, n pokrytí oblohy oblaky, udávané nejčastěji v osminách nebo desetinách, n1, n2, n3 dílčí pokrytí oblohy oblaky nízkého, středního a vysokého patra, c, c1, c2, c3 jsou empir. konstanty. Efektivní vyzařování zemského povrchu v uvedeném smyslu se liší od obecného pojmu efektivní vyzařování (efektivní záření) užívaného v aktinometrii, který je jednoznačně vztahován k povrchu absolutně černého tělesa (obvykle povrchu měřicího čidla) o teplotě rovné teplotě okolního vzduchu.

angl. net terrestrial radiation; slov. efektívne vyžarovanie zemského povrchu; 1993-a1

vzařování — nevhodně a věcně přesně nevymezené označení pro záření směřující dolů, popř. jen pro jeho krátkovlnnou složku, tj. pro globální sluneční záření. Někdy se termínu vzařování používá i ve smyslu záření dopadlého na povrch tělesa nebo povrchem tělesa pohlceného.

1993-a1

vzduch — 1. směs plynů, která vytváří atmosféru Země; 2. zkrácené označení pro vzduchovou hmotu, např. tropický vzduch; 3. pojem vzduch se někdy používá i jako syn. pro atmosféru, např. suchý a čistý vzduch ve smyslu suchá a čistá atmosféra.

angl. air; slov. vzduch; 1993-a1

vzduch antarktickývzduchová hmota vymezená geografickou klasifikací vzduchových hmot, s ohniskem vzniku vzduchové hmoty v oblasti Antarktidy. Jeho celoroční výskyt je typický pro antarktické klima. Na severu je ohraničen antarktickou frontou. Po celý rok je velmi studený, hlavně ve svých nižších vrstvách, což platí především pro jeho pevninskou formu, která se vytváří v antarktické anticykloně nad zaledněnými plochami Antarktidy a nad přilehlými zamrzlými moři.

angl. antarctic air; slov. antarktický vzduch; 1993-a3

vzduch arktickývzduchová hmota vymezená geografickou klasifikací vzduchových hmot, s ohniskem vzniku vzduchové hmoty v oblasti Arktidy. Jeho výskyt je typický celoročně pro arktické klima, v chladné části roku pro subarktické klima. Na jihu je ohraničen arktickou frontou. Z Arktidy při vhodných met. podmínkách proudí do mírných šířek sev. polokoule, přičemž v zimě může proniknout i do stř. Evropy. Především ve spodních hladinách se jedná o studený, suchý, a tudíž průzračný vzduch. To platí především pro pevninský arktický vzduch, který se formuje nad zamrzlým oceánem a přilehlou zasněženou pevninou. Do stř. Evropy proniká z oblasti Nové Země a transformuje se zde na pevninský vzduch mírných šířek. Mořský arktický vzduch se formuje především v oblasti mezi Grónskem a Svalbardem a je charakteristický výskytem přeháněk. Jeho vpády do střední Evropy jsou nebezpečné zvláště na jaře, kdy zde způsobuje rozsáhlé škody na vegetaci. Viz též vpád studeného vzduchu, ledoví muži.

angl. arctic air; slov. arktický vzduch; 1993-a3

vzduch čistý — 1. vzduch neobsahující pevné, kapalné či plynné znečišťující příměsi. Viz též atmosféra suchá a čistá, vzduch průzračný;
2. vzduch, který obsahuje z daného hlediska zanedbatelné množství znečišťujících příměsí.

angl. clean air; slov. čistý vzduch; 1993-a2

vzduch ekvatoriální (rovníkový) — vzduchová hmota, vymezovaná někdy geografickou klasifikací vzduchových hmot, s ohniskem vzniku vzduchové hmoty nad teplým oceánem nebo nad rozsáhlými oblastmi pralesů v rovníkové oblasti. Může též vznikat transformací tropického vzduchu přinášeného pasáty do blízkosti rovníku. Jeho výskyt je typický celoročně pro ekvatoriální klima, v teplé části roku dané polokoule pro subekvatoriální klima. Ekvatoriální vzduch se vyznačuje velkou měrnou vlhkostí vzduchu, prům. měs. teplotou vzduchu při zemi zpravidla kolem 27 °C, s velmi malým ročním chodem. Jedná se o výrazně instabilní vzduchovou hmotu, pravidelně se zde tvoří vydatné tropické deště doprovázené bouřkou.

slov. ekvatoriálny vzduch; 1993-a3

vzduch kontinentální, syn. vzduch pevninský.

angl. continental air; slov. kontinentálny vzduch; 1993-a1

vzduch maritimní, syn. vzduch mořský.

slov. maritímny vzduch; 1993-a1

vzduch mírných šířekvzduchová hmota, vymezená geografickou klasifikací vzduchových hmot, s ohniskem vzniku vzduchové hmoty v mírných zeměp. šířkách. Jeho zast. označení polární vzduch pochází z doby, kdy nebyl vymezován na severní polokouli arktický, na jižní antarktický vzduch, oddělený arktickou, resp. antarktickou frontou. Na opačném okraji je vzduch mírných šířek ohraničen polární frontou. Jeho výskyt je typický celoročně pro klima mírných šířek, v chladné části roku pro subtropické klima, v teplé části roku pro subarktické klima. Mořský vzduch mírných šířek přináší do stř. Evropy oblačné počasí se srážkami. V zimě sem proniká od západu až jihozápadu a je relativně teplý, v létě je zde relativně chladný a proudí od západu až severozápadu. Četnost jeho závisí na intenzitě zonálního proudění. Směrem k východu narůstá na jeho úkor četnost výskytu pevninského vzduchu mírných šířek, který často vzniká transformací jeho mořské formy. Je zde nejčastější vzduchovou hmotou s maximem výskytu v období častých anticyklonálních situací. Bývá suchý a teplotně normální, s výjimkou zimy, kdy je především při zemském povrchu studený.

angl. polar air; slov. vzduch miernych šírok; 1993-a3

vzduch mořský (maritimní, oceánský) — vzduchová hmota, která vznikla nebo se transformovala nad mořem. V typech vymezených geografickou klasifikací vzduchových hmot se liší od pevninského vzduchu především větší vlhkostí vzduchu, menší průměrnou denníprůměrnou roční amplitudou teploty vzduchu aj.

angl. maritime air; slov. morský vzduch; 1993-a3

vzduch nasycenývlhký vzduch, který je nasycen vodní párou, tzn., že parciální tlak vodní páry při teplotě vlhkého vzduchu odpovídá stavu nasycení. Relativní vlhkost nasyceného vzduchu je 100 %. Rozlišujeme vzduch nasycený vodní párou vzhledem k vodě a vzhledem k ledu. Viz též vzduch suchý, vzduch přesycený, rovnice Clausiova a Clapeyronova.

angl. saturated air; slov. nasýtený vzduch; 1993-a3

vzduch nenasycený — v termodynamice atmosféry vlhký vzduch, jehož relativní vlhkost je nižší než 100 %. Tlak vodní páry v nenasyceném vzduchu má tedy hodnotu nižší, než je hodnota tlaku nasycené vodní páry při dané teplotě vzduchu. V řadě termodyn. výpočtů jej můžeme považovat za suchý vzduch. Viz též tlak nasycené vodní páry vzhledem k vodě, tlak nasycené vodní páry vzhledem k ledu.

angl. unsaturated air; slov. nenasýtený vzduch; 1993-a1

vzduch neutrální — málo časté označení pro místní vzduchovou hmotu.

slov. neutrálny vzduch; 1993-a3

vzduch oceánský, syn. vzduch mořský.

slov. oceánsky vzduch; 1993-a1

vzduch pevninský (kontinentální) — vzduchová hmota, která vznikla nebo se transformovala nad rozsáhlými plochami pevnin, popř. nad zamrzlým oceánem. V typech vymezených geografickou klasifikací vzduchových hmot se liší od mořského vzduchu především menší vlhkostí vzduchu, větší průměrnou denníprůměrnou roční amplitudou teploty vzduchu aj.

angl. continental air; slov. pevninský vzduch; 1993-a3

vzduch polární — 1. zast. syn. pro vzduch mírných šířek; 2. ve starších pracích souborné označení pro vzduch mírných šířekarktický nebo antarktický vzduch.

angl. polar air; slov. polárny vzduch; 1993-a3

vzduch průzračný — vzduch s dobrou až výbornou dohledností (desítky až stovky km), umožňující rozeznat i značně vzdálené předměty a terénní tvary. Ve stř. Evropě se jedná nejčastěji o arktický vzduch nebo mořský vzduch mírných šířek po přechodu studené fronty. Průzračný vzduch se též udržuje nad inverzní vrstvou při výrazné inverzi teploty vzduchu. Viz též vzduch čistý.

angl. clear air; transparent air; slov. priezračný vzduch; 1993-a3

vzduch přesycený — 1. vzduch, který obsahuje více vodní páry, než odpovídá stavu nasycení nad rovinným povrchem čisté vody při dané teplotě. V oblacích a v mlze se v reálné atmosféře dosahuje přesycení řádově setiny až desetiny procenta relativní vlhkosti vzduchu, v extrémních případech, v mohutných vzestupných proudech bouřkových oblaků, kolem 1 %. Dokonalým očištěním vzduchu od všech částic, které by mohly působit jako kondenzační jádra, lze v labor. podmínkách dosáhnout přesycení vzduchu až stovky procent; 2. ve fyzice oblaků a srážek se pojmu přesycený vzduch používá i v rel. smyslu v souvislosti s rozdílným tlakem nasycené vodní páry nad různými povrchy kapalné vody a ledu. Vzhledem k tomu, že tlak nasycené vodní páry nad ledem je za jinak stejných podmínek vždy menší než nad vodou, může se ve smíšených oblacích vytvořit stav, kdy vzduch je vůči kapkám přechlazené vody nenasycený, zatímco vůči ledovým částicím přesycený. Podobně v důsledku rozdílného tlaku nasycené vodní páry nad různě zakřiveným vodním povrchem může být vzduch přesycen vůči maličkým kapičkám, zatímco vzhledem k velkým kapkám nenasycen. Podle Raoultova zákona vyvolává rozpuštění určité látky snížení tlaku nasycené vodní páry nad roztokem, a proto např. vůči kapičkám solných roztoků může být přesycený i vzduch nenasycený vůči čisté vodě. Viz též teorie vzniku srážek Bergeronova a Findeisenova.

angl. supersaturated air; slov. presýtený vzduch; 1993-a2

vzduch půdní, atmosféra půdní — plynná fáze vyplňující póry, dutiny a trhliny v půdě, v nichž není voda. Půdní atmosféra se chem. složením i dynamikou liší od vlastní atmosféry Země. Složení půdního vzduchu během roku kolísá, ale většinou obsahuje více CO2 a vodní páry a méně O2 než vzduch nad zemí; půdní atmosféra může obsahovat měřitelná množství NH3, H2S, CH4 a jiných uhlovodíků v důsledku rozkladu organických látek v půdě. Pohyb a výměna půdního vzduchu se uskutečňuje difuzí, změnami atm. tlaku, teploty vzduchu a půdy, v důsledku změn obsahu vody a jejího pohybu v půdě, prouděním vzduchu nad půdou apod. Půdní vzduch je nezbytný pro život rostlin a půdních organizmů a půdní vzdušná kapacita často rozhoduje o úrodnosti půdy. Viz též vlhkost půdy.

angl. soil air; soil atmosphere; slov. pôdny vzduch; 1993-a3

vzduch rovníkový, syn. vzduch ekvatoriální.

angl. equatorial air; slov. rovníkový vzduch; 1993-a3

vzduch studený — zkrácené označení pro studenou vzduchovou hmotu, vymezenou v rámci termodynamické klasifikace vzduchových hmot.

angl. cold air; slov. studený vzduch; 1993-a3

vzduch suchý — v termodynamice atmosféry vzduch, který neobsahuje žádnou vodní páru. Jinak se obvykle pod pojmem suchý vzduch rozumí i vzduch s malou relativní vlhkostí. Viz též vzduch nasycený, vzduch vlhký.

angl. dry air; slov. suchý vzduch; 1993-a2

vzduch teplý — zkrácené označení pro teplou vzduchovou hmotu, vymezenou v rámci termodynamické klasifikace vzduchových hmot.

angl. warm air; slov. teplý vzduch; 1993-a3

vzduch tropickývzduchová hmota, vymezená geografickou klasifikací vzduchových hmot, s ohniskem vzniku vzduchové hmoty po celý rok v tropech a v subtropických anticyklonách, v létě pak i nad již. částmi pevnin mírných šířek. Jeho výskyt je typický celoročně pro tropické klima, v teplé části roku pro subtropické klima, v chladné části roku dané polokoule pro subekvatoriální klima. Tropický vzduch se vyznačuje obecně velkým zakalením atmosféry a zmenšenou dohledností. Pokud pronikne do stř. Evropy, je po celý rok teplý. V zimě se zde může vyskytnout jeho pevninský typ, který sem pronikne ze sv. Afriky nebo Arabského poloostrova. Podstatně častější je pak v létě, kdy sem proudí i z východní Evropy a z Balkánského poloostrova. Má obvykle velmi nízkou relativní vlhkost. Mořský tropický vzduch původem ze Středozemí či z oblasti Azorských ostrovů proniká do stř. Evropy zpravidla jen krátce po přední straně brázdy nízkého tlaku vzduchu a v ní ležící zvlněné fronty. Vyznačuje se naopak vysokou relativní a především měrnou vlhkostí vzduchu a může přinášet vydatné srážky.

angl. tropical air; slov. tropický vzduch; 1993-a3

vzduch vlhký — v termodynamice atmosféry vzduch tvořený směsí suchého vzduchuvodní páry. V obecných popisech se setkáváme s pojmem vlhký vzduch ve smyslu vzduch s vysokou relativní vlhkostí. Viz též vlhkost vzduchu, vzduch nasycený, vzduch suchý.

angl. moist air; slov. vlhký vzduch; 1993-a2

vzduch znečištěný — vzduch obsahující pevné, kapalné či plynné znečišťující příměsi. Viz též znečištění ovzduší.

angl. polluted air; slov. znečistený vzduch; 1993-a2

vzdušina — zast. název pro vzduchovou hmotu. V čes. met. literatuře byl běžný do konce 2. světové války.

1993-a1

vzlínání vody — pohyb podpovrchové vody vlivem působení kapilárních sil proti směru zemské tíže.

angl. capillary rise of soil moisture; slov. vzlínanie vody; 1993-a1

vznos kouřové vlečky, převýšení kouřové vlečky — výška nad úrovní ústí zdroje znečišťování ovzduší, v níž osa kouřové vlečky po počátečním vzestupu nabývá horiz. polohu. Je to tedy rozdíl mezi efektivní výškou komína a jeho skutečnou neboli stavební výškou. V praxi bývá hodnota vznosu kouřové vlečky nahrazována největší změřitelnou výškou osy vlečky nad ústím zdroje. Vznos kouřové vlečky se za jinak stejných podmínek zvětšuje, jestliže vzrůstá teplota exhalací, jejich objem a výstupní rychlost. Při růstu rychlosti větru se vznos kouřové vlečky zmenšuje. Při instabilním teplotním zvrstvení ovzduší dochází za jinak konstantních podmínek k většímu vznosu kouřové vlečky než při stabilním teplotním zvrstvení. Vznos kouřové vlečky významně ovlivňuje přízemní imise. Účinné zlepšení kvality ovzduší lze často dosáhnout dodržováním „pravidla jednoho komína“ (z angl. one stack rule): při vypouštění exhalací jedním společným komínem se obvykle dosáhne vyššího vznosu kouřové vlečky, a proto nižších přízemních imisí, než při vypouštění týchž exhalací několika komíny umístěnými blízko sebe a stejně vysokými nebo i poněkud vyššími než společný komín.

angl. plume rise; slov. vznos dymovej vlečky; 1993-a2

vznos kouřové vlečky termický — dílčí převýšení horiz. osy kouřové vlečky nad ústím komínu, které je způsobené tím, že unikající spaliny mají teplotu vyšší než okolní vzduch. Velikost termického vznosu kouřové vlečky roste se zvětšováním tohoto teplotního rozdílu a klesá s rostoucí rychlostí proudění v hladině ústí komínu. K určení termického vznosu kouřové vlečky se používají různé empir. vzorce a za bezvětří nebo při velmi slabém proudění lze aplikovat hrubě orientační pravidlo, podle něhož na každý tepl. stupeň, o který teplota unikajících spalin převyšuje teplotu okolního vzduchu, připadá převýšení 1,4 m. Připočteme-li k tomuto vznosu vliv výstupní rychlostí spalin v ústí komínu, dostaneme celkový vznos kouřové vlečky.

angl. thermal plume rise; slov. termický vznos dymovej vlečky; 1993-a3

vzorec, viz též formule, rovnice, věta, vztah, zákon, index.

angl. formula; slov. vzorec; 1993-a1

vzorec Ångströmův — 1. jeden z empirických vzorců pro výpočet efektivního vyzařování zemského povrchu E při jasné obloze. Má tvar:
E=σT4[ A+Bexp(Ce) ],
kde T značí teplotu vzduchu v K a e dílčí tlak vodní páry, v obou případech podle měření v meteorologické budce, σ je Stefanova a Boltzmannova konstanta, A, B, C značí empir. konstanty platící pro dané místo. Považujeme-li zemský povrch za dokonale černý v oboru dlouhovlnného záření, lze z Ångströmova vzorec pro zpětné záření Ez odvodit vztah:
EZ=σT4[ 1-A-Bexp (-Ce)], který bývá v literatuře rovněž označován jako vzorec Ångströmův. Viz též vzorec Bruntův;
2. jeden ze skupiny empir. vzorců pro výpočet denních nebo měs. úhrnů globálního slunečního záření Q. Obvykle se uvádí ve tvaru
Q=Q0(1( 1τ)k),
kde Q0 značí příslušný úhrn globálního slunečního záření při stále jasné obloze, τ je empir. parametr měnící se s místem a roč. dobou a za k se dosazuje 1 – sr, kde sr je relativní trvání slunečního svitu. Obdobný je např. vzorec Kimballův, v němž k se rovná prům. pokrytí oblohy oblaky n¯ za uvažované období (den, měsíc), nebo vzorec Savinovův, v němž
k=(n¯ +1sr)/2.
Vzorec Ångströmův je pojmenován podle švédského fyzika K. Ångströma.

angl. Ängström formula; slov. Ängströmov vzorec; 1993-a1

vzorec Babinetův — jeden z barometrických vzorců, používaných při barometrické nivelaci. Vyjadřuje vztah mezi tloušťkou Δz [m] vrstvy vzduchu shora a zdola omezené dvěma izobarickými hladinami p0 a p1, v níž je prům. teplota Tm [°C]. Babinetův vzorec dostaneme integrací rovnice hydrostatické rovnováhy podle vert. souřadnice za předpokladu, že hustota vzduchu se v uvažované vrstvě s výškou nemění. Babinetův vzorec se používá ve tvaru:
Δz=16000(1+0,004Tm) p0p1p0+p1,
nebo
p0p1= 16000(1+0,004Tm)+Δz 16000(1+0,004Tm)Δz,
přičemž p0 > p1. Babinetův vzorec se užívá pro určení rel. nadm. výšky (svislé vzdálenosti) dvou míst, na nichž byl současně změřen tlak vzduchu p0p1 teploty T0T1. Vzorec odvodil franc. fyzik J. Babinet kolem r. 1850. Vzhledem ke zjednodušujícím předpokladům, použitým při odvození vzorce, je přesnost údajů v podstatě nepřímo úměrná vzdálenosti uvažovaných tlakových hladin. Proto se Babinetův vzorec používá jen pro tloušťky vrstev zhruba do 1 000 m.

angl. Babinet formula; slov. Babinetov vzorec; 1993-a1

vzorec barometrický, syn. formule barometrická.

angl. barometric formula; slov. barometrický vzorec; 1993-a1

vzorec Bemporadův — empir. vzorec pro výpočet optické hmoty atmosféry, který přihlíží k zakřivení zemského povrchu a k atmosférické refrakci. Má tvar:
m=p1p0 [ secθ2,890θ ],
kde m je opt. hmota atmosféry, p0 normální tlak vzduchu, p1 pozorovaný tlak vzduchu a θ zenitová vzdálenost (zenitový úhel) Slunce v úhlových stupních. Vzorec je použitelný při θ < 85°, tj. při výšce Slunce nad ideálním obzorem alespoň 5°, protože při vyšších hodnotách θ velikost opt. hmoty atmosféry příliš závisí na rozložení hustoty vzduchu ve spodních vrstvách ovzduší. To nelze s dostatečnou přesností do vzorce zahrnout. Na základě uvedeného vzorce sestavil A. Bemporad tabulky hodnot m pro různé hodnoty θ, popř. výšek Slunce nad obzorem. Pro hodnoty menší než 70°, tj. při výšce Slunce nad obzorem alespoň 20°, lze Bemporardův vzorec zjednodušit na přibližný vzorec:
m=secθ.
Vzorec odvodil A. Bemporad roku 1905.

angl. Bemporad formula; slov. Bemporadov vzorec; 1993-a1

vzorec Bouguerův, syn. zákon Bouguerův.

angl. Bouguer´s law; slov. Bouguerov vzorec; 1993-a1

vzorec Bruntův — jeden z empir. vzorců pro výpočet efektivního vyzařování zemského povrchu E při jasné obloze. Má tvar:
E=σT4(ab e),
kde T značí teplotu vzduchu v K, e tlak vodní páry podle měření v meteorologické budce, σ je Stefanova a Boltzmannova konstanta, a, b, značí empir. parametry platné pro dané místo. Považujeme-li zemský povrch za dokonale černý v oboru dlouhovlnného záření, lze z Bruntova vzorce odvodit vztah pro zpětné záření Ez ve tvaru:
Ez=σT4( 1a+be),
který bývá v literatuře rovněž označován jako Bruntův vzorec. Bruntův vzorec patří mezi historicky významným vztahům. Viz též vzorec Ångströmův.

angl. Brunt formula; slov. Bruntov vzorec; 1993-a2

vzorec Clapeyronův, syn. rovnice stavová.

angl. Clapeyron formula; slov. Clapeyronov vzorec; 1993-a1

vzorec Ferrelův, syn. vztah Ferrelův.

slov. Ferrelov vzorec; 1993-a1

vzorec Hannův pro redukci teploty vzduchu, viz redukce teploty vzduchu.

angl. Hann formula for reduction of air temperature; slov. Hannov vzorec pre redukciu teploty vzduchu; 1993-a1

vzorec Hannův pro pokles tlaku vodní páry s výškou — jeden z empir. vzorců vyjadřujících úbytek tlaku vodní páry s nadm. výškou v horských oblastech, který má tvar:
ez=e010z 6300,
kde ez je tlak vodní páry v převýšení z [m], e0 tlak vodní páry ve výchozí hladině při zemi. Vzorec, který se týká prům. rozložení vodní páry, odvodil rakouský meteorolog J. Hann z pozorování na horských stanicích. V horských oblastech se tlak vodní páry snižuje na každých 2 000 m výšky zhruba o polovinu. Pro výpočet poklesu tlaku vodní páry s výškou ve volné atmosféře se používá analogických vzorců; tlak vodní páry se ve volné atmosféře snižuje přibližně na polovinu na každých 1 500 m výšky.

angl. Hann formula for fall of water vapour pressure with height; slov. Hannov vzorec pre pokles tlaku vodnej pary s výškou; 1993-a1

vzorec Hennigův, viz vztah Ferrelův.

angl. Henning formula; slov. Hennigov vzorec; 1993-a1

vzorec Kaminského, viz vítr převládající.

angl. Kaminski formula; slov. Kaminského vzorec; 1993-a1

vzorec Kimballův, viz vzorec Ångströmův.

angl. Kimball formula; slov. Kimballov vzorec; 1993-a1

vzorec Kuzminův — vzorec pro výpočet měs. hodnot výparu ze sněhu a ledu. Má tvar:
V=n(0,18+0,098v 10)(eeed),
kde V je výpar za měsíc v mm, n počet dní v měsíci, v10 prům. měs. rychlost větru v m.s–1 ve výšce 10 m nad povrchem sněhu, ea tlak nasycené vodní páry v hPa odpovídající prům. měs. teplotě vzduchu a ed je prům. měs. hodnota tlaku vodní páry ve vzduchu v hPa zjištěná měřením. Analogického vzorce lze použit i pro výpočet denní hodnoty výparu ze sněhu (pro n = 1 a denní průměry příslušných veličin).

angl. Kuzmin formula; slov. Kuzminov vzorec; 1993-a1

vzorec Lambertův pro intenzitu záření, viz zákon Beerův.

slov. Lambertov vzorec pre intenzitu žiarenia; 1993-b1

vzorec Lambertův pro výpočet průměrného směru větru — vzorec pro výpočet prům. směru větru z četností směru větru pozorovaného v osmidílné větrné růžici. Za předpokladu, že rychlosti větru jsou ve všech osmi směrech stejné, má tvar:
tgα=EW+( NE+SENWSW)cos45° NS+(NE+NWSESW )cos45°,
kde α je úhel mezi poledníkem a prům. směrem větru a symboly pro osm směrů větru vyjadřují počet případů výskytu větru daného směru.

angl. Lambert formula for mean direction of wind; slov. Lambertov vzorec pre výpočet priemerného smeru vetra; 1993-a1

vzorec Laplaceův — 1. jeden z barometrických vzorců, používaný ve tvaru:
z=8000(1+αT)ln p0p,
nebo
z=18400(1+αT)log p0p,
kde z je výška v m nad výchozí hladinou, p0 tlak vzduchu ve výchozí hladině, p tlak vzduchu ve výšce z, α je konstanta rovná 0,003 66 a T je teplota vzduchu ve °C. Pro reálné ovzduší, v němž se teplota mění s výškou, se symbolem T rozumí prům. teplota ovzduší v dané vrstvě vzduchu, počítaná obvykle jako aritmetický průměr teploty v hladinách s tlakem p0p. V uvedených vzorcích se nebere zřetel na vliv vlhkosti vzduchu. Viz též vzorec Babinetův, vzorec Laplaceův a Rühlmannův.

angl. Laplace formula; slov. Laplaceov vzorec; 1993-a3

vzorec Laplaceův a Rühlmannův, formule barometrická úplná — nejpřesnější barometrický vzorec, který přihlíží jak k vlhkosti vzduchu, tak k závislosti síly zemské tíže na zeměp. šířce a výšce nad hladinou moře. Uvádí se ve tvaru:
lnp1p2=( 1αTm)(10,377 e¯p¯)( 10,002644cos2φ)( 1βzm) Δz18400,
kde Δz = z2z1 je rozdíl nadm. výšek [m] tlakových hladin p2 a p1, Tm prům. teplota ve °C, e¯ prům. tlak vodní páry a p¯ prům. tlak vzduchu ve vrstvě mezi oběma hladinami, zm = ½(z1 + z2) je nadm. výška středu uvažované vrstvy, φ; značí zeměp. šířku, α je konstanta rovná 0,003 66, β konstanta rovná 0,000 000 314 pro volnou atmosféru a 0,000 000 196 pro horské oblasti. Tento vzorec, nazývaný též úplná barometrická formule, vznikl tak, že původní vzorec Laplaceův z let 1799 až 1805 zdokonalil R. Rühlmann v roce 1870.

angl. Laplace and Rühlmann formula; slov. Laplaceov a Rühlmannov vzorec; 1993-a1

vzorec Magnusův — empir. vzorec pro závislost tlaku nasycené vodní páry es nad rovinným vodním povrchem na teplotě vzduchu. Má tvar:
es=es0 107,45T235+T,
kde es0 = 6,10 hPa je tlak nasycené vodní páry při 0 °C a T teplota vzduchu ve °C. Z Magnusova vzorce vyplývá, že tlak nasycené vodní páry je funkcí pouze teploty vzduchu. Vzorec je použitelný i pro přechlazenou vodu. Viz též vztah Thomsonův.

angl. Magnus formula; slov. Magnusov vzorec; 1993-a1

vzorec Marshallův a Palmerův, viz vztah Z—I.

slov. Marshallov a Palmerov vzorec; 1993-a1

vzorec Poissonův, viz rovnice Poissonovy.

angl. Poisson formula; slov. Poissonov vzorec; 1993-a1

vzorec psychrometrický, formule psychrometrická — poloempirický vzorec používaný při výpočtu psychrometrických tabulek. Má tvar:
e=esAp( TT),
kde e je tlak vodní páry ve vzduchu, es tlak nasycené vodní páry určený s ohledem na fázi vody při teplotě udávané vlhkým teploměrem, A značí psychrometrický koeficient, p tlak vzduchu, T teplotu vzduchu udanou suchým teploměremT' teplotu udanou vlhkým teploměrem. Hodnota es závisí na skupenství vody ve vlhkém obalu teploměru. K praktickému určování vlhkosti vzduchu na základě měření Assmannovým psychrometrem se používá psychrometrický vzorec v úpravě Sprungově.
V termodynamice atmosféry se psychrometrický vzorec uvádí též ve tvaru:
w=wc pd(TTiv) Lwv,
kde w je směšovací poměr, w" směšovací poměr ve vzduchové částici nasycené při izobarické vlhké teplotě Tiv, cpd měrné teplo při konstantním tlaku pro suchý vzduch a Lwv latentní teplo vypařování. Protože izobarickou vlhkou teplotu Tív lze v podstatě ztotožnit s teplotou naměřenou vlhkým teploměrem, umožňuje výše uvedený vztah vypočítat z naměřených teplot suchého a vlhkého teploměru, jakož i z hodnoty max. směšovacího poměru při teplotě Tiv aktuální směšovací poměr ve vzduchové částici při teplotě T. Viz též vzorec Sprungův.

angl. psychrometric formula; slov. psychrometrický vzorec; 1993-a1

vzorec Rossbyho, viz vlny Rossbyho.

angl. Rossby formula; slov. Rossbyho vzorec; 1993-a1

vzorec Savinovův, viz vzorec Ångströmův.

angl. Savinov formula; slov. Savinovov vzorec; 1993-a1

vzorec Sprungůvpsychrometrický vzorec používaný k praktickému určení vlhkosti vzduchu z údajů Assmannova psychrometru. Má tvar:
e=es-A(T-T )p/755, kde e je tlak vodní páry v místě měření v torrech, es tlak nasycené vodní páry v torrech při teplotě udávané vlhkým teploměrem, p značí tlak vzduchu v torrech, A je psychrometrický koeficient, jehož hodnota je pro uměle ventilovaný psychrometr a pro vodu 0,5 (pro led 0,43), T značí teplotu suchého teploměru a T' teplotu vlhkého teploměru. Vzorec je pojmenován podle něm. meteorologa A. Sprunga (1848–1909).

angl. Sprung formula; slov. Sprungov vzorec; 1993-a2

vzorec Stokesův — vzorec pro výpočet rychlosti pádu sférických vodních kapek při malých poloměrech kapek. Má tvar:
v=29(ρw -ρ)gμ r229ρw gμr2,
kde v je pádová rychlost vodní kapky, r její poloměr, ρw hustota vody, ρ hustota vzduchu, µ dynamický koeficient vazkosti vzduchu a g tíhové zrychlení. Stokesův vzorec lze použít u kapek s poloměrem r ≤ 5.10–5 m. Viz též zákon Stokesův, pádová rychlost kapek.

angl. Stokes formula; slov. Stokesov vzorec; 1993-a2

vzorec Thomsonův, viz vztah Thomsonův.

slov. Thomsonov vzorec; 1993-a1

vzorec Wussowův, viz vztah Wussowův.

slov. Wussowov vzorec; 1993-a1

vzorec Zenkerův, viz kontinentalita klimatu termická.

angl. Zenker formula; slov. Zenkerov vzorec; 1993-a1

vztah, viz též formule, vzorec, zákon, rovnice, věta.

slov. vzťah; 1993-a1

vztah Allardův — vztah vyjadřující závislost mezi prahovou hodnotou osvětlení oka, svítivostí zdroje světla, dohledností, propustností ovzduší a vzdáleností zdroje světla od fotometru. Používá se ve tvaru:
ET=ID2p D/Z,
kde Et je prahová hodnota osvětlení v lx, I svítivost zdroje světla v cd, D dohlednost v m, P značí propustnost atmosféry v % a Z vzdálenost zdroje světla od fotometru udávaná v m. Hodnota Et je pro noční hodiny rovna 10–6,1 lx, za svítání a soumraku 10–5 lx, během dne 10–4 (při bezoblačném dni 10–3) lx. V letecké meteorologii se Allardův vztah používá pro přepočet hodnot propustnosti atmosféry na dráhovou dohlednost. Vzorec slouží při porovnání dohlednosti měřené přístrojem a meteorologické dohlednosti vizuálně odhadované pozorovatelem. Viz též měření dráhové dohlednosti, vztah Koschmiederův.

angl. Allard formula; slov. Allardov vzťah; 1993-a3

vztah Ferrelův, vzorec Ferrelův — vztah umožňující přibližné určení výšky základny konv. oblačnosti nad zemí jako funkce deficitu teploty rosného bodu (TTd). Má tvar:
z=122,6(TTd)
kde z je výška základny konv. oblačnosti v m, T teplota vzduchu ve °C, měřená v meteorologické budceTd teplota rosného bodu. Vztah se nazývá podle amer. fyzika W. Ferrela (1817–1891) a vychází z předpokladu, že teplota klesá s výškou o 9,8 °C a rosný bod o 1,8 °C na každý kilometr nadmořské výšky, což je přibližně správné v dobře promíchávané mezní vrstvě. Platnost tohoto přibližného vztahu experimentálně potvrdilo více autorů. V něm. met. literatuře bývá označován jako Hennigův vzorec, v amer. literatuře se používá název „dew–point formula“. V současné době se s jeho použitím setkáváme jen zřídka.

angl. dew-point formula; Ferrel formula; slov. Ferrelov vzťah; 1993-a3

vztah Chrgianův, viz radioatmosféra standardní.

slov. Chrgianov vzťah; 1993-a1

vztah Koschmiederův — vztah vyjadřující závislost mezi prahovým kontrastem oka, propustností atmosféry, dohledností a vzdáleností mezi světelným zdrojem a fotometrem. Používá se ve tvaru:
Ec=PD/Z,
kde Ec je prahový kontrast oka v % (při přepočtu hodnoty propustnosti atmosféry na dráhovou dohlednost se používá hodnota 5 %), P propustnost atmosféry v %, D dohlednost v m a Z vzdálenost světelného zdroje od fotometru udaná v m. V letecké meteorologii se Koschmiederův vztah používá při přepočtu hodnot propustnosti atmosféry na dráhovou dohlednost. Vzorec slouží i k porovnání měřené a vizuálně odhadované dohlednosti. Byl nazván podle něm. meteorologa H. Koschmiedera (1925). Viz též měření dráhové dohlednosti, vztah Allardův.

angl. Koschmieder formula; slov. Koschmiederov vzťah; 1993-a3

vztah Lajchtmanův — vztah vyjadřující změnu rychlosti větru s výškou v závislosti na vert. teplotním gradientu a na velikosti tření vzduchu o zemským povrch. Lajchtmanův vztah lze psát ve tvaru
v1v2= z11nz0 1nz21n z01n,
kde v1v2 je rychlost větru v hladině 1 a v hladině 2, z1 a z2 výška hladiny 1 a hladiny 2, n značí koeficient závislý na teplotním zvrstvení ovzduší a z0 parametr drsnosti zemského povrchu. Uvedený vztah, nazvaný podle D. L. Lajchtmana, se používal při studiu přízemnímezní vrstvy atmosféry.

angl. Lajchtman formula; slov. Lajchtmanov vzťah; 1993-a3

vztah Marshallův a Palmerův, viz vztah Z—I.

angl. Marshall and Palmer formula; slov. Marshallov a Palmerov vzťah; 1993-a1

vztah Mayerův — vztah mezi měrným teplem plynů za stálého tlaku a měrným teplem plynů za stálého objemu, uváděný ve tvaru:
cpcv=R,
kde cp je měrné teplo daného plynu za stálého tlaku, cv měrné teplo za stálého objemu a R měrná plynová konstanta. Mayerův vztah platí přesně pouze pro ideální plyn. Uvedený vztah, který objevil a formuloval něm. lékař a fyzik J. R. von Mayer v r. 1867, má časté uplatnění v termodynamice atmosféry.

angl. Mayer formula; slov. Mayerov vzťah; 1993-a1

vztah Němcův — empir. vztah vyjadřující závislost množství dešťových srážek na době trvání a pravděpodobnosti opakování jejich výskytu. Má tvar:
Hs=(a.logt+b )Nn,
kde Hs je množství srážek v mm vodního sloupce, t doba trvání srážek v minutách, N počet let, za který se tyto srážky opakují v dlouholetém průměru (např. pro déšť opakující se v  dlouholetém průměru jednou za 50 let je N = 50); a, b, n jsou parametry zjištěné pro jednotlivé srážkoměrné stanice. Němcův vztah umožňuje provádět poměrně spolehlivé výpočty pro celé území ČR, a to pro intervaly hodnot t od 15 do 120 minut a N od 5 do 100 let. Uvedený vztah byl odvozen J. Němcem (1964) na základě rozsáhlého ombrografického materiálu s dobou trvání intenzivních srážek do 2 hodin, který pro území ČR předtím zpracoval J. Trupl (1958). Viz též vztah Wussovův.

angl. Němec formula; slov. Nemcov vzťah; 1993-a1

vztah Šatského — jeden z empir. vzorců, který umožňuje odhadnout velikost výparu z volné vodní hladiny. Vychází ze závislosti výparu na teplotě vzduchu a relativní vlhkosti vzduchu v daném období. Má tvar:
V¯=0,06(15+T¯) (100-r¯v),
kde V¯ je prům. měs. výpar v cm, T¯ prům. měs. teplota vzduchu ve °C, r¯v prům. měs. relativní vlhkost vzduchu v % a 0,06 koeficient stanovený na základě výparu podle záznamů registračních výparoměrů. Vztah, který odvodil ruský meteorolog A. L. Šatskij, má v současné době pouze historický význam.

slov. Šatského vzťah; 1993-a2

vztah Thomsonův (Thomsonův a Gibbsův) — teor. odvozený vztah vyjadřující závislost tlaku nasycené vodní páry nad zakřiveným povrchem na poloměru křivosti tohoto povrchu. Má tvar
lnesres =cr,
kde esr je tlak nasycené vodní páry nad zakřiveným povrchem, es tlak nasycené vodní páry nad dokonale rovinným povrchem, r poloměr zakřivení povrchu (v případě dutého tvaru vodního povrchu, např. v kapiláře, musíme poloměr křivosti r uvažovat záporný) a paramter c vztahem:
c=2σρw RvT,
přičemž σ značí povrchové napětí vody, ρw hustotu vody, Rv měrnou plynovou konstantu vodní páry a T teplotu v K. Z Thomsonova vztahu vyplývá, že větší oblačné kapičky vyžadují ke kondenzačnímu růstu menší přesycení vzduchu vodní párou než kapičky menší, takže rostou na úkor menších kapiček. Uvedený vztah odvodil angl. fyzik W. Thomson (pozdější lord Kelvin) v r. 1871; někdy je též označován jako vztah Thomsonův a Gibbsův. Viz též vzorec Magnusův.

angl. Thomson formula; slov. Thomsonov vzťah; 1993-a1

vztah Thomsonův a Gibbsův, syn. vztah Thomsonův.

slov. Thomsonov a Gibbsov vzťah; 1993-a1

vztah Wussowův — empir. vztah kategorizující intenzitu srážek, převážně dešťových, podle jejich množství a trvání. Platí-li pro srážky s trváním do 2 hodin nerovnost h5t, kde h je množství srážek v mm vodního sloupce a t doba jejich trvání v minutách, označuje se déšť jako normální. Pro 25th>5t, je déšť označován jako silný liják a pro h>25t jako katastrofální liják („vis maior“). Pro deště s trváním nad 2 hodiny se vztah pod odmocninou modifikuje na tvar 5t1576t2. Uvedené vztahy, které odvodil pro Německo G. Wussov (1922), se používaly i pro naše území. Viz též vztah Němcův.

angl. Wussow formula; slov. Wussowov vzťah; 1993-a1

vztah Z–I — vztah mezi radiolokační odrazivostí a intenzitou srážek, užívaný při praktických radiolokačních měřeních. Vztah má tvar:
Z=aIRb,
kde Z je radiolokační odrazivost (mm6.m3) a IR je intenzita srážek (mm.h–1). Tento tvar vztahu využívá předpoklad platnosti Marshallova Palmerova rozdělení velikosti dešťových kapek a jeden z prvních a stále často užívaných vztahů Z–IR stanovili již v r. 1948 J. S. Marshall a Mc W. K. Palmer. Konstanty a, b mohou kolísat v poměrně širokých mezích (a od 50 do 2 000, b od 1 do 2,8). V Evropě jsou nejčastěji užívané hodnoty a = 200 a b =1,6, které byly odvozeny pro dešťové srážky z vrstevnaté oblačnosti ve stř. zeměp. šířkách. Empirické vyjádření vztahu Z–IR nahrazuje exaktní vztah mezi koeficientem radiolokační odrazivosti a intenzitou srážek, který může být stanoven pouze na základě znalostí spektra velikostí srážkových částic a jejich pádové rychlosti. Viz též odrazivost meteorologického cíle radiolokační.

slov. Z–I vzťah; 1993-a2

vztlak — v dynamické meteorologii označení pro vertikálně orientovanou výslednici síly zemské tíže a hydrostatické (aerostatické) vztlakové síly, která působí na vzduchovou částici. V případě, že je výslednice těchto sil orientována k zemskému povrchu, mluvíme obvykle o záporném vztlaku. Na rozdíl od dynamické meteorologie se v mechanice tekutin vztlakem rozumí pouze hydrostatická vztlaková síla. Používání termínu (archimedovská) vztlaková síla jako syn. vztlaku v dynamické meteorologii proto není vhodné. Viz též metoda částice.

angl. buoyancy; slov. vztlak; 2014

W

wall cloud — lokální snížení základny oblaku druhu cumulonimbus s horizontálním rozměrem okolo kilometru. Indikuje výskyt mohutného výstupného konvektivního proudu, především v supercelách. Vzniká vtahováním vlhkého a chladného vzduchu ze srážkových oblastí do výstupného proudu. Takto vtahovaný vzduch pak kondenzuje v nižší výšce než okolní vzduch a vytváří tak viditelnou strukturu pod původní základnou oblaku. Výrazně rotující wall cloud může předcházet výskytu tornáda. V české odborné terminologii nebyl český termín zaveden a používá se termín převzatý z angličtiny. Přímý překlad anglického termínu do češtiny není vhodný.

angl. wall cloud; 2015

WIGOS — integrovaný systém pozorování Světové meteorologické organizace (WMO). Kromě existujícího Světového pozorovacího systému (GOS) zahrnuje také další programy WMO: Global Atmosphere Watch (GAW), Global Cryosphere Watch (GCW) a World Hydrological Cycle Observing System (WHYCOS). Cílem WIGOS je dosažení efektivní koordinace činnosti všech dosavadních složek systému pro zvýšení kvality a dostupnosti dat, s přihlédnutím k požadavkům a možnostem národních meteorologických center.

angl. WMO Integrated Global Observing System; slov. WIGOS; 2014

willy–willy — 1. označení pro prachový nebo písečný vír v Austrálii; 2. zastaralé regionální označení severoaustralských tropických cyklon. Viz též cyklon.

angl. willy-willy; slov. willy-willy; 1993-a3

windprofiler — automatický bezobslužný přístroj k měření směru a rychlosti větru ve vertikálním profilu sahajícím od výšky 100–200 m do několika kilometrů. V principu se jedná o dopplerovský radar, který používá 5 paprsků, jeden vertikální a 4 ortogonální paprsky, odkloněné 15 ° od vertikály. Cílem, odrážejícím část vyslaného elektromagnetického vlnění zpět k anténě, jsou turbulence ve vzdušném proudění. Přístroj je schopen měřit jak horizontální, tak vertikální složku větru. Frekvence odraženého signálu se měří v intervalech odpovídajících času, za který se odražený signál vrátí z požadované výšky. Radar může být doplněn akustickým systémem, který umožňuje měřit výškový profil teploty vzduchu. Zvuk o frekvenci 2–3 kHz vyslaný systémem reproduktorů a šířící se směrem vzhůru, je v tomto případě cílem pro vertikální radarový paprsek. Z posunu frekvence odraženého signálu se vypočítává rychlost šíření zvuku a z té potom virtuální teplota vzduchu. Používá se výhradně označení přístroje z angličtiny.

angl. windprofiler; 2016

WIS — informační systém Světové meteorologické organizace. Je budován rozvíjením a zdokonalováním Světového telekomunikačního systému (GTS) tak, aby mohl zajistit sběr a automatickou distribuci měřených, pozorovaných a zpracovaných dat nejen členům Světové meteorologické organizace, ale i dalším oprávněným uživatelům meteorologických informací, zejména v případě povodní, jaderných nebo chemických havárií apod. Hlavní funkci mají centra GISC (Global Information System Centres) spojená telekomunikační sítí s vysokou rychlostí přenosu; úlohu regionálních telekomunikačních center v rámci WIS plní centra DCPC (Data Collection or Production Centres); úkolem národních center NC je sběr a distribuce dat na národní úrovni. WIS umožňuje online přístup k některým datům uloženým v GISC a DCPC.

angl. WMO Information System; slov. WIS; 2014