Elektronický meteorologický slovník

syn. radiolokátor – elektronické zařízení pro detekci a lokalizaci vzdálených objektů, které rozptylují nebo odrážejí rádiové elmag. záření. Radar se skládá z vysílače, anténního systému, přijímače, bloku signálového zpracování, bloku zpracování a vizualizace dat a dalších doplňkových obvodů.
Nejčastěji jsou radary konstruovány jako monostatické, kdy jeden anténní systém je využíván pro vysílání i příjem. V takovém případě radarová detekce využívá odrazu a zpětného rozptylu signálu na radiolokačních cílech. Podstatně méně časté jsou bistatické radary, které mají oddělené vysílací a přijímací anténní systémy a pro detekci využívají přímého rozptylu.
Radary lze též rozdělit podle způsobu vyzařování na impulzní a radary se stálou vlnou. Častěji jsou využívány radary impulzní, které v pravidelných cyklech vysílají do atmosféry velmi krátké pulsy mikrovlnného elmag. záření o velkém okamžitém (špičkovém) výkonu, formované anténou (parabolickou) do úzkého svazku. Radar se vždy bezprostředně po vyslání pulsu přepne do přijímacího módu. Objekty ležící v cestě radarového paprsku odrážejí, rozptylují a absorbují energii. Malá část odražené a rozptýlené energie směřuje zpět k anténě, na které je zachycena a odvedena do přijímače, kde je zesílena a dále zpracována. Pokud je přijatý signál dostatečně silný, je detekován a vyhodnocen jako radiolokační cíl. V rámci signálového zpracování je vyhodnocen přijatý výkon, případně další charakteristiky signálu. Přijatý výkon je pomocí radiolokační rovnice převeden na radarovou odrazivost. Čas mezi vysláním pulzu a přijetím odraženého signálu udává vzdálenost cíle, který společně se známou polohou antény (azimut, elevace) jednoznačně lokalizují cíl v prostoru. Podle typu radaru je možné vyhodnotit i některé další charakteristiky cíle. Dopplerovské radary mohou navíc pomocí Dopplerova efektu vyhodnotit radiální rychlost cíle ze změny frekvence přijatého signálu. Polarimetrické radary umožňují navíc současně vyhodnocovat odrazy horizontálně a vertikálně polarizovaného záření a z jejich porovnání odvodit další charakteristiky.
Radary se stálou vlnou nejsou vhodné k určování přesné polohy cíle, umožňují však lepší měření radiální rychlosti cílů (např. policejní radary pro měření rychlosti vozidel).

Termín vznikl v r. 1940 v USA. Je zkratkou původního angl. označení tohoto zařízení RAdio Detection And Ranging „detekce a měření vzdálenosti pomocí rádiových vln“.

syn. záření.

Termín pochází z lat. slova radiatio „záření“, jehož základem je výraz radius „paprsek“.

(ra) [radiátus] – jedna z odrůd oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Oblaky odrůdy radiatus jsou uspořádány v širokých rovnoběžných pásech, které se vlivem perspektivy zdánlivě sbíhají v jediném bodě na obzoru; rozprostírají-li se oblačné pásy přes celou oblohu, sbíhají se zdánlivě do dvou protilehlých úběžníkových bodů. Vyskytuje se hlavně u druhů cirrus, altocumulus, altostratus, stratocumulus a cumulus. Termín radiatus (čes. paprskovitý) byl zaveden v r. 1926.

Termín byl zaveden v r. 1926. Je přejat z lat. radiatus „s paprsky, zářivý“ (od radiare „zářit“, z radius „paprsek“, srov. radiace), zde ovšem ve smyslu „radiální, paprskovitě uspořádaný“. Do češtiny býval překládán jako „paprskovitý“.

viz chemie atmosféry.

přítomnost látek v atmosféře, jejichž atomová jádra se samovolně rozpadají a vysílají přitom radioaktivní záření (α, β, γ, pozitrony, neutrony apod.). Koncentrace radioakt. látek vzniklých přirozenou cestou neboli přirozená radioaktivita atmosféry je malá. Radioakt. látky vzniklé umělou cestou, např. ostřelováním jader atomů různými elementárními částicemi v jaderných reaktorech nebo při jaderných výbuších, jsou příčinou umělé radioaktivity atmosféry. Jsou-li přítomny ve větších koncentracích, mohou být příčinou radioakt. znečištění, popř. zamoření ovzduší. Viz též měření radioaktivity atmosféry, oblak radioaktivní.

radioaktivita atmosféry způsobená přítomností radioakt. izotopů, které se do atmosféry dostaly ze zemského povrchu nebo z vesmíru, popř. vznikly přímo v ovzduší působením toků elementárních částic nebo γ-záření, zpravidla kosmického původu. Na přirozené radioaktivitě atmosféry se nejvíce podílí radon.

radioaktivita atmosféry vyvolaná lidskou činností, např. nukleárními nebo termonukleárními výbuchy, únikem z jaderných reaktorů, manipulací s radioaktivními materiály apod.

přístroj k měření účinku slunečního záření na výpar vody z listů rostlin. Viz též transpirace, atmometr.

model atmosféry používaný při řešení úloh spojených s výpočty efektivního dosahu radiolokace objektů, radiokomunikačních spojů, při projekci radiolokačních, spojových a jiných zařízení. V modelu standardní radioatmosféry klesá teplota vzduchu s výškou o 6,5 °C na 1 km, tlak vzduchu klesá s výškou podle barometrické formule a tlak vodní páry e podle empirického vztahu A. Ch. Chrgiana
$e_h=e_0\exp \left[-h\left(b-hc\right)\right],$
kde h je výška v km a konstanty b a c závisejí na roční době v rozmezí 0,1112 ≤ b ≤ 0,2181; 0,0286 ≤ c ≤ 0,0375. Index lomu elektromagnetického vlnění ve vzduchu n je pro troposférické výšky lineárně závislý na h a pro stř. zeměp. šířky platí
$\mathrm{d}n/\mathrm{d}h=-{\mathrm{4,0.10}}^{-6}{\text{km}}^{-1}.$
Dále se ve standardní atmosféře zavádí efektivní poloměr Země místo skutečného poloměru Země a vztah poloměru zakřivení paprsku vzhledem k zakřivení Země s ohledem na atmosférickou refrakci. Hodnoty stavových veličin pro standardní radioatmosféru jsou tabelovány.

syn. odraz radiolokační.

Termín je v obecném fyz. smyslu poprvé doložen v r. 1928. Skládá se z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „týkající se rádiových vln“ a řec. ἠχώ [échó] „ozvěna“.

radiogoniometr se zařízením, umožňujícím registraci zjištěných údajů.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“, řec. γωνία [gónia] „úhel“ a z komponentu -γραφos [-grafos], odvozeného od slovesa γράφειν [grafein] „psát“.

zařízení k určování směru cíle pomocí radiogoniometrie. Skládá se obvykle z úzkosvazkové antény otočné v horní polosféře, z radiopřijímače a všech technických zařízení nutných pro zpracování a indikaci signálu.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“, řec. γωνία [gónia] „úhel“ a μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

způsob určení směru cíle, který vyzařuje elmag. vlny. V úhlových souřadnicích se zaměřuje azimut a zpravidla i výškový (polohový) úhel. Pro určení polohy cíle v prostoru je pak nutné znát ještě jeho výšku. V meteorologii slouží jako cíl nejčastěji vysílač radiosondy vynášený balonem, jehož výška se určuje při radiosondážním měření. Jinou metodou určení polohy je vyhodnocení průsečíku ze současného zaměřování dvěma radiogoniometry z různých stanovišť. Radiogoniometrie se v meteorologii používá jako jedna z metod radiosondáže. Někdy bývá využívána též při raketové sondáži ovzduší.

Termín je poprvé doložen v r. 1921. Skládá se z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“, řec. γωνία [gónia] „úhel“ a -μετρία [-metria] „měření“.

druh obzoru používaný v radarové meteorologii, tvořený nejvzdálenějšími body na zemském povrchu kolem zdroje elmag. záření, kam může v jednotlivých směrech dosáhnout radarový paprsek, který je v daném místě k povrchu tečný. Vlivem výrazné atmosférické refrakce v oboru mikrovlnného záření je poloměr radiohorizontu o 8 % větší než poloměr optického obzoru a tudíž o 15 % větší než poloměr geometrického obzoru, je však přitom ovlivněn místním obzorem. Za předpokladu hladkého zemského povrchu je poloměr radiohorizontu přibližně vyjádřen vztahem
$R_{rh}=\sqrt{2R_{ef}.h},$
kde R_rh je poloměr radiohorizontu v km, R_ef efektivní poloměr Země v km rovný 4/3 skutečného zemského poloměru v dané zeměp. šířce a h výška antény nad zemským povrchem v metrech.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „týkající se rádiových vln“ a slova horizont.

syn. detekce radarová – radioelektronická metoda zjišťování výskytu, prostorového rozložení, popř. dalších charakteristik objektů a jevů schopných odrážet nebo rozptylovat, popř. generovat elmag. záření v oblasti rádiových vln. Podle toho se rozlišuje primární a sekundární aktivní radiolokace a pasivní radiolokace. Radiolokace meteorologických cílů je prováděna pomocí radarů, windprofilerů, popř. pasivních detekčních systémů. Radiolokačními cíly jsou např. oblačnost, srážky, radiolokační sondy, blesky apod. Viz též meteorologie radarová, odrazivost radarová, rovnice radiolokační, odraz radarový.

Termín je v tomto významu poprvé doložen v r. 1935. Skládá se z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a lat. locatio „umístění“ (od slovesa locare „umístit“, z locus „místo“).

metoda radiolokace, využívající k získání informace o radiolokačním cíli zpětného radarového odrazu části energie základního sondovacího impulzu od tohoto cíle. Někdy se v novější tech. praxi využívá i sondovacích impulzů vytvářených v jiném zdroji než ve vlastním radaru. Viz též radiolokace aktivní sekundární, radiolokace pasivní.

metoda radiolokace, využívající k získání informace o radiolokačním cíli jeho aktivní spolupráce s radarem. Nejčastěji je sekundární radiolokace prováděna tak, že po přijetí impulzu vyslaného radarem vydá aktivní cíl signál odpovědi vlastním vysílačem. Tím se jednak zvýší dosah sledování takového cíle, jednak zpřesní určení jeho polohy v prostoru. Sekundární radiolokace je využívána především v letectví, v meteorologii pouze u některých typů radiolokačních a transoceánských sond. Viz též radiolokace aktivní primární, radiolokace pasivní.

metoda radiolokace, využívající k získání informace o radiolokačním cíli elmag. záření generované samotným cílem. Většinou se využívá více přijímacích antén na různých místech, aby bylo možné pomocí triangulačních metod určit polohu cíle. Pasivní radiolokace se používá při rádiové komunikaci letadel, v meteorologii např. k pozemní detekci blesků. Viz též radiolokace aktivní primární, radiolokace aktivní sekundární.

syn. radar.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a angl. locator „vyhledávač“ (z lat. locator, odvozeného od slovesa locare „umístit“).

radiolokátor, který umožňuje měření radiálních rychlostí meteorologických cílů. Dopplerovské meteorologické radary s impulzním režimem umožňují lokalizovat a studovat strukturu nebezpečných met. jevů, jako jsou tropické cyklony, supercely, tornáda, aj. Dále mohou být využity k výpočtu vertikálního profilu proudění nad radiolokátorem. Dopplerovské meteorologické radary s nepřetržitou vlnou se využívají k měření spektrálního rozložení velikosti kapalných, popř. pevných částic v atmosféře, profilů rychlostí jejich pohybu, růst velikosti srážkových elementů, turbulence, střihu větru.

často se používá pouze termín meteorologický radiolokátor – radiolokátor pracující v impulzním režimu jehož technické parametry jsou uzpůsobeny pro detekci meteorologických cílů. Jedná se o nejužívanější typ radiolokátoru v meteorologii. Viz též poloměr efektivní, sodar, lidar, potenciál radiolokační meteorologický.

hraniční obor mezi meteorologií, radiofyzikou a radiotechnikou, který se zabývá studiem vlivu atmosféry na šíření rádiových vln. V meteorologii se využívá závislosti šíření rádiových vln na stavu troposféry pro studium meteorologických cílů a jevů. Viz též meteorologie radarová.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „týkající se rádiových vln“ a slova meteorologie.

obecně přístroj k měření elektromagnetického záření.
1. na meteorologických stanicích se používají radiometry pro měření v krátkovlnné oblasti slunečního záření (pyrheliometry, aktinometry a pyranometry), záření v celém oboru spektra (pyrradiometry) nebo bilance záření (bilancometry). Tyto radiometry většinou používají termoelektrická nebo fotoelektrická čidla.
2. radiometry umístěné na meteorologických družicích se používají k získávání dat o zemském povrchu a atmosféře z měření vyzařovaného, odraženého, rozptýleného nebo pohlceného záření na různých vlnových délkách. Družicové radiometry se dělí dle způsobu měření na pasivní a aktivní, podle využití např. na zobrazovací (imager), sondážní (sounder), nebo skaterometry.

Termín se skládá z komponentu radio- ve smyslu „radiace“ a řec. μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

radiometr na meteorologické družici, který pro pořizování informací využívá zpětně odraženého umělého záření generovaného přístrojem družice. Do této kategorie lze zahrnout např. družicové lidary, altimetry, skaterometry, družicové oblačné či srážkové radary a multi- nebo hyperspektrální sondážní družicové radiometry (soundery).

radiometr na meteorologické družici, který pro pořizování informací využívá přirozené záření – odražené sluneční záření nebo tepelné záření vyzařované zemským povrchem, oblačností či plynnými složkami atmosféry.

syn. sounder – radiometr na meteorologické družici, jehož primárním zaměřením je družicová sondáž atmosféry, doplňující radiosondážní nebo další měření ze zemského povrchu. Např. družice MTG, konkrétně MTG-S, bude vybavena sondážním radiometrem IRS.

syn. imager – radiometr na meteorologické družici, jehož primárním zaměřením je měření dvourozměrných kvazihorizontálních polí různých veličin, např. pole oblačnosti, teplotního pole zemského povrchu, aj. Např. družice MTG, konkrétně MTG-I, je vybavena zobrazovacími radiometry FCI a Lightning Imager.

fyz. obor zabývající se studiem a měřením elektromagnetického záření. V meteorologii syn. aktinometrie – měření a studium složek radiační bilance atmosféry, zemského povrchu nebo jejich soustavy.

Termín se skládá z komponentu radio- ve smyslu „radiace“ a řec. -μετρία [-metria] „měření“.

viz měření větru radiotechnickými prostředky.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a slova pilotáž.

slang. označení pro atmosférickou refrakci v oboru rádiových vln, tj. pro lom elmag. vln v atmosféře. Viz index lomu elektromagnetického vlnění ve vzduchu.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „týkající se rádiových vln“ a slova refrakce.

met. přístroj používaný k radiosondážním měřením, který hodnoty měřených veličin předává aerologické stanici pomocí malého vysílače. Radiosonda nejčastěji měří tlak, teplotu a vlhkost vzduchu, popř. i jiné prvky jako ozon, záření či el. potenciál; z trajektorie radiosondy se určuje směr a rychlost větru. Konstrukčně se radiosondy skládají z čidel na měření met. prvků, z převodníku, z vysílače, popř. z přijímače signálu navigačního systému a z baterie. Od vypuštění první radiosondy v roce 1930 do současné doby bylo zkonstruováno množství různých typů radiosond a jejich modifikací. Ještě v osmdesátých letech 20. století se vypouštělo 36 typů radiosond. Podle použitého typu převodníku se radiosondy dělí na chronometrické, s morseovým kódem, frekvenční a modulační (analogové a digitální). Kromě klasických radiosond, které měří během svého výstupu a případně i sestupu, rozeznáváme klesavé radiosondy a sondy upoutané. Nosičem radiosondy je nejčastěji radiosondážní balon, popř. letoun nebo meteorologická raketa. Viz též sondáž atmosféry, snos radiosondy.

Termín zavedl ruský meteorolog P. A. Molčanov nejpozději v r. 1931. Skládá se z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a slova sonda.

syn. dropsonda, sonda klesavá – radiosonda, která provádí měření při svém sestupu atmosférou. Do výšky bývá vynášena obvykle letounem, meteorologickou raketou, nebo nesena transoceánskou sondou, méně často balonem nebo dělostřeleckým granátovým kontejnerem. Příslušné přijímací zařízení bývá obvykle umístěno ve speciálních prostředcích (letadlo, mobilní radiosondážní stanice apod.). Při měření bývá klesavá radiosonda nejčastěji aerodynamicky brzděna padáčkem. Klesavé radiosondy se používají např. při met. měřeních nad polárními moři, v tropických cyklonách apod.

speciální radiosonda obvykle nesená volně letícím balonem a sloužící k rádiovému určení trajektorie, po které se pohybovala. Předává rádiové signály s telemetrií tlaku, event. výšky, nebo odpovědní signály, které se využívají k výpočtu vektoru výškového větru. Viz též měření větru radiotechnickými prostředky.

syn. měření radiosondážní.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a slova sondáž.

radiosondážní měření všech zákl. meteorologických prvků, totiž tlaku, teploty a vlhkosti vzduchu, směru a rychlosti větru. Je zákl. měřením konaným na radiosondážních stanicích.

v meteorologii pozemní zaměřovací přístroj k určování azimutu a polohového úhlu zpravidla radiosondy vynášené volně letícím met. balonem. Signály radiosondy jsou zachycovány úzce směrovou anténou, soustavou antén nebo rotujícím rozmítačem směrové charakteristiky antény, což umožňuje poměrně přesné změření směru k vysílači. Zařízení bývá většinou doplněno elektronickým systémem pro dekódování a zobrazování telemetrie radiosondy, pokud je prováděna zároveň komplexní meteorologická radiosondáž nebo alespoň kódování dosažených izobarických hladin. Radioteodolit nevysílá žádné impulzy k radiosondě.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „používající rádiové vlny“ a slova teodolit, přejatého z angl. výrazu theodolite nejasného původu, kterým pravděpodobně pojmenoval přístroj měřící úhly a směry jeho vynálezce angl. matematik L. Digges v r. 1571.

v met. praxi občas užívané slang. označení pro údaje o výškovém větru, zjištěné měřením větru radiotechnickými prostředky.

Termín se skládá z komponentu radio- (viz radiace) ve smyslu „týkající se rádiových vln“ a slova vítr.

speciální klimatologická rajonizace sestavená pro potřeby zemědělné praxe, především pro efektivní rostlinnou výrobu. Základním problémem při agroklimatologické rajonizaci je výběr agroklimatologických ukazatelů, jež by komplexně vyjádřily prostorovou diferenciaci agroklimatologických podmínek vývoje a tvorby úrody zemědělských kultur. Pro agroklimatologickou rajonizaci tehdejšího území ČSFR (1975) byly zvoleny tyto ukazatele:
a) suma teplot za období s průměrnou denní teplotou vzduchu ≥ 10 °C, která vyjadřuje teplotní zajištění zemědělských kultur;
b) klimatický ukazatel zavlažení za období od června do srpna jakožto kritérium vláhových podmínek;
c) průměrné roční minimum teploty vzduchu, charakterizující podmínky přezimování.
Agroklimatologická rajonizace patří k předním úkolům zemědělské klimatologie. Viz též zajištění klimatické, index suchosti, index vlhkosti.

vyčleňování klimatických oblastí, podoblastí, okresů apod. v různých měřítkách klimatu vyznačujících se určitou homogenitou klimatických veličin. Klimatologické rajonizace jsou buď obecné, vystihující celkovou prostorovou diferenciaci klimatu, nebo jsou provedeny pro speciální účely, např. zemědělství, stavebnictví aj. Místo termínu rajonizace někteří autoři používají ve stejném smyslu pojmu regionalizace, jiní oba pojmy významově odlišují. Viz též hranice klimatická, kategorizace klimatu, klasifikace klimatu.

raketa určená pro raketovou, popř. raketo-balonovou sondáž atmosféry, a to především jejích vyšších vrstev. Speciálními přístroji instalovanými na raketě se měří tlak vzduchu, teplota vzduchu, složení vzduchu, kosmické záření, magnetické pole Země, sluneční spektrum atd. Z trajektorie met. rakety se určuje výškové proudění, někdy se teplota vzduchu vyčísluje na zákl. změřeného tlaku a složení vzduchu. Přístroje se obvykle umísťují v hlavici rakety (nazývané často jako raketová sonda), která se po výstupu a odpojení od těla rakety snáší na padáku. Údaje se registrují nebo předávají z rakety rádiovými signály.

speciální rakety pro dopravu různých druhů umělých částic do konvektivního oblaku, v němž se předpokládá možnost vzniku krup. Při provozní aplikaci se nejčastěji používají neřízené rakety typu „země–vzduch" a při výzkumných experimentech také rakety odpalované z letadel. Viz též ochrana před krupobitím.

viz vír prachový nebo písečný.

Termín je obdobou angl. devil „démon, čert“, za nějž lidé prachový nebo písečný vír dříve považovali.

(Radio Acoustic Sounding System – systém sondážní radioakustický) – zařízení pro sondáž atmosféry za účelem měření vertikálního profilu virtuální teploty, k čemuž využívá zpětného rozptylu radiových vln na pohybující se akustické vlnové frontě. Systém se skládá z windprofileru a z vysílače emitujícího akustické vlny o frekvenci 2–3 kHz. Vertikálně se šířící akustické vlny představují posloupnost stlačení a zhuštění vzduchu a mění jeho dielektrické vlastnosti, což způsobuje rozptyl radarového signálu. Mezi vyslaným a přijatým radarovým signálem nastává frekvenční posun v důsledku toho, že zdroj rozptýleného signálu se pohybuje (Dopplerův efekt). Z frekvenčního rozdílu lze stanovit rychlost zvuku a následně jí úměrnou virtuální teplotu dané vrstvy vzduchu. Za dobrých podmínek umožňuje RASS měření vertikálního profilu virtuální teploty do výšky cca 1 000 m nad povrchem.

objektivní analýza met. dat aplikovaná zpětně na data za dlouhé období, zpravidla na několik desetiletí. Na rozdíl od provozní analýzy je prováděna jednotným přístupem, což umožňuje využití reanalýz např. při studiu změn klimatu. Nástrojem je model numerické předpovědi počasí, a proto mohou výstupy reanalýzy obsahovat i takové veličiny, pro něž nejsou za dané období k dispozici měření. Tvůrcem evropských reanalýz, které nicméně pokrývají celou Zemi, je Evropské centrum pro střednědobé předpovědi počasí (např. ERA–40, ERA–Interim).

Termín se skládá z předpony re- ve smyslu opakování děje a ze slova analýza, které pochází z řec. ἀνάλυσις [analysis] „uvolnění, zproštění; rozluštění, vyřešení“.

v meteorologii a klimatologii přepočty a opravy výsledků met. měření, prováděné za účelem srovnatelnosti a reprezentativnosti údajů. Používá se ve významu:
1. přepočet změřené hodnoty meteorologického prvku na hodnotu, kterou by měl v jiné nadm. výšce. Provádí se zpravidla podle jednotné metodiky k dosažení srovnatelnosti hodnot změřených v různých nadm. výškách, např. redukce tlaku vzduchu na dohodnutou hladinu (zpravidla hladinu moře), redukce teploty vzduchu na hladinu moře apod.;
2. přepočet hodnot klimatologických charakteristik z krátkých pozorovacích řad na hodnotu, která by odpovídala jednotnému, zpravidla normálnímu období ve snaze porovnat mnohaleté prům. hodnoty met. prvků na různých místech (stanicích). Např. redukce měs. nebo roč. průměrů teploty vzduchu, popř. srážek z různých stanic a různě dlouhých řad pozorování za období 1931–1960;
3. oprava tlaku vzduchu na normální podmínky, např. oprava na teplotu prováděná s ohledem na teplotu v místnosti, v níž je instalován tlakoměr, oprava na tíhové zrychlení apod.
Termín redukce se používá též jako nevhodné označení pro opravy met. přístrojů.

Termín pochází z lat. slova reductio „přivedení zpět, obnovení“ odvozeného od slovesa reducere „přivést zpět, obnovit“ (z předpony re- ve smyslu „zpět“ a ducere „vést“).

v klimatologii zpravidla redukce prům. měs., sezonních a roč. srážkových úhrnů vypočtených z krátkých řad pozorování na normální období neboli klimatologický normál. Redukce se provádí pomocí výsledků souběžného pozorování blízké referenční stanice obvykle metodou podílů neboli kvocientů. Předpokladem této redukce je, že zvolená referenční stanice pozorovala po celé normální období, její pozorování je homogenní a proměnlivost podílů srážek obou stanic je kvazikonstantní.

1. přepočet teploty vzduchu na jinou nadm. výšku než ve které byla změřena, zpravidla na hladinu moře, viz teplota vzduchu redukovaná na hladinu moře. Provádí se pomocí konvenčně stanoveného nebo z dat odvozeného vertikálního teplotního gradientu, ve stř. Evropě např. podle Hannova vzorce
$T_0=T+0,005h,$
kde T₀ je redukovaná teplota, h nadm. výška stanice v metrech a T teplota vzduchu ve výšce h. Závislost teploty vzduchu na nadm. výšce se nicméně během roku mění a je ovlivňována i dalšími faktory, především reliéfem.
2. přepočet prům. měs., sezonní nebo roč. teploty vzduchu krátkých řad pozorování na jednotné, zpravidla normální období. Provádí se pomocí blízké referenční stanice s úplnou řadou pozorování metodou diferencí za předpokladu kvazikonstantnosti těchto diferencí.

výpočet tlaku vzduchu pro dohodnutou hladinu z hodnoty tlaku vzduchu v nadmořské výšce tlakoměru s přihlédnutím k virtuální teplotě. V synoptické meteorologii se provádí nejčastěji redukce tlaku vzduchu na střední hladinu moře, pro letecké účely na nadm. výšku vztažného bodu letiště podle mezinárodní standardní atmosféry ICAO. Viz též tlak vzduchu redukovaný na hladinu moře.

viz tlak vzduchu redukovaný na hladinu moře.

zvětšení výšky polohy dané hvězdy nad astronomickým obzorem způsobené lomem světelných paprsků při průchodu celou zemskou atmosférou. Největší je v těsné blízkosti obzoru, kde dosahuje přes polovinu úhlového stupně. Přesné hodnoty závisejí na aktuálním vert. profilu hustoty vzduchu v atmosféře.

Termín pochází z lat. slova refractio „lomení, lom“, odvozeného od slovesa refringere „vylomit, zlomit“ (z re- a frangere, „lámat“, srov. fragment).

lom elektromagnetických vln v atmosféře – zakřivení drah šíření elektromagnetických, v meteorologii nejčastěji světelných nebo rádiových vln procházejících atmosférou, způsobené prostorovými změnami indexu lomu, které jsou podmíněny změnami hustoty vzduchu. Refrakce rádiových vln, používaných např. v meteorologických radiolokátorech, významně závisí i na vlhkosti vzduchu, což souvisí s tím, že rádiové vlny mají podstatně nižší frekvenci než světelné záření a při jejich dopadu se uplatňuje orientační polarizace souborů molekul H₂O, ovlivňující index lomu vzduchu. Viz též šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře.

refrakce světelných paprsků působená horiz. nehomogenitami v poli hustoty vzduchu. Má značný význam např. při geodetických měřeních.

syn. refrakce atmosférická.

syn. zchlazování.

Termín pochází z lat. slova refrigeratio „chlazení; chladnost“, odvozeného od slovesa refrigerare „ochladit, zchladit“ (z předpony re- a frigus „zima, chlad“.

tání ledu v místě zvýšeného vnějšího tlaku a opětovné mrznutí, jestliže se tlak opět sníží. Je důsledkem závislosti bodu tání ledu na tlaku, kdy bod tání (teplota tání) klesá s rostoucím tlakem. Regelace nastává pouze u látek, u nichž je hustota pevné fáze menší než hustota fáze kapalné. Regelace ledu souvisí s uspořádáním krystalické struktury ledu a ve srovnání s většinou ostatních látek v přírodě jde o anomální vlastnost. Rychlost poklesu teploty tání ledu s tlakem je velmi malá (0,0072 °C na hodnotu normálního tlaku), a proto se regelace ledu projevuje pouze při záporných hodnotách teploty blízko 0 °C. Často uváděným příkladem regelace ledu je demonstrační pokus s vert. průchodem zatížené drátěné smyčky horizontální ledovou tyčí. Uvádí se také jako důvod snadné tvorby sněhových koulí stlačením sněhu při teplotě blízko 0 °C.

proces, při němž anticyklona, která dříve již slábla, začíná opět mohutnět. Regenerace anticyklony se projevuje vzestupem tlaku vzduchu především ve středu anticyklony, zvětšením jejího rozsahu a oživením sestupných pohybů vzduchu v její centrální části. Regenerace anticyklony obvykle probíhá při spojení uzavírající anticyklony s málo pohyblivou tlakovou výší nebo při vývoji nové anticyklony ve výběžku existující tlakové výše. Viz též mohutnění anticyklony.

proces, při němž se zpravidla okludovaná cyklona, která se dříve již vyplňovala, začíná znovu prohlubovat. Ve většině případů souvisí regenerace cyklony se zvětšením horizontálních teplotních gradientů v dané oblasti a s narušením teplotní symetrie v oblasti cyklony. Regenerace cyklony probíhá např. při pronikání nové atmosférické fronty do oblasti cyklony, při spojení původní cyklony s mladým cyklonálním útvarem, který vznikl na úseku její studené fronty nebo při vývoji nové cyklony u okluzního bodu. Nové prohlubování již termicky symetrické cyklony, vyvolané orografickými překážkami, se někdy nazývá orografická regenerace cyklony. Viz též prohlubování cyklony.

viz rajonizace klimatologická.

(REZZO) – databáze zdrojů znečišťování ovzduší provozovaná v rámci Informačního systému kvality ovzduší (ISKO) Českého hydrometeorologického ústavu. Databáze obsahuje údaje o emisích z individuálně (bodově) sledovaných stacionárních zdrojů (REZZO 1 a 2), hromadně sledovaných stacionárních zdrojů (REZZO 3) a mobilních zdrojů (REZZO 4). Obdobou databáze REZZO je na území SR Národný emisný inventarizačný systém (NEIS). Analogické informační systémy existují nebo jsou vytvářeny také v zahraničí. Analogické informační systémy existují nebo jsou vytvářeny také v zahraničí. Viz též meteorologie v ČR.

souhrn tech. opatření aplikovaných při nepříznivých met. podmínkách rozptylu znečišťujících příměsí na základě výstrah vydávaných odpovědnými orgány. Cílem regulace je po dobu trvání nepříznivých podmínek snížit emise v dané oblasti, a tím přispět k dočasnému snížení, resp. zpomalení zhoršování imisí. Viz též systém smogový varovný a regulační.

výrazný ultrapolární proces, při němž anticyklony, pohybující se po tzv. ultrapolární ose, mohutní aspoň po dobu dvou dnů. Může se opakovat ve více méně pravidelných intervalech. Ke studiu těchto procesů a jejich využití v dlouhodobé meteorologické předpovědi se používaly mapy prům. hodnot absolutní barické topografie AT 500 hPa, izalohypsy tlakové tendence v přirozených synoptických obdobích a souborné kinematické mapy spolu s pravidly, která na základě prací B. P. Multanovského rozvinul S. T. Pagava. Uvedené metody předpovědí se v současné době již nepoužívají.

viz pozorování meteorologické reprezentativní, stanice meteorologická reprezentativní.

souhrnné označení vlastností klimatu charakterizujících jeho dynamiku, tj. denní a roč. chod jednotlivých meteorologických (klimatických) prvků, charakteristický průběh počasí, intersekvenční proměnlivost meteorologických prvků apod.

označení charakterizující vlastnosti sezonního rozdělení atm. srážek v daném místě. Hlavní typy srážkového režimu podle W. G. Kendrewa jsou rovníkový, tropický, monzunový, středomořský, dále oceánický a kontinentální srážkový režim oblastí s převládajícími záp. větry.

potenciál hydrometeorologického ohrožení negativně ovlivnit lidskou společnost, pokud jsou jeho působení vystaveni lidé, jejich majetek nebo přírodní zdroje. Míra rizika je kromě intenzity ohrožení dána mírou expozice a zranitelností osob, resp. majetku nebo prostředí. Podle druhu působícího ohrožení rozlišujeme povětrnostní, klimatická a hydrologická rizika. K naplnění rizika dochází při hydrometeorologické katastrofě.

publikace obsahující přehled met. údajů naměřených a pozorovaných na meteorologických stanicích v určitém roce. Meteorologické ročenky bývaly obvykle sestavovány pro soubor vybraných stanic jednotlivých států, pro některé významné stanice byly publikovány i ročenky samostatné (např. Milešovka, Hurbanovo, Lomnický štít).

syn. série cyklon.

tornáda postupně spuštěná jednou supercelou. Viz též série tornád.

souvislé období 12 kalendářních měsíců stanovené tak, aby zahrnovalo období akumulace vody i jejího odtoku ze sledovaného území. Aby nedocházelo k výraznějšímu meziročnímu převodu srážkové vody ve sněhové pokrývce, začíná v ČR hydrologický rok 1. listopadu předchozího kalendářního roku a končí 31. října. V minulosti byl u nás počátkem hydrologického roku 1. prosinec.

[rolklaud] – oblak morfologicky patřící do zvláštností oblaků s označením arcus, kam byl zařazen v roce 2017. Na rozdíl od oblaku shelf cloud bývá roll cloud oddělen od spodní základny oblačnosti konvektivní bouře. Vzniká a postupuje na čele studeného vzduchu vytékajícího z bouře. Je rovněž považován za jednu z forem rotorového oblaku. V české odborné terminologii nebyl český termín zaveden a používá se termín převzatý z angličtiny.
 

usazenina vodních kapek na předmětech na zemi nebo blízko jejího povrchu, vznikající kondenzací vodní páry z okolního vzduchu. Tvoří se zpravidla ve večerních a nočních hodinách za slabého větru nebo bezvětří při radiačním ochlazování povrchu předmětů pod teplotu rosného bodu.

Termín je příbuzný s lat. ros téhož významu.

bílá usazenina zmrzlých kapek rosy; nemá krystalickou strukturu. Nesmí se zaměňovat s jíním.

viz drosograf.

drosometr – historický přístroj ke zjišťování výskytu, popř. množství rosy na povrchu určitého tělesa. V nejjednodušším případě se vizuálně odhadovalo množství rosy usazené na povrchu Duvdevaniho rosoměrné destičky, umístěné do výše listů porostu. Jiné rosoměry byly tvořeny síťkou zavěšenou na vahadle vah, jimiž se určoval přírůstek hmotnosti síťky s usazenou rosou. Tento princip se využíval rovněž při registraci rosy drosografy. Viz též ovlhoměr.

viz diagram Rossbyho.

Termín je odvozen od jména švédského meteorologa C.-G. Rossbyho.

přibližně kruhový pohyb vzduchu v rámci atmosférického víru ve smyslu anticyklonální cirkulace.

přibližně kruhový pohyb vzduchu v rámci atmosférického víru ve smyslu cyklonální cirkulace.

v meteorologii rel. stabilní závětrný vír s horiz. nebo kvazihorizontální osou. Rotory se vyskytují např. při vlnovém proudění nebo při rotorovém proudění, kdy se za vhodných podmínek, jako je dostatečná vlhkost vzduchu, vytvářejí rotorové oblaky. S rotory se lze často setkat i pod předním okrajem rychle postupujících oblaků druhu cumulonimbus, kdy se projevují vznikem zvláštnosti oblaků arcus. Rotory bývají doprovázeny silnou až extrémní turbulencí, s prudkými změnami směru a rychlosti přízemního větru s nárazy často přesahujícími 20 m.s^–1 a místními variacemi tlaku vzduchu, které v extrémních případech mohou u zemského povrchu dosahovat hodnot až několika hPa. Z těchto důvodů jsou rotory nebezpečné pro leteckou činnost, dopravu a energetiku.

Termín v met. významu zavedl něm. meteorolog J. Küttner v r. 1938. Odvodil ho od něm. slovesa rotieren „točit se“, které pochází z lat. rotare „točit, kroužit“ (od rota „kolo, válec“).

soustavy prognostických rovnic, popř. diagnostických rovnic, v nichž je aplikována anelastická aproximace, tj. předpokládá se vert. stratifikace pole hustoty vzduchu, ale v ostatních ohledech se vzduch považuje za nestlačitelný. V rovnicích tohoto typu dochází k filtraci vertikálně se šířících gravitačních vln a zvukových vln. Může být uplatněna nehydrostatická aproximace a modelovány tak některé nehydrostatické efekty. V tematické oblasti numerických modelů předpovědi počasí se tyto rovnice uplatňují zřídka, častěji se však používají v souvislosti s modelováním turbulence, struktury proudění nad nerovným povrchem, v modelech mezní vrstvy a přízemní vrstvy.

vztah mezi hodnotami geopotenciálu Φ a proudové funkce Ψ, který lze odvodit z pohybových rovnic. V p-systému má balanční rovnice tvar
$\frac{1}{\lambda }{\nabla }_p^2\Phi ={\nabla }_p^2\psi +\frac{1}{\lambda }{\nabla }_p\lambda .{\nabla }_p\psi -\frac{2}{\lambda }\left[{\left(\frac{{\partial }^2\psi }{\partial x\partial y}\right)}^2-\frac{{\partial }^2\psi }{\partial x^2}\frac{{\partial }^2\psi }{\partial y^2}\right],$
kde symbol ${\nabla }_p^2$ je Laplaceův operátor, ${\nabla }_p$ gradient v dané izobarické hladině a λ Coriolisův parametr. Balanční rovnici lze použít k výpočtu pole geopotenciálu, známe-li proudovou funkci, tj. pole rychlosti proudění, nebo naopak ze známých hodnot geopotenciálu podle ní určujeme proudovou funkci. Je často využívána při inicializaci vstupních dat. Platnost balanční rovnice je omezena zjednodušujícími předpoklady při odvození. Velmi dobře vystihuje poměry ve stř. troposféře, nehodí se však pro poměry v mezní vrstvě, kde je pole větru značně ovlivněno třením. Viz též rovnice divergence.

někdy používané označení pro stavovou rovnici ideálního plynu.

diferenciální rovnice, která vyjadřuje změnu tlaku E s teplotou T ve stavu rovnováhy mezi dvěma fázemi dané látky. Obecně ji lze vyjádřit ve tvaru: $\frac{dE}{dT}=\frac{L_{kj}}{T({\alpha }_j-{\alpha }_k)},L_{kj}=-L_{jk},k\ne j,$
kde k, j postupně probíhá w, i, v, přičemž w značí kapalnou, i pevnou a v plynnou fázi, L_kj představuje latentní teplo pro přechod z fáze k do fáze j a α značí měrný objem příslušné fáze. V meteorologii se jedná o vyjádření závislosti tlaku nasycené vodní páry na teplotě T v K. Obvykle se udává jako diferenciální vyjádření teplotní závislosti tlaku nasycení nad rovinným vodním povrchem ve tvaru
$\frac{d{e}_s}{dT}=\frac{e_s{L}_{wv}}{R_v{T}^2},$
kde e_s je tlak vodní páry nasycené nad rovinným vodním povrchem, R_v značí měrnou plynovou konstantu vodní páry a L_wv latentní teplo výparu, které závisí na teplotě. Tento vztah lze užít i pro přechlazenou vodu. Pro vyjádření závislosti tlaku vodní páry nasycené nad rovnou hladinou ledu je třeba nahradit latentní teplo výparu latentním teplem sublimace. Clausiova–Clapeyronova rovnice je jedním ze základních vztahů termodynamiky atmosféry a v literatuře najdeme několik typů jejího řešení v závislosti na tom, jakou míru zjednodušení při řešení akceptujeme. Viz též Magnusův vzorec.

viz rovnice prognostické.

rovnice popisující difuzi působenou v daném prostředí molekulárními procesy nebo turbulentním promícháváním. V atmosféře, která je typickým turbulentním prostředím, je molekulární difuze obvykle zanedbatelná, v meteorologii proto zpravidla používáme rovnici difuze v turbulentní variantě k popisu difuze vodní páry, různých znečišťujících příměsí, tepla apod. V praktických aplikacích se turbulentní procesy nejčastěji vyjadřují pomocí koeficientu turbulentní difuze a rovnici difuze lze pak psát ve tvaru
$\frac{\partial c}{\partial t}=-v.\nabla c+\frac{1}{\rho }\frac{\partial }{\partial x}\left(\rho K_x\frac{\partial c}{\partial x}\right)+\frac{1}{\rho }\frac{\partial }{\partial y}\left(\rho K_y\frac{\partial c}{\partial y}\right)+\frac{1}{\rho }\frac{\partial }{\partial z}\left(\rho K_z\frac{\partial c}{\partial z}\right),$
kde t je čas, v vektor rychlosti proudění, ρ hustota vzduchu, K_x, K_y, K_z koeficienty turbulentní difuze pro směry souřadnicových os x, y, z a podle účelu, k němuž rovnici difuze používáme, značí c buď koncentraci vodní páry, koncentraci dané znečišťující příměsi, nebo entalpii apod. Prvý člen na pravé straně reprezentuje přenos veličiny c prouděním (advekcí), zatímco následující tři členy postupně vyjadřují příspěvky turbulentní difuze ve směrech souřadnicových os x, y, z. V případě, kdy je třeba uvažovat určité zdroje nebo negativní zdroje veličiny c (např. dodávku nebo spotřebu tepla neadiabatickými procesy, emise znečišťující příměsi nebo její odstraňování z atmosféry sedimentací, vymýváním srážkami, chem. reakcemi atd.), musíme na pravou stranu připojit další členy v podobě tzv. zdrojových funkcí.

teorém divergenční rovnice nejčastěji uváděný ve tvaru odvozeném v p-systému:
$\frac{d}{dt}\left({\nabla }_p.v\right)+{\left(\frac{\partial v_x}{\partial x}\right)}^2+2\frac{\partial v_x}{\partial y}\frac{\partial v_y}{\partial x}+{\left(\frac{\partial v_y}{\partial y}\right)}^2+\frac{\partial \varpi }{\partial x}\frac{\partial v_x}{\partial p}+\frac{\partial \varpi }{\partial y}\frac{\partial v_y}{\partial p}-\lambda \xi +v_x\frac{\partial \lambda }{\partial y}-v_y\frac{\partial \lambda }{\partial x}=-{\nabla }_p^2\Phi ,$
kde ${\nabla }_p.v$ značí izobarickou divergenci proudění, jehož rychlost v má horiz. složky v_x a v_y,
${\nabla }_p^2=\frac{{\partial }^2}{\partial x^2}+\frac{{\partial }^2}{\partial y^2},$
představuje Laplaceův operátor aplikovaný v izobarické ploše, ξ relativní vorticitu, t je čas, p tlak vzduchu, ω vertikální rychlost v p-systému, λ Coriolisův parametr a Φ geopotenciál. Tuto rovnici lze odvodit tak, že ve vyjádřeních pohybové rovnice pro první, resp. druhou horiz. složku rychlosti proudění zderivujeme všechny členy podle souřadnice x, resp. y a obě takto vzniklé rovnice sečteme. Rovnice divergence doplňuje skupinu prognostických rovnic, které popisují mechanizmus tlakových změn v atmosféře a jeho souvislosti s dynamikou proudění. Zanedbáme-li v ní členy
$\frac{d}{dt}\left({\nabla }_p.v\right)$, $\frac{\partial \varpi }{\partial x}\frac{\partial v_x}{\partial p}$ a $\frac{\partial \varpi }{\partial y}\frac{\partial v_y}{\partial p}$, které jsou při atm. dějích synoptického měřítka zpravidla řádově menší než ostatní členy, dostaneme balanční rovnici. Viz též rovnice vorticity, rovnice tendence relativní topografie.

v hydrodynamice v obecném smyslu rovnice popisující proudění nevazké tekutiny. Jsou obdobou Navierových–Stokesových rovnic, jež navíc zahrnují i vazkost proudící tekutiny. V pracovním slangu, používaném v tematické oblasti numerických modelů předpovědi počasí, se tento pojem někdy aplikuje v poněkud přeneseném smyslu na prognostické rovnice, při použití různých účelových aproximací, např. nehydrostatické aproximace, popř. anelastické aproximace apod. Využití takových přístupů lze nalézt v případech modelů, kdy je třeba zachytit vyšší horiz. rozlišení než cca 4 km, tj. v případech, kdy nároky na rozlišení horiz. a vert. cirkulací ve vzduchu jsou již srovnatelné.

viz vztah Ferrelův.

syn. rovnice hydrostatická, rovnice statiky atmosféry základní – vztah vyjadřující závislost tlaku vzduchu p na vert. souřadnici z
$\frac{\partial p}{\partial z}=-g\rho ,$
kde g značí velikost tíhového zrychlení, ρ hustotu vzduchu. Rovnice hydrostatické rovnováhy předpokládá existenci rovnováhy mezi vert. složkou síly tlakového gradientu a silou zemské tíže. Platí přesně pouze v atmosféře bez pohybu vůči Zemi. Viz též aproximace hydrostatická, rovnice pohybová.

viz problém uzávěru.

vyjádření zákona zachování hmotnosti při proudění vzduchu. V z-systému píšeme rovnici kontinuity ve tvaru
$\frac{\partial \rho }{\partial t}=-\nabla .(\rho v)$
kde v značí vektor rychlosti proudění a ρ je hustota vzduchu. Pro nestlačitelnou tekutinu se rovnice kontinuity zjednoduší na tvar
$\nabla .v=\mathrm{0,}$
se kterým dobře vystačíme u většiny met. procesů. V p-systému má rovnice kontinuity tvar
${\nabla }_p.v=-\frac{\partial \omega }{\partial p},$
kde ω ≡ dp / dt značí vertikální rychlost v p-systému, p tlak vzduchu a $\nabla p$ gradient v dané izobarické hladině. Aplikujeme-li anelastickou aproximaci, používá se rovnice kontinuity ve tvaru, který dostaneme z jejího obecného vyjádření v z-systému tak, že parciální časovou derivaci hustoty vzduchu položíme rovnu nule, ale na druhé straně vztahu nevytýkáme hustotu vzduchu jako konstantu z operátoru divergence. Rovnice kontinuity patří k základním rovnicím.

soustava prognostických rovnic, ve kterých jsou vybrané členy aproximovány geostrofickým přiblížením na základě měřítkové analýzy. Dále jsou použity zjednodušující aproximace hydrostatické rovnováhy a tenké vrstvy. Pro praktickou předpověď počasí se používaly do 60. let 20. století. Filtrují gravitační a zvukové vlny. Prakticky se dají použít pro planetární měřítka až po rozlišení asi 400 km, při kterém jsou již podle Rossbyho poloměru jsou srovnatelné inerční a vztlakové účinky na cirkulaci. Stále se využívají pro teoretické studie a například pro řešení inverzního problému vývoje potenciální vorticity. Viz též číslo Rossbyho, aproximace kvazigeostrofická.

v odb. literatuře, zejména z tematické oblasti aplikací numerických výpočetních metod, často používaný název pro Navierovy–Stokesovy rovnice zjednodušené přizpůsobením k jednovrstvému modelu nestlačitelné tekutiny. V meteorologických aplikacích obvykle zahrnují hydrostatickou aproximaci a dále jsou tvořeny rovnicí kontinuity pro nestlačitelnou tekutinu spolu se dvěma pohybovými rovnicemi pro horiz. složky rychlosti proudění, do nichž v roli působících sil vstupují síla tlakového gradientu a Coriolisova síla. Není zde souvislost s aproximací tenké vrstvy.

obecně pohybové rovnice popisující proudění vazké tekutiny. Vyjadřují skutečnost, že zrychlení individuální částice tekutiny je rovno sumě na ni působících sil vztažených k jednotce hmotnosti. Pro aplikace vztahované k atmosféře do těchto sil patří především síla tlakového gradientu, Coriolisova síla, síla zemské tíže, event. vazké tření. Do Navierových–Stokesových rovnic se obvykle zahrnuje i rovnice kontinuity, která musí být uvažována v úplném tvaru, chceme-li zahrnout vlivy stlačitelnosti vzduchu. Uvažujeme-li rychlost proudění jako součet rychlosti průměrované za vhodný časový interval a rychle fluktuující turbulentní složky, jež se přes průměrovanou rychlost překládá, lze Navierovy–Stokesovy rovnice prostřednictvím časového průměrování jejich členů upravit na Reynoldsovy rovnice, v nichž je přímo vyjádřeno turbulentní tření. V pracovním slangu používaném v tematické oblasti modelů numerické předpovědi počasí se pojem Navierovy–Stokesovy rovnice běžně, ale poněkud nepřesně používá pro soustavy prognostických rovnic bez zahrnutí speciálních zjednodušujících aproximací, běžných pro tyto modely. V modelech numerické předpovědi počasí se turbulentní tření parametrizuje.

syn. rovnice vertikální rychlosti v p-systému.

vyjádření druhého Newtonova pohybového zákona, podle něhož zrychlení vzduchové částice o jednotkové hmotnosti je rovno výslednici vnějších sil působících na tuto částici. Uvážíme-li, že zrychlení je definováno jako derivace rychlosti proudění podle času t, můžeme v souřadnicové soustavě pevně spojené s rotující Zemí psát pohybovou rovnici ve tvaru $\frac{dv}{dt}=-\frac{1}{\rho }\nabla p+2v\times \Omega +g+f,$
kde na pravé straně první člen vyjadřuje sílu tlakového gradientu, druhý Coriolisovu sílu, třetí sílu zemské tíže a čtvrtý sílu tření vztaženou k jednotce hmotnosti. $\nabla p$ značí gradient tlaku vzduchu p, ρ hustotu vzduchu, Ω vektor úhlové rychlosti zemské rotace a v vektor rychlosti proudění. Označíme-li složky vektoru v v kartézské souřadnicové soustavě tvořené osami x, y, z jako v_x,v_y, v_z, lze uvedenou vektorovou pohybovou rovnici rozepsat na tři pohybové rovnice, z nichž každá platí pro jednu ze složek rychlosti proudění, a upravit do nejčastěji používaného tvaru platného pro volnou atmosféru
$\frac{\partial v_x}{\partial t}+v_x\frac{\partial v_x}{\partial x}+v_y\frac{\partial v_x}{\partial y}+v_z\frac{\partial v_x}{\partial z}=-\frac{1}{\rho }\frac{\partial p}{\partial x}+\lambda v_y,$
$\frac{\partial v_y}{\partial t}+v_x\frac{\partial v_y}{\partial x}+v_y\frac{\partial v_y}{\partial y}+v_z\frac{\partial v_y}{\partial z}=-\frac{1}{\rho }\frac{\partial p}{\partial y}-\lambda v_x,$
$\frac{\partial v_z}{\partial t}+v_x\frac{\partial v_z}{\partial x}+v_y\frac{\partial v_z}{\partial y}+v_z\frac{\partial v_z}{\partial z}=-\frac{1}{\rho }\frac{\partial p}{\partial z}-g,$
kde λ značí Coriolisův parametr a g velikost tíhového zrychlení. V mezní vrstvě atmosféry je třeba do těchto rovnic doplnit sílu tření. V případě, že je atmosféra v klidu vůči Zemi, tj. v_x = v_y = v_z = 0, pohybová rovnice pro vert. složku proudění se zjednoduší na rovnici hydrostatické rovnováhy. Obecnými pohybovými rovnicemi pro proudění vazké tekutiny jsou Navierovy – Stokesovy rovnice, z nichž lze pro turbulentní proudění přímo odvodit Reynoldsovy rovnice.

1. Rovnice
$p{\alpha }^{c_p/c_v}=C_1,$
$T=C_2{p}^{R/c_p},$
platné při adiabatickém ději v ideálním plynu, které lze odvodit z první hlavní termodynamické věty. V nich p značí tlak, α měrný objem plynu, c_p, resp. c_v měrné teplo při stálém tlaku, resp. při stálém objemu, T teplotu v K, R měrnou plynovou konstantu a C₁, C₂ jsou konstanty dané počátečními podmínkami. Druhá z těchto rovnic se často uvádí ve tvaru
$\frac{T_1}{T_0}={\left(\frac{p_1}{p_0}\right)}^{R/c_p},$
kde T₀, p_o, resp. T₁, p₁ značí teplotu a tlak v počátečním, resp. v konečném stavu. Z tohoto vyjádření se vychází např. při definici potenciální teploty. Poissonovy rovnice odvodil franc. fyzik a matematik S. D. Poisson v r. 1823.
2. Parciální diferenciální rovnice typu
$\frac{{\partial }^{2}u}{\partial x^2}+\frac{{\partial }^{2}u}{\partial y^2}+\frac{{\partial }^{2}u}{\partial z^2}=f\left(x,y,z\right)$
nebo ve dvojrozměrném prostoru
$\frac{{\partial }^{2}u}{\partial x^2}+\frac{{\partial }^{2}u}{\partial y^2}=\phi \left(x,y\right),$
kde u je hledaná funkce prostorových souřadnic x, y, za f nebo φ jejich zadaná funkce. Rovnice tohoto typu se používají při řešení některých problémů v dynamické meteorologii.

viz děj polytropní.

méně vhodné označení pro základní rovnice.

syn. rovnice radiolokační.

rovnice obsahující časové derivace. V meteorologii se jejich časovou integrací tvoří předpověď, takže jsou součástí jak prognostických modelů atmosféry používaných při numerické předpovědi počasí, tak modelů klimatu. Soustavy prognostických rovnic se odvozují ze základních zákonů zachování hmoty, hybnosti a energie. Pokud jde o prognostické rovnice pro rychlost atmosférického proudění, popř. její složky, jsou obecnými prognostickými rovnicemi Navierovy–Stokesovy rovnice. Podle různých zjednodušujících aproximací lze pak odvozovat různé méně obecné systémy rovnic, např. Eulerovy rovnice, kvazi-geostrofické rovnice, tzv. základní rovnice, anelastické rovnice apod. Prognostické rovnice se formulují i pro další veličiny jako např. pro teplotu nebo vlhkost vzduchu nebo se vytvářejí odvozováním z pohybových rovnic. V tomto smyslu lze zmínit např. rovnici vorticity nebo rovnici divergence. Jako svého druhu protikladný pojem k prognostickým rovnicím lze uvažovat diagnostické rovnice, které neobsahují parciální časové derivace, a lze je proto použít pouze k diagnostickým studiím stavu daného systému za předpokladu jeho stacionarity.

základní rovnice radiolokace meteorologických cílů ve všeobecně užívaném zpřesněném tvaru, odvozená Probert-Jonesem v r. 1962. Vztah mezi naměřeným přijatým výkonem ${\Pi }_M$ odraženým od meteorologických cílů s radiolokační odrazivostí Z ve vzdálenosti r od radaru a technickými parametry radaru. Ve zjednodušené formě s použitím meteorologického potenciálu radaru η_M má tvar:
${\overline{P}}_r={\Pi }_M\frac{Z}{r^2}$
V úplném tvaru zní
${\overline{P}}_r=\left(\frac{{\pi }^3{P}_t{G}^2\theta \varphi c\tau {\left|K\right|}^2}{1024\ln \left(2\right){\lambda }^2}\right)\left(\frac{Z}{r^2}\right),$
Kde P_t je impulzní výkon vysílače, G zisk antény, θ a φ jsou horizontální a vertikální šířka anténního svazku, c rychlost světla, τ délka pulsu, ${\left|K\right|}^2=\mathrm{0,93}$ konstanta dielektrických vlastností vody a λ vlnová délka. Rovnice byla odvozena za předpokladu, že meteorologické cíle jsou sférické vodní kapičky splňující předpoklady Rayleighova rozptylu, které homogenně vyplňují celý objem radarového pulsu a že lze zanedbat útlum signálu na trase mezi anténou a cílem.

rovnice, jež se odvozují z pohybových (Navierových-Stokesových) rovnic pro turbulentní proudění tak, že složky okamžité rychlosti turbulentního proudění vyjádříme jako součet reprezentativní průměrované hodnoty a rychle fluktuující veličiny, jež se přes první hodnotu překládá. O této fluktuující veličině se předpokládá, že její průměr přes dostatečně dlouhý časový interval se rovná nule. Zprůměrujeme-li člen po členu takto vzniklé rovnice, obdržíme Reynoldsovy rovnice, jež mají podobu původních pohybových rovnic pro průměrované části složek rychlosti proudění, avšak navíc se v nich vyskytují členy vyjadřující vliv tečných sil tzv. turbulentního tření v proudící tekutině. Základem pro tyto členy jsou tzv. Reynoldsova napětí daná korelacemi druhého řádu původních fluktuujících částí složek rychlosti proudění. Tyto korelace představují v Reynoldsových rovnicích fakticky další neznámé a celý systém je třeba uzavřít vhodnými vztahy pro jejich vyjádření, což se označuje jako problém uzávěru, jehož řešení existují na různých úrovních složitosti a z hlediska různých fyzikálních přístupů.

rovnice, která má v z-systému tvar
$\frac{\partial v_z}{\partial z}=-\frac{1}{\rho }{\nabla }_H.\left(\rho v\right)-v.\frac{{\nabla }_H\Theta }{\Theta }+\frac{1}{c_{p}T}\frac{\mathrm{d}q}{\mathrm{d}t}+\frac{gp}{1-\kappa }{\displaystyle {\int }_z^{\infty }{\nabla }_H}.\left(\rho v\right).\mathrm{d}z,$
v němž ${\nabla }_H=\left(\frac{\partial }{\partial x},\frac{\partial }{\partial y}\right)$ představuje operátor horiz. gradientu, ${\nabla }_H.=\frac{\partial }{\partial x}+\frac{\partial }{\partial y}$ operátor horiz. divergence, z vert. souřadnici, v vektor horiz. rychlosti proudění, v_z vertikální rychlost,T teplotu vzduchu v K, Θ potenciální teplotu v K, ρ hustotu vzduchu, t čas, g velikost tíhového zrychlení, q množství tepla uvolňovaného nebo spotřebovávaného neadiabatickými ději v jednotce hmotnosti vzduchu, κ ≡ R/c_p je Poissonova konstanta, R značí měrnou plynovou konstantu vzduchu a c_p jeho měrné teplo při stálém tlaku. Tuto rovnici použil L. F. Richardson v roce 1922 při prvním pokusu o konkrétní numerickou předpověď polí meteorologických prvků jako vztah pro vert. rychlost. Východiskem odvození Richardsonovy rovnice je mat. vyjádření první hlavní termodynamické věty, které se upraví pomocí rovnice hydrostatické rovnováhy, rovnice kontinuity, definičního vztahu potenciální teploty a integruje od zvolené horiz. hladiny z, ke které je vztažena vert. rychlost v_z, až k horní hranici atmosféry.

syn. rovnice hydrostatické rovnováhy.

syn. rovnice Clapeyronova, vzorec Clapeyronův – termodynamická rovnice vyjadřující vztah mezi třemi stavovými veličinami, tj. teplotou, tlakem a hustotou ideálního plynu. Lze ji odvodit kombinací Gay-Lussacova zákona s Charlesovým zákonem. Uvádí se ve tvaru
$\frac{p}{\rho }=RT\text{ nebo }\frac{p}{\rho }=\frac{R^{\ast }}{m}T\text{,}$
kde p značí tlak, ρ hustotu, T teplotu v K, R* univerzální plynovou konstantu, R měrnou plynovou konstantu a m poměrnou molekulovou hmotnost daného plynu. Stavová rovnice patří k zákl. vztahům používaným v termodynamice atmosféry, neboť za hodnot tlaku a teploty, které se běžně vyskytují v atmosféře, platí s postačující přesností i pro reálné plyny.

rovnice, která popisuje změny tloušťky vrstvy mezi zvolenými izobarickými plochami. Má tvar

který odvodíme z barometrické formule integrací podle tlaku p, derivací podle času t a dalšími úpravami, symbol h značí tloušťku vrstvy mezi izobarickými hladinami p₁ a p₂, R je měrná plynová konstanta vzduchu, T průměrná teplota uvažované vrstvy, g velikost tíhového zrychlení, v_x, v_y představuje x, resp. y složku rychlosti proudění v p-systému, ω vertikální rychlost v p-systému, α měrný objem vzduchu, c_p měrné teplo vzduchu při stálém tlaku a dq/dt vyjadřuje množství přijatého nebo vydaného tepla neadiabatickými ději v jednotce hmotnosti vzduchu za jednotku času. Tato rovnice byla spolu s rovnicí vorticity využívána v baroklinních modelech atmosféry. Viz též rovnice tlakové tendence.

viz bilance tepelná zemského povrchu.

rovnice vyjadřující časovou změnu tlaku vzduchu v daném bodě atmosféry. Má tvar
$\frac{\partial p(z)}{\partial t}=-g{\displaystyle {\int }_z^{\infty }\rho \left({\nabla }_H.v\right)}\mathrm{d}z-g{\displaystyle {\int }_z^{\infty }\rho \left(v.{\nabla }_H\rho \right)}\mathrm{d}z+\rho g{v}_z,$
kde p(z) značí atm. tlak v bodě o vert. souřadnici z, t čas, g velikost tíhového zrychlení, ρ hustotu vzduchu, v je horiz. rychlost proudění, v_z vert. složka rychlosti proudění,${\nabla }_H.v$ vyjadřuje horiz. divergenci proudění a ${\nabla }_H\rho$ horiz. gradient hustoty vzduchu. Členy na pravé straně po řadě vyjadřují vliv horiz. divergence proudění, advekce hustoty vzduchu a vertikálních rychlostí na mechanismus tlakových změn v atmosféře. Rovnice tlakové tendence patří k základním vztahům v dynamické meteorologii. Odvodil ji M. Margules a upravil J. Bjerknes (1937).

syn. omega-rovnice – rovnice vhodná k diagnostickým výpočtům vertikální rychlosti v p-systému ω z polí geopotenciálu a teploty v různých izobarických hladinách. Rovnici vertikální rychlosti v p-systému je možné odvodit ze základních rovnic dynamiky a termodynamiky atmosféry. V literatuře existuje několik způsobů jejího vyjádření, které se liší podle aplikované aproximace vhodné pro uvažované děje a prostorové měřítko. V české odborné literatuře se lze nejčastěji setkat s rovnicí ve tvaru ${\nabla }_p^2\omega +\frac{{\lambda }^2}{\sigma }\frac{{\partial }^2\omega }{\partial p^2}=\frac{\lambda }{\sigma }\frac{\partial }{\partial p}\left[v.{\nabla }_p(\xi +\lambda )\right]+\frac{R}{\sigma p}{\nabla }_p^2(v.{\nabla }_{p}T)-\frac{RT}{c_p\sigma p}{\nabla }_p^2\left(\frac{Q}{T}\right),$
kde${\nabla }_p^2$ je Laplaceův operátor aplikovaný v izobarické ploše, ξ relativní vorticita, λ Coriolisův parametr, σ stabilitní parametr daný vztahem$\sigma =-\alpha \frac{\partial }{\partial p}ln\Theta$, přičemž ln Θ je přirozený logaritmus potenciální teploty Θ a α měrný objem; v vektor rychlosti proudění v dané izobarické hladině, R měrná plynová konstanta, T teplota, c_p měrné teplo při konstantním tlaku a Q tepelná funkce, která kvantifikuje množství neadiabatického tepla dodaného, resp. odňatého jednotce hmotnosti vzduchu (ideálního plynu) za jednotku času. V numerické předpovědi počasí se rovnice vertikální rychlosti v p-systému používá zpravidla ve tvaru odvozeném na základě kvazigeostrofické aproximace. Kromě samotného diagnostického určení vertikální rychlosti z prognostických dat se rovnice používá také při inicializaci vstupních dat.

rovnice, která je v z-systému obvykle uváděna ve tvaru
$\frac{d}{dt}\left(\xi +\lambda \right)=-\left(\xi +\lambda \right){\nabla }_H.v-k.{\nabla }_H\alpha \times {\nabla }_{H}p+k.\frac{\partial v}{\partial z}\times {\nabla }_H{v}_z,$
a v p-systému
$\frac{d}{dt}(\xi +\lambda )=-\left(\xi +\lambda \right){\nabla }_p.v+k.\frac{\partial v}{\partial p}\times {\nabla }_p\omega ,$
Symbol ξ představuje rel. vorticitu, λ Coriolisův parametr, t čas, v vektor rychlosti proudění, ${\nabla }_H.v$ značí horiz. divergenci proudění, ${\nabla }_H\alpha$ horiz. gradient měrného objemu, ${\nabla }_{H}p$ horiz. gradient tlaku vzduchu p, $\partial v/\partial z$ vertikální střih větru, ${\nabla }_H{v}_z$ horiz. gradient vert. složky rychlosti proudění v_z, k jednotkový vektor orientovaný ve směru vert. osy, ${\nabla }_p.v$ vyjadřuje izobarickou divergenci proudění, ${\nabla }_p\omega$ izobarický gradient vertikální rychlosti v p-systému ω.
Rovnici vorticity lze odvodit tak, že ve vyjádřeních pohybové rovnice pro první, resp. druhou horiz. složku rychlosti proudění zderivujeme všechny členy podle souřadnice y, resp. x a obě takto vzniklé rovnice od sebe odečteme. Rovnice vorticity patří spolu s rovnicí tendence relativní topografie k základním prognostickým rovnicím, které popisují mechanizmus tlakových změn v atmosféře a jeho souvislosti s dynamikou proudění vzduchu. Rovnice vorticity je důležitá v modelech používaných při numerické předpovědi počasí, které nejsou založeny na přímé integraci základních rovnic. Předpovědní význam rovnice vorticity spočívá v tom, že např. při geostrofíckém proudění umožňuje výpočet lokální změny výšky zvolené izobarické plochy. Rovnici vorticity poprvé použil L. Marchi v roce 1882. Její význam zdůraznil v roce 1922 A. A. Fridman, avšak k předpovědním účelům ji poprvé použil C. G. Rossby (1939). Rovnice vorticity ve výše uvedeném tvaru je určena pro popis proudění synoptického měřítka, kdy horiz. složky vorticity můžeme zanedbat. Při popisu proudění subsynoptického měřítka a analýze jeho dynamiky je nutné uvažovat všechny tři složky vektoru vorticity. V těchto případech se také rovnice vorticity užívá v obecném třísložkovém tvaru. Viz též teorie vývojová Sutcliffeova.

1. v dynamické meteorologii obecně soustava rovnic, která dává do vzájemného vztahu zákl. dynamické a termodynamické veličiny popisující pole větru, teploty a tlaku včetně rozložení obsahu vody ve všech fázích. Počítáme do ní obvykle složkové vyjádření vektorové pohybové rovnice, rovnici kontinuity proudění a vody ve všech fázích, vhodné matematické vyjádření první hlavní věty termodynamické a stavovou rovnici ideálního plynu. Za předpokladu znalosti zdrojových funkcí a počátečních, popř. okrajových podmínek, je taková soustava uzavřeným systémem rovnic. Řešené veličiny jsou pak jednoznačnými funkcemi prostorových souřadnic a času.
2. v tematické oblasti numerické předpovědi počasí se takto obvykle označuje soustava prognostických rovnic, ve kterých jsou použity zjednodušující aproximace hydrostatické rovnováhy a aproximace tenké vrstvy. Filtrují zvukové vlny. Tento typ rovnic je velmi rozšířený pro předpověď počasí od 70. let 20. století a může realisticky pracovat od planetárních škál až po rozlišení přibližně 4 km, kdy popsané horiz. a vert. cirkulace již dosahují srovnatelných měřítek. V literatuře jsou někdy též označovány termínem primitivní rovnice.

prům. roční poloha osy rovníkové deprese neboli intertropické zóny konvergence. Obepíná Zemi v blízkosti 5. stupně s. š., proto bývá někdy jako meteorologický rovník označována přímo tato rovnoběžka. Viz též rovník termický.

syn. rovník světový.

syn. rovník nebeský – průmět zeměpisného rovníku na nebeskou sféru. Pozorovateli na zemském povrchu se jeví jako kružnice, jejíž střed leží v jeho stanovišti, obzorem prochází na východě a na západě, přičemž nad jižním obzorem se nalézá její nejvyšší bod, jehož zenitový úhel je roven zeměpisné šířce daného místa. Světový rovník je základním prvkem při orientaci na obloze např. v souvislosti se zdánlivým ročním pohybem Slunce po ekliptice, kterou světový rovník protíná v jarním a podzimním bodu a s níž rovina světového rovníku svírá úhel rovný zeměpisné šířce obratníků. Tento úhel činí v současnosti cca 23,44°; s jeho změnami souvisí jeden z tzv. Milankovičových cyklů.

čára, popř. pás obepínající Zemi a protínající jednotlivé poledníky v místech s nejvyšší prům. teplotou vzduchu redukovanou na hladinu moře, a to buď z hlediska ročního, nebo měsíčního průměru. Pojem termický rovník se používá ve více významech, každopádně není totožný s geogr. rovníkem, neboť jeho poloha je určována mnoha klimatotvornými faktory, především rozložením pevnin a vlastnostmi oceánských proudů. Někdy tak bývá označována nejteplejší rovnoběžka na Zemi (10° s. š.), avšak skutečná spojnice nejteplejších míst zasahuje až k 20° s. š. (v Mexiku) nebo naopak i na jižní polokouli (v Oceánii). Někteří autoři za termický rovník považují pás ohraničený např. prům. roč. izotermou 27 °C, popř. osu tohoto pásu.
V čes. literatuře je častější použití pojmu termický rovník z hlediska průměrné měsíční teploty vzduchu, takže během kalendářního roku mění svou polohu. Tento sezonní pohyb je menší nad oceány, kde poloha termického rovníku odpovídá průměrné poloze intertropické zóny konvergence v dané fázi roku. Nad kontinenty je sezonní pohyb větší v důsledku větší prům. roční amplitudy teploty vzduchu oproti oceánům.

okamžik, kdy Slunce při svém zdánlivém ročním pohybu po ekliptice projde rovinou světového rovníku v jarním nebo podzimním bodu. Jarní rovnodennost odděluje astronomické jaro od astronomické zimy, podzimní rovnodennost obdobně astronomický podzim od astronomického léta. Kvůli pozvolnému posunu jarního a podzimního bodu po světovém rovníku se obě rovnodennosti posouvají v čase, přičemž v současnosti nastává jarní rovnodennost kolem 20. března, podzimní rovnodennost nejčastěji 22. nebo 23. září. Viz též bouře rovnodennostní, deště rovnodennostní.

viz rovnodennost.

viz rovnodennost.

stav atmosféry, která je v hydrostatické rovnováze, při indiferentním teplotním zvrstvení. Vertikální teplotní gradient v suchém nebo nenasyceném vzduchu je tedy roven suchoadiabatickému gradientu, v nasyceném vzduchu  nasyceně adiabatickému gradientu. Ve vrstvě vzduchu v adiabatické rovnováze se ekvivalentní potenciální teplota s výškou nemění. Stavu adiabatické rovnováhy se blíží vrstvy vzduchu se silným vertikálním promícháváním. V Česku se s tímto označením pro indiferentní teplotní zvrstvení setkáváme jen velmi zřídka. V anglicky psané odborné literatuře se tento stav označuje také jako konvekční rovnováha.

ve fyzice atmosféry vert. rozložení plynů v atmosféře neovlivňované turbulentním promícháváním. Podle Daltonova zákona se v tomto případě jednotlivé plyny ve směsi chovají tak, jako kdyby existovaly samostatně, takže dílčí tlak lehčích plynů klesá s výškou pomaleji než dílčí tlak plynů těžších. V reálné atmosféře se difuzní rovnováha uplatňuje pouze v heterosféře tzn. ve vrstvách výše než zhruba 90 km nad zemským povrchem. V níže ležící homosféře se vlivem turbulentního promíchávání relativní zastoupení základních plynných složek vzduchu s výškou prakticky nemění. Viz též difuzosféra.

stav pole větru, kdy horiz. složka síly tlakového gradientu je v rovnováze s horiz. složkou Coriolisovy síly a ostatní horizontálně působící síly jsou rovné nule.

stav atmosféry, kdy vert. složka síly tlakového gradientu je v rovnováze se silou zemské tíže. Vyjádřením hydrostatické rovnováhy je rovnice hydrostatické rovnováhy, která přesně platí jen v atmosféře bez pohybu vůči Zemi. V reálné zemské atmosféře je podmínka hydrostatické rovnováhy splněna pouze přibližně, avšak hydrostatickou aproximaci lze většinou použít bez velkých chyb. Výjimkou je atmosféra s intenzivními vertikálními pohyby vzduchu, např. v konv. oblacích druhu cumulonimbus nebo ve vrstvě vzduchu nad intenzivně a nerovnoměrně zahřívaným aktivním povrchem, kdy je třeba platnost rovnice hydrostatické rovnováhy posuzovat skepticky. Viz též profil tlaku vzduchu vertikální.

syn. rovnováha adiabatická.

z fyzikálního hlediska nejobecnější rovnovážný stav daného systému, v němž neprobíhají žádné makroskopické změny, všechny termodynamické veličiny jsou v čase konstantní, neuskutečňuje se žádná výměna hmoty a energie s okolím daného systému ani uvnitř něho neprobíhá žádný transport hmoty a energie. Ve stavu termodynamické rovnováhy nemohou v systému samovolně probíhat žádné mechanické, tepelné, chemické, fázové apod. změny.

syn. analýza.

syn. spektrum Chrgianovo–Mazinovo – často používané rozdělení velikosti oblačných kapek, které užívá gama rozdělení ve tvaru:
$f(r)=A{r}^{2}exp(-B{r}^{}).$
Hodnoty parametrů A a B je možné stanovit např. pomocí celkové koncentrace kapek N a středního poloměru kapek r_stř
$N=2A/B^3,r_{stř}=3/B,$
které známe z měření.

viz spektrum velikosti aerosolových částic.

syn. spektrum  Marshallovo–Palmerovo – rozdělení velikosti dešťových kapek, které stanovili J. S. Marshall a W. M. Palmer v roce 1948 na základě měření na zemském povrchu. Vyjadřuje hustotu rozdělení četnosti f(D) [m^–3mm^–1] pro dešťové kapky o ekvivalentním průměru D [mm] a má tvar:
$f(D)=N_0\exp (-\lambda D),$
přičemž parametry rozdělení nabývají hodnot N₀ = 800 m^–3mm^–1 a λ = 4,1I_R^–0,21 mm^–1, kde I_R [mm.h^–1] značí intenzitu srážek. Marshallovo–Palmerovo rozdělení velikosti kapek se i v současnosti považuje za vhodnou reprezentaci časově a prostorově středovaného spektra velikosti dešťových kapek, zejména u deště z vrstevnaté oblačnosti středních zeměpisných šířek.

syn. spektrum velikosti dešťových kapek – vyjádření závislosti koncentrace dešťových kapek na jejich ekvivalentním průměru D (popř. ekvivalentním poloměru). Popisuje se funkcí f(D), pro niž platí, že výraz f(D) dD udává počet kapek v jednotce objemu vzduchu, jejichž ekvivalentní průměr leží v intervalu hodnot <D, D + dD ). Příkladem je Marshallovo–Palmerovo rozdělení, které využívá záporné exponenciální rozdělení o dvou parametrech N₀ a λ. Někdy se toto záporné exponenciální rozdělení velikosti kapek užívá i s jinými hodnotami parametrů N₀ a λ např. v závislosti na typu dešťové srážky. Za přesnější odhad se považuje vyjádření rozdělení dešťových kapek pomocí obecnějšího tvaru gama rozdělení $f(D)=N_0{D}^{\beta }\exp (-\lambda D),$
kde parametry N₀, λ a β nabývají různých hodnot za různých podmínek a mohou být odhadnuty např. na základě měření polarizačními radary. Viz též videodistrometr.

syn. spektrum velikosti oblačných kapek – vyjádření závislosti koncentrace oblačných kapek na jejich velikosti. Měření v oblacích a v mlhách ukazují, že koncentrace oblačných kapek zpravidla prudce roste k maximální hodnotě a pozvolna klesá směrem k větším velikostem kapek. Byla však zjištěna i spektra bimodální. Typický tvar rozdělení velikosti oblačných kapek lze vystihnout pomocí logaritmicko-normálního rozdělení nebo rozdělení gama ve tvaru:
$f(r)=A{r}^{\alpha }exp(-B{r}^{\beta }),$
kde r je poloměr kapky a f(r)dr udává počet kapek o poloměru v intervalu <r, r + dr). Parametry A, B, α, β můžeme vyjádřit pomocí momentů funkce f(r) a bimodální tvar rozdělení lze vystihnout superpozicí dvou monomodálních rozdělení. Často používaným příkladem rozdělení velikosti oblačných kapek je Chrgianovo-Mazinovo rozdělení. Analytické vyjádření rozdělení velikosti oblačných kapek reprezentuje střední rozdělení, přičemž rozdělení měřená v oblacích a mlhách se mohou vzájemně i od analytického vyjádření značně lišit. Viz též rozdělení velikosti dešťových kapek, oblačná voda.

viz psychrometr.

úzká přechodová zóna charakterizovaná zvětšenými gradienty v polích meteorologických prvků a hustoty vzduchu. Pro zjednodušení můžeme tuto zónu aproximovat plochou diskontinuity. Atmosférická rozhraní můžeme dělit několika způsoby:
a) podle směru gradientů rozlišujeme šikmá rozhraní a horizontálně orientovaná rozhraní, typická pro případy teplotních inverzí;
b) podle met. prvku s dominantním vlivem na vznik rozhraní rozlišujeme teplotní a vlhkostní rozhraní;
c) podle měřítka rozlišujeme synoptická a mezosynoptická rozhraní.

syn. termínu fronta atmosférická, používané především v případě kvazistacionární fronty.

atmosférické rozhraní dosahující v podélném směru rozměrů odpovídajících mezosynoptickému měřítku. Ve vertikálním směru dosahují do výšky maximálně několika kilometrů. Mezosynoptickými rozhraními jsou především pobřežní fronty, brízové fronty, gust fronty a většina vlhkostních rozhraní, dále pak nejrůznější horizontálně orientované diskontinuity v polích meteorologických prvků, především inverzní vrstvy v teplotním poli. Viz též rozhraní synoptické.

atmosférické rozhraní mezi dvěma vzduchovými hmotami, dosahující v podélném směru rozměrů odpovídajících synoptickému měřítku. Mezi synoptická rozhraní řadíme především atmosférické fronty a dále některá vlhkostní rozhraní. Viz též rozhraní mezosynoptické.

atmosférické rozhraní, jehož primárním znakem jsou rozdíly v teplotě vzduchu napříč tímto rozhraním. V synoptickém měřítku jsou teplotními rozhraními atmosférické fronty, v mezosynoptickém měřítku např. brízové fronty, pobřežní fronty, gust fronty, nebo horizontálně orientované inverzní vrstvy v teplotním poli.

atmosférické rozhraní v mezosynoptickém nebo až synoptickém měřítku, kde dochází k výrazné prostorové změně množství ve vzduchu obsažené vodní páry. Pro vlhkostní rozhraní je typický zvětšený horiz. gradient charakteristik vlhkosti vzduchu; např. gradient teploty rosného bodu může dosahovat velikosti až 10 °C na 10 km. V blízkosti vlhkostního rozhraní dochází podobně jako v případě atmosférické fronty často ke stáčení větru, naopak výskyt brázdy nízkého tlaku vzduchu podél rozhraní není typický. Rozdíly v teplotě vzduchu mezi suchou a vlhkou stranou bývají poměrně malé, přičemž vzduch na suché straně bývá ve dne o něco teplejší a v noci o něco chladnější než na vlhké straně.
Menší vlhkostní rozhraní typicky vznikají v zónách, kde se setkává vzduch z oblastí s rozdílnou vlhkostí půdy a s různým vegetačním pokryvem i využíváním krajiny člověkem. Výrazná vlhkostní rozhraní typicky vznikají ve stř. zeměp. šířkách v důsledku velkoprostorového konfluentního proudění z různých ohnisek vzniku vzduchových hmot, a to především v místech styku tropického mořského a pevninského vzduchu. Kvazistacionární vlhkostní rozhraní, charakteristické pouze reverzibilním denním chodem pohybu, se často vyskytuje na jaře a v létě východně od Skalnatých hor, kde bývá nezřídka odpovědné za explozivní zesílení konvektivních bouří provázených tornády a krupobitím. Obdobná vlhkostní rozhraní se objevují i v jiných částech světa, např. na severu Indie, ve vých. oblastech Číny a na Pyrenejském poloostrově.
V odb. slangu se pro vlhkostní rozhraní používá angl. označení dryline. Viz též pole frontogenetické.

rozdělení klimatického prvku v čase nebo prostoru, které je důsledkem časových změn a prostorové diferenciace klimatických jevů. U klimatických prvků, jevů a charakteristik studujeme jednak časové rozložení, tedy denní a roční chod, jednak jejich geogr. nebo plošné rozložení, zpravidla s pomocí kartografického znázornění. Vert. rozložení klimatických prvků nazýváme změnou klimatických prvků s nadm. výškou.

lineární vzdálenost charakteristická pro velikost plošného nebo prostorového atm. útvaru, např. části pole meteorologického prvku, víru v atmosféře apod. Podle charakteristického rozměru se rozlišují měřítka atm. dějů, např. na makrometeorologické, mezometeorologické a mikrometeorologické. Dříve se používal též termín charakteristická délka. Viz též měřítko atmosférických vírů, délka směšovací.

konečné stádium vývoje anticyklony, kdy ustává anticyklonální cirkulace a tlakový útvar zaniká. Rozpadající se anticyklona je obvykle teplou anticyklonou lépe vyjádřenou na výškových mapách než u zemského povrchu. Viz též anticyklolýza, slábnutí anticyklony.

syn. frontolýza.

proces postupného zanikání mlhy, kdy se meteorologická dohlednost zvyšuje z hodnot původně pod 1 km na více než 1 km. K rozpouštění radiačních mlh dochází vlivem prohřívání vzduchu a rozvoje vertikálního promíchávání vzduchu během dopoledních hodin. Faktorem, který obecně napomáhá rozpouštění mlhy, je např. zesílení horizontálního proudění nebo vymývání padajícími srážkami. Při zabezpečování leteckého provozu se na některých letištích provádí umělé rozpouštění mlhy, k němuž se používá speciálních hořáků, které produkují umělá kondenzační nebo ledová jádra.

syn. rozptyl záření v atmosféře.

viz rozptyl příměsí v ovzduší.

rozptyl záření na libovolně velkých částicích sférického tvaru. Zvláštním případem Mieova rozptylu je Rayleighův rozptyl na dostatečně malých, elektricky nevodivých částicích, jemuž s výjimkou jevu polarizace dobře odpovídá molekulární rozptyl. Na rozdíl od něj rozptyl na atmosférických částicích nezávisí na vlnové délce rozptylovaného záření a rozptylová indikatrice má silně protažený tvar ve směru původního paprsku. Pole takto rozptýleného záření vyjadřujeme podle obecné Mieovy teorie jako superpozici pole vyzařování elektrického a magnetického dipólu, kvadrupólu a vyšších multipólů (zatímco u Rayleighova rozptylu uvažujeme pouze el. dipól). Rozšíření Mieovy teorie na částice tvaru např. rotačního elipsoidu se někdy využívá v radarové meteorologii, neboť velké vodní kapky a ledové částice oblaků a srážek nemají sférický tvar. V souvislosti s rozptylem záření na různých typech atmosférických aerosolů se dnes používají i různé modely složitějšího rozptylu na obecně nesférických částicích. Viz též efekt Mieův.

rozptyl záření, popř. konkrétněji rozptyl světla na molekulách vzduchu. Molekulární rozptyl vyhovuje, kromě odchylek týkajících se polarizace elektromagnetických vln, velmi dobře konceptu Rayleighova rozptylu.

rozptyl záření, při němž má rozptýlené záření jinou vlnovou délku než rozptylované dopadající záření. Typickým příkladem nepružného rozptylu je Ramanův rozptyl. Viz též rozptyl pružný.

rozptyl záření, při němž má rozptýlené záření stejnou vlnovou délku jako rozptylované dopadající záření. Typickým příkladem pružného rozptylu je Rayleighův rozptyl i obecnější Mieův rozptyl. Viz též rozptyl nepružný.

zmenšování koncentrace znečišťujících látek působené především turbulentní difuzí. Největší význam pro rozptyl znečišťujících příměsí v atmosféře mají turbulentní víry o rozměrech blízkých rozměrům kouřové vlečky nebo oblaku příměsi. Víry značně větší přenášejí vlečku (oblak) jako celek, víry značně menší způsobují mísení vzduchu uvnitř vlečky (oblaku) a v obou případech málo přispívají k rozptylu příměsí. Úroveň znečištění ovzduší je kromě rozptylu příměsí ovlivňována procesy samočištění ovzduší. Viz též model Suttonův.

rozptyl záření na částicích, zpravidla molekulách, u nichž při dopadu záření dochází ke změnám kvantových stavů, zpravidla stavů rotačních a vibračních. Je řádově slabší než Rayleighův rozptyl, ale na rozdíl od něj má charakter nepružného rozptylu. Fotony dopadajícího záření při tomto rozptylu interagují s kvantovými změnami rozptylujících částic. Má-li tato změna charakter přechodu dané částice na vyšší energetickou hladinu, je k tomu příslušející energetický nárok kryt na úkor kvantové energie dopadajícího fotonu, jenž se v důsledku toho přemění na foton s menší kvantovou energií, čímž klesá frekvence a roste vlnová délka rozptýleného záření. Naopak, má-li kvantová změna rozptylující částice charakter přechodu z vyšší na nižší energetickou hladinu, získá foton dopadajícího záření takto uvolněnou energii a frekvence rozptýleného záření naroste. V praxi se dnes Ramanův rozptyl významně využívá např. prostřednictvím lidarů při sondáži atmosféry za účelem diagnostikování a studia rozložení znečišťujících příměsí v atmosféře.

speciální případ Mieova rozptylu za podmínek, kdy sférické rozptylující částice jsou elektricky nevodivé a obvod kružnice o jejich poloměru je alespoň o řád menší než vlnová délka rozptylovaného elmag. záření. V takovém případě je podle Rayleighova zákona množství rozptýleného elmag. záření nepřímo úměrné čtvrté mocnině vlnové délky. Rozptylová indikatrice má symetrický tvar se stejně velkým podílem dopředného a zpětného rozpylu. Rozptýlené paprsky, svírající se směrem původního paprsku úhel π/2, jsou zcela polarizovány. Ve směru původního paprsku a ve směru k němu přesně opačném je polarizace rozptýlených paprsků nulová, ve všech ostatních směrech pak částečná.
Z hlediska rozptylové indikatrice je Rayleighův rozptyl vhodnou aproximací pro popis molekulárního rozptylu slunečního záření, jeho polarizace však vykazuje odchylky vlivem anizotropie molekul vzduchu. Rayleihlův rozptyl lze použít i při popisu rozptylu rádiových vln na oblačných částicích, neboť tyto vlny, používané v meteorologii např. při radiolokaci, mají ve srovnání se světlem podstatně větší vlnovou délku. Viz též atmosféra Rayleighova.

část rozptylu záření směřující méně než 90° od směru původního záření. V případě Rayleighova rozptylu je stejně velký jako zpětný rozptyl záření, v případě Mieova rozptylu na kapalných nebo pevných atmosférických částicích je dopředný rozptyl dominantní.

syn. rozptyl elektromagnetického vlnění v atmosféře – rozdělení elmag. záření z původního směru do nenulového prostorového úhlu vlivem molekul vzduchu (molekulární rozptyl) nebo kapalných či pevných atmosférických částic. Závisí na velikosti rozptylujících částic vůči vlnové délce záření, dále na jejich tvaru a elektrickém náboji; podle těchto vlastností vymezujeme mj. rozptyl Mieův a potažmo rozptyl Rayleighův. Podle případných změn vlnové délky rozptýleného záření rozeznáváme pružný a nepružný rozptyl záření, jehož příkladem je Ramanův rozptyl. V rámci rozptylové indikatrice lze rozptyl rozdělit na dopředný a zpětný, který způsobuje odraz záření v atmosféře. Spolu s absorpcí záření se tak rozptyl podílí na jeho extinkci. V meteorologii se nejčastěji uvažuje rozptýlené sluneční záření, při radiolokaci se využívá zpětného rozptylu radiových vln. Viz též rozptyl světla v atmosféře, polarizace elektromagnetických vln.

část rozptylu záření směřující více než 90° od směru původního záření. Zpětný rozptyl záření v atmosféře označujeme i jako odraz záření. Viz též rozptyl záření dopředný.

rozdíl mezi výškou základny a výškou vrcholku oblaku. Některé oblaky mají malý vert. rozsah (např. Cu hum, Cs, Ac, Ci), jiné naopak velký (Cb, Ns). Vrstvou oblaků malého vert. rozsahu může prosvítat Slunce nebo Měsíc. Vertikální rozsah oblaku se dá při malých hodnotách určit některými typy přístrojů pro měření výšky základny oblaků, v ostatních případech pomocí radiolokátorů nebo letadlových měření.

geomorfologický útvar, kterým vede orografická rozvodnice.

hranice, která rozděluje odtok do sousedních povodí. Rozlišujeme orografické rozvodnice, určené tvarem reliéfu a rozdělující povrchový odtok, a rozvodnice podzemní vody, označované též jako hydrogeologické.

dříve používaná tabulka udávající čas, druh a způsob vysílání meteorologických zpráv, meteorologických informací a podkladů, sestavená obvykle pro určitou část nebo úroveň Globálního telekomunikačního systému.

zařízení pro orientační určení směru a částečně i rychlosti větru. Skládá se z otevřeného kužele zhotoveného z tkaniny a upevněného na širším konci ke kovovému kruhu volně otočnému kolem svislé osy tak, aby se působením větru mohl spolu s ním otáčet. Větrný rukáv má být na každém letišti. Používá se rovněž pro orientační určení větru na dálnicích, především jako upozornění na boční vítr, a na průmyslových, zpravidla chem. zařízeních s produkcí škodlivých látek do ovzduší. Slang. bývá nazýván větrný pytel.

označení směru větru podle dělení kompasové růžice. Termín rumb se v češtině používá ojediněle a je převzat z ruštiny. Vyskytuje se v názvech přístrojů měřících společně rychlost a směr větru, např. anemorumbometr.

Termín je přejat z rus. румб [rumb] „kompasový dílek“. Vyskytuje se v názvech přístrojů měřících společně rychlost a směr větru, např. anemorumbometr.

proces růstu krup, při němž nedochází k okamžitému mrznutí vodních kapek zachycených kroupou vzhledem k uvolněnému latentnímu teplu mrznutí, které ohřívá kroupu. Na povrchu kroupy se tvoří vrstva kapalné vody, která teprve postupně mrzne nebo stéká po povrchu a může být při pádu kroupy odstříknuta. Mrznutí stékající vody vyvolává vznik tzv. rampouchovitých výběžků. Mokrý růst nastává, pokud se teplota povrchu kroupy blíží k 0 °C. Při mrznutí zachycené kapalné vody vzniká kompaktní led převážně bez vzduchových bublin. Viz mez Schumanova-Ludlamova.

proces růstu krup, při němž všechna přechlazená voda zachycená kroupou okamžitě mrzne. Latentní teplo mrznutí nestačí na ohřátí kroupy nad 0°C a vznikající struktura ledu je členitá a obsahuje dutiny – vzduchové bubliny. Viz mez Schumanova - Ludlamova.

znázornění hlavních, příp. i vedlejších světových stran. V meteorologii je směrová růžice pevnou součástí větrné korouhve, přičemž vizuálním porovnáním polohy otočné části směrovky vůči směrové růžici může být určován směr větru. Viz též růžice větrná.

1. graf. znázornění režimu větru na určitém místě formou směrového (paprskového) diagramu. Délka paprsků, značících světové strany, vyjadřuje četnost větru z daného směru. Složitějším druhem tohoto diagramu je podmíněná větrná růžice, která znázorňuje charakteristiky režimu větru za současného výskytu jiných meteorologických prvků a dalších jevů. Sestrojuje se pro dny nebo termíny, v nichž byl pozorován podmiňující prvek nebo tento prvek nabyl hodnoty v určitém intervalu. Jde např. o znázornění směru větru při jeho různých rychlostech, při různých oborech hodnot met. prvků, při určitých koncentracích znečišťujících příměsí, různých typech vertikální stability atmosféry apod. Speciálním typem podmíněné větrné růžice je stabilitně a rychlostně členěná větrná růžice, která slouží jako vstup pro výpočty rozptylu emisí některými gaussovskými rozptylovými modely. Pro české gaussovské modely SYMOS´97 a ATEM se využívá stabilitní členění podle Bubníka a Koldovského, založené na hodnotě vertikálního teplotního gradientu.
2. syn. růžice směrová.

viz růžice větrná.

vert. rychlost volně letícího pilotovacího nebo radiosondážního balonu. Tento balon vystupuje v atmosféře působením celkové stoupací síly balonu, která je vyjádřena Archimédovým zákonem jako rozdíl tíhy balonem vytlačeného vzduchu a tíhy plynu lehčího než vzduch, který objem balonu vyplňuje. Když od této síly odečteme tíhu balonu, popř. i zavěšené zátěže, dostaneme užitečnou stoupací sílu balonu (A). Při ustáleném vert. výstupu balonu působí proti této síle odpor vzduchu. Výsledný vztah, který vyjadřuje stoupací rychlost balonu (w), můžeme napsat ve tvaru
$w=d\frac{\sqrt{A}}{c\sqrt{\rho }},$
kde ρ je hustota vzduchu, c obvod balonu a d koeficient charakterizující odpor prostředí. Teor. výpočty i praktická měření ukazují, že při zmenšování hustoty vzduchu stoupací rychlost balonu s výškou vzrůstá, ve výšce 5 km o 10 % a ve výšce 30 km až o 100 %. V meteorologii se ke stanovení výšky základny oblaků, při pilotovacích měřeních anebo aerologických měřeních pomocí radiosond balony obvykle plní na počáteční stoupací rychlost 1,5 až 3,5 nebo 5 m.s^–1.

syn. rychlost frikční.

syn. rychlost dynamická – aerodyn. veličina používaná při studiu proudění nad drsným povrchem a definovaná vztahem
$v\ast =\sqrt{\frac{\tau }{\rho }},$
kde τ je horiz. tečné napětí na zemském povrchu a ρ hustota vzduchu. Frikční rychlost se zvětšuje s rostoucí drsností povrchu a stř. rychlostí proudění. Frikční rychlost se někdy nevhodně označuje jako rychlost tření nebo třecí rychlost. Viz též profil větru vertikální.

pádová rychlost, kterou nabudou kroupy po dosažení rovnováhy mezi sílou tíže a sílou odporu vzduchu. Kroupy vykonávají při svém pádu oblakem řadu sekundárních pohybů jako je rotace, precesní pohyb nebo oscilace kolem jedné z os kroupy. To je dáno tvarem kroupy a často nesymetrickým rozložením její hmotnosti. Také nesymetrická vrstevnatá struktura krup a vývoj různých ledových výběžků mohou být příčinou i důsledkem chování krup při jejich pádu. Charakteristiky pádu krup byly studovány většinou s pomocí modelů krup, padajících ve volné atmosféře nebo vypouštěných do oblaku. Také při řadě laboratorních experimentů byly užity pouze modely krup. Vzhledem k velké hmotnosti krup, převyšuje jejich terminální pádová rychlost vysoko pádovou rychlost vodních kapek i pádovou rychlost ledových krystalů. Často užívaný vztah pro pádovou rychlost přibližně sférických krup a velkých krupek u_krup, jejichž střední průměr D_str leží v rozmezí 0,1 cm ≤ D_str ≤ 8 cm má tvar
$u_{krup}\approx 9D_{str}{}^{\mathrm{0,8}},$
při tlaku vzduchu 800 hPa a teplotě 0 °C.Jde o příklad vztahu, který vyplývá ze souhrnného hodnocení řady pozorování. Podstatné je, že pádové rychlosti velkých krup dosahují hodnot až kolem 45 m/s a srovnatelné hodnoty výstupné rychlosti musí tedy existovat i uvnitř konvektivní bouře, v níž kroupy vznikají a rostou. Viz též zárodek kroupový, růst krup mokrý (vlhký), růst krup suchý.

pádová rychlost částic ledu v atmosféře. Vzhledem k velmi rozdílným tvarům ledových krystalů, které se vyskytují v atmosféře, jsou hodnoty pádové rychlosti ledových krystalů velmi rozdílné. Nesférický tvar ledového krystalu ovlivňuje i hydrodynamické chování krystalu a formu jeho trajektorie. Nelze proto stanovit univerzální vztah pro závislost pádové rychlosti na velikosti krystalu. Při numerickém modelování lze užít řadu teoretických vztahů, které aproximují hydrodynamické chování jednoduchých ledových sloupků a destiček, popř. ledových dendritů o různé členitosti. Experimentální studie pádových charakteristik probíhaly jak u přirozených krystalů, tak při laboratorním sledování modelů základních krystalických tvarů s využitím teorie podobnosti. V závislosti na velikosti jsou pádové rychlosti destičkových krystalů v rozsahu desetin m/s, přičemž rychlost velmi členitých dendritů prakticky nezávisí na jejich velikosti. Rychlost pádu ledových krystalů roste se stupněm jejich ozrnění namrzlými vodními kapkami. Ledové krupky, u nichž původní tvar krystalu již není rozeznatelný, mohou mít pádové rychlosti řádu jednotek m/s v závislosti na své velikosti.

ve fyzice oblaků a srážek rychlost oblačné nebo srážkové částice, padající v klidném vzduchu po dosažení rovnováhy mezi sílou tíže a sílou odporu vzduchu. Označujeme ji také jako rychlost konečnou nebo terminální (z angl. terminal velocity). Pádová rychlost částice závisí na jejím tvaru a roste s její hmotností. Zároveň se snižuje s rostoucí hustotou vzduchu. V reálné atmosféře není splněn předpoklad klidného prostředí a pádovou rychlost částic ovlivňuje proudění vzduchu, především vertikální pohyb vzduchu včetně oblačné turbulence. Nejvíce měření a teoretických výpočtů je k dispozici pro určení pádové rychlosti vodních kapek. Řada studií se věnuje pádové rychlosti ledových krystalů v závislosti na jejich tvaru. Zjištěné hodnoty pádové rychlosti krup, které vysoko převyšují rychlost kapek a ledových krystalů, mají pouze orientační hodnotu.
Zcela obdobně je pádová rychlost částic definována ve fyzice atmosférického aerosolu, kde představuje důležitou charakteristiku bezprostředně se vztahující např. ke střední době setrvání určitého druhu aerosolových částic v ovzduší.

viz rychlost větru.

rychlost, při níž přechází laminární proudění v proudění turbulentní. V meteorologii se s ní setkáváme např. při fyzikálním modelování procesů v mezní vrstvě atmosféry pomocí aerodyn. nebo viskózních modelů. Viz též turbulence, číslo Reynoldsovo.

viz šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře.

viz rychlost frikční.

vzdálenost, kterou při vertikálním pohybu vzduchu urazí pohybující se vzduchové částice za jednotku času ve vert. směru. V z-systému se definuje vztahem $v_z=\frac{dz}{dt},$
kde z je vert. souřadnice dané částice a t značí čas. Obdobně se definuje v souřadnicových soustavách se zobecněnou vertikální souřadnicí, kde ji označujeme jako zobecněnou vertikální rychlost.

syn. rychlost vertikální zobecněná.

zobecněná vertikální rychlost vyjádřená jako změna tlaku vzduchu uvnitř vzduchové částice za jednotku času následkem jejího pohybu ve vert. směru. Definuje se vztahem $\omega =\frac{dp}{dt},$
kde p značí tlak vzduchu a t čas. Rychlost ω má analogický význam jako vertikální rychlost v z-systému, přičemž při výstupných pohybech je ω < 0, při sestupných je ω > 0. Při hydrostatické aproximaci platí mezi rychlostí ω a vertikální rychlostí v_z v z-systému vztah $\omega =-v_z\frac{gp}{RT},$
v němž g značí velikost tíhového zrychlení, R měrnou plynovou konstantu a T teplotu vzduchu. V případě intenzivních vertikálních pohybů, např. v oblacích druhu cumulonimbus, však tento přibližných vztah neplatí. Viz též rovnice vertikální rychlosti v p-systému, složka proudění vzduchu vertikální.

syn. rychlost větru generalizovaná – vertikální rychlost vyjádřená v souřadnicové soustavě se zobecněnou vertikální souřadnicí. V meteorologii se nejčastěji pracuje s vertikální rychlostí v p-systému.

1. vektor, který popisuje pohyb zvolené vzduchové částice v určitém místě atmosféry v daném časovém okamžiku (angl. wind velocity). Směr opačný horiz. složce tohoto vektoru označujeme jako směr větru, vert. složku jako vertikální rychlost.
2. jeden ze základních meteorologických prvků, který vyjadřuje velikost horiz. složky vektoru větru (angl. wind speed). Rychlost větru se udává v m.s^–1, v uzlech (knotech), v km.h^–1, případně v mph (míle za hodinu). Při měření větru je jako rychlost větru označován průměr velikosti vektoru větru za určitý časový úsek (nejčastěji 10 minut), takže ji můžeme označit i jako n-minutovou rychlost větru. V letecké meteorologii je rychlost větru definována jako desetiminutový průměr pro zprávy METAR a SPECI a jako dvouminutový průměr pro místní pravidelné a mimořádné zprávy. Takto stanovená rychlost větru slouží mj. k pojmenování větru pomocí Beaufortovy stupnice větru. Pro odpovídající časový úsek se dále uvádí maximální rychlost větru, při výpočtu směru větru pak průměrná rychlost větru ve smyslu velikosti průměrného vektoru větru. Viz též pulzace větru, náraz větru, húlava, extrémy rychlosti větru.

nejvyšší několikasekundová rychlost větru během desetiminutového intervalu, potažmo za určité delší období, např. den, měsíc, rok nebo celou dobu pozorování. Časový úsek pro určování maximální rychlosti větru není stanoven jednotně, na českých meteorologických stanicích má délku 2 s, v letecké meteorologii 3 s. Maximální rychlost větru je často dosažena během nárazu větru, proto bývá označována i jako rychlost větru v nárazu. Viz též měření větru, extrémy rychlosti větru.

rychlost větru stanovená jako průměrná velikosti vektoru větru za stanovený časový úsek. Podle doporučení WMO se určuje desetiminutová rychlost větru, např. v USA se používá rychlost větru minutová, v letecké meteorologii též dvouminutová.

1. v klimatologii průměr rychlosti větru ve smyslu průměru velikosti vektoru větru za určité dlouhé období, např. měsíc, rok nebo klimatologický normál.
2. při měření větru v Česku desetiminutový vektorový průměr rychlosti větru, tj. velikost průměrného vektoru větru, který určuje směr větru.
Viz též směr větru převládající.

pádová rychlost oblačných nebo dešťových kapek, příp. kapek mrholení. Její velikost závisí hlavně na hmotnosti a tvaru kapek, ale i na teplotě a tlaku okolního vzduchu. Závažnost vlivu prostředí přitom klesá s velikostí kapek. Teoretické vyjádření pádové rychlosti kapek, které je důležité při numerickém modelování mikrofyzikálních procesů, bere v úvahu různé režimy hydrodynamického chování v závislosti na velikosti kapek. Existují i zjednodušená vyjádření pádové rychlosti kapek, která často aproximují hodnoty stanovené Gunnem a Kinzerem (1949) pomocí vhodné polynomiální závislostí. Experimentálně zjištěná terminální pádová rychlost kapek v klidném vzduchu nabývá hodnot řádu 0,1 m/s pro kapky o ekvivalentním průměru pod 0,3 mm a hodnot řádu 1 m/s pro kapky větší. Typické dešťové kapky o ekvivalentním průměru cca 1 mm mají pádovou rychlost kolem 4 m/s, velké dešťové kapky o ekvivalentní průměru kolem 5 mm dosahují pádovou rychlost až kolem 9 m/s.

viz šíření zvuku v atmosféře.

málo časté označení pro povětrnostní děje vyskytující se v určité geogr. oblasti v některé části roku opakovaně, a to v nestejně dlouhých intervalech za sebou. Opakovaný výskyt určitých povětrnostních situací podmiňuje opakování podobného průběhu meteorologických prvků, i když intenzita změn kolísá. Ve stř. Evropě počítáme k povětrnostním rytmům např. opakované vpády studeného vzduchu na jaře nebo jednotlivé vlny evropského letního „monzunu".

chronologicky nebo podle velikosti uspořádaná posloupnost klimatických prvků. Mezi nejčastěji používané klimatologické řady patří např. řada denních, pentádních, dekádních, měs. a roč. průměrů teploty vzduchu, řada měs. a roč. úhrnů srážek, řada roč. amplitud teploty vzduchu apod. Při vytváření klimatologické řady z řad met. pozorování a při jejich klimatologickém zpracování se většinou vychází z metod mat. statistiky. V některých případech může klimatologická řada splývat s řadou met. pozorování.

čes. překlad termínu cirrus.

dlouhý a úzký pás zesíleného transportu vodní páry, který se přechodně vytvoří ve spodní troposféře. Jeho délka může dosahovat několik tisíc km při šířce nejvýše několik set km a vertikálním rozsahu několik kilometrů. Často je spojen s nízkohladinovým tryskovým prouděním před studenou frontou mimotropické cyklóny. Přenášená vodní pára pochází nejčastěji z tropických oblastí. Jako hranice pro vymezení atmosférické řeky se považuje hodnota vertikálně integrovaného toku vodní páry 250 kg m^-1 s^-1. Celkový tok vodní páry v nejvýraznějších atmosférických řekách je tak větší než průměrný průtok kterékoliv vodního toku na světě. Vhodným prostředkem pro sledování polohy atmosférických řek jsou meteorologické družice nesoucí přístroje schopné určit obsah vodní páry v atmosféře. V současnosti se atmosférickým řekám věnuje poměrně velká pozornost v souvislosti se změnou jejich výskytu a intenzity vlivem změny klimatu. Viz též expres Ananasový.

syn. řez atmosférou vertikální.

syn. řez aerologický – grafické zobrazení vertikálního profilu meteorologického prvku podél určité horiz. linie nebo jeho vývoje za určitý časový úsek. Podle toho, zda horiz. osa vyjadřuje vzdálenost nebo čas, rozlišujeme prostorové, resp. časové vertikální řezy atmosférou. Vert. osa zpravidla představuje nadmořskou výšku nebo tlak vzduchu, příp. jinou charakteristiku na nich funkčně závislou. Hodnoty jednoho nebo více znázorňovaných meteorologických prvků se vyjadřují pomocí izolinií, v případě směru a rychlosti větru pomocí šipek větru. Vertikální řezy atmosférou, sestavované z výstupů aerologických měření, byly v minulosti často využívány v synoptické a především v letecké meteorologii. V současnosti slouží především ke znázornění výstupů z modelů numerické předpovědi počasí.

vertikální řez atmosférou vyjadřující vývoj vertikálního profilu jednoho nebo více meteorologických prvků nad určitým místem za časový úsek, který je znázorněn na horiz. ose řezu. Tímto způsobem lze znázornit sérii aerologických měření z jedné aerologické stanice, nebo vývoj hodnot vypočtených modelem numerické předpovědi počasí ve sloupci nad jedním uzlovým bodem. Nejčastěji se zobrazuje vývoj vertikálního profilu teploty vzduchu, vertikálního profilu vlhkosti vzduchu nebo vertikálního profilu větru.

vertikální řez atmosférou vyjadřující sérii vertikálních profilů jednoho nebo více meteorologických prvků v daném čase podél zvolené horiz. linie. Tímto způsobem lze znázornit vybranou vertikální plochu z výstupu modelu numerické předpovědi počasí, nebo aerologická měření v jednom termínu z více aerologických stanic, které leží přibližně na jedné přímce, přičemž na horiz. ose je zachováván poměr vzdáleností mezi stanicemi. Řezy orientované ve směru sever – jih se označují jako meridionální, řezy orientované ve směru východ – západ jako zonální. Kromě základních meteorologických prvků lze pomocí prostorových vertikálních řezů zobrazit např. hodnoty vertikální rychlosti, potenciální teploty apod.