Elektronický meteorologický slovník

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

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

viz mapa faksimilová.

Termín pochází z lat. fac simile „udělej podobné“ (z facere „dělat“ a similis „podobný“).

dříve používaná meteorologická mapa přijatá fototelegrafním přenosovým zařízením, které rozkládá na vysílací straně předlohu do řádků a v řádcích do bodových prvků. Rozměr přenášeného bodového prvku udává rozlišovací schopnost přenosu, dosahující řádově desetin mm na předloze. Na přijímací straně se obraz fototelegrafním přijímačem postupně skládal z bodových prvků buď na elektrosenzitivní, nebo fotosenzitivní papír. Faksimilové vysílání met. grafických materiálů zabezpečovala meteorologická centra. Materiály bylo možné přijímat na jakémkoliv místě vybaveném vhodným telekomunikačním a fototelegrafním přijímačem. V dnešní době se k šíření met. map používá pouze internetový přenos.

světlé místo ve sluneční fotosféře, mající obvykle vláknitou strukturu. Tzv. fakulová pole se vyskytují zpravidla v okolí slunečních skvrn při zvýšené sluneční aktivitě.

teplotní stupnice, která je se stupnicí Celsiovou spjata převodním vztahem:
$T\left(°F\right)=\frac{9}{5}T\left(°C\right)+\mathrm{32,}$
v němž T(°F), resp. T(°C) značí údaj teploty ve stupních Fahrenheita, resp. Celsia. Fahrenheitova stupnice se nazývá podle D. G. Fahrenheita, který ji navrhl v roce 1714 a stanovil jako 0 °F rovnovážnou teplotu chladící směsi ledu, vody a salmiaku, jako 32 °F teplotu mrznutí vody a jako 212 °F teplotu varu vody. Normální teplota lidského těla je 96 °F. Fahrenheitova teplotní stupnice se doposud používá v některých anglosaských zemích, např. v USA. Viz též stupnice teplotní Rankinova.

atmosféra není dokonalý izolátor, ale je slabě el. vodivá v důsledku přítomnosti kladných nebo záporných atmosférických iontů. Tyto ionty vznikají působením radioaktivního a kosmického záření. Radioakt. paprsky vyzařované radioakt. látkami v půdě však ovlivňují atmosférickou ionizaci jen do výšky stovek m, maximálně několika km nad zemí. Nad oceány je radioakt. záření asi o dva řády slabší než nad pevninou. Ve větších výškách (a nad oceány i v nižších hladinách) je ionizace zcela dominantně působena kosmickým zářením a vzrůstá rychle s výškou nad zemí, protože kosmické paprsky (nejprve primárního a posléze sekundárního kosmického záření) jsou v atmosféře progresivně zadržovány při průchodu k zemi. Elektrická vodivost vzduchu závisí na hustotě iontů a roste přibližně exponenciálně s výškou. Ve výšce 18 km je vodivost asi o dva řády vyšší než u země. Ve výšce 50 km nad zemí má vzduch tak vysokou vodivost, že může být považován za dobrý vodič. Elektrický náboj, který dosáhne této výše, se proto rovnoměrně rozdělí okolo zeměkoule. Modelově si lze s jistým zjednodušením představit, že atmosférave výšce nad 50 km a povrch Země tvoří jakoby dvě desky koncentrického kulového kondenzátoru. Za klidného ovzduší, tj. za jasné oblohy nebo při malé oblačnosti beze srážek, mlhy, silného větru apod., má zemský povrch záporný a atmosféra převažující kladný náboj. Elektrické pole v atmosféře se při tomto rozložení náboje považuje za kladné. Prům. elektrický gradient klidného ovzduší je u zemského povrchu asi 130 V.m^–1, hustota náboje na povrchu země je přibližně1,1 . 10^–9 C.m^–2, takže celkový záporný náboj zemského povrchu je asi 0,5 miliónu C. Hustota elektrického proudu mezi povrchem země a horní vrstvou atmosféry se odhaduje při klidném ovzduší na 3.10^–12 A.m^–2, což pro celý zemský povrch představuje asi 1500 A. Tato hodnota však není dosahována v reálné atmosféře, neboť asi polovina Země je zahalena oblaky. Elektrická vodivost vzduchu vzrůstá s výškou, avšak vertikálně tekoucí elektrický proud zůstává s výškou prakticky konstantní, z čehož vyplývá, že el. gradient s výškou klesá, a je tudíž největší při zemi. Denní chod el. gradientu nad oceány, kde nedochází k místním rušivým vlivům, má charakteristický denní průběh s minimem cca 15 % pod prům. denní hodnotou 130 V ve 03:00 UTC a s maximem cca 20 % nad touto prům. hodnotou kolem 19:00 UTC, a to nezávisle na místě pozorování. Výpočty lze dokázat, že uvedený elektrický proud by za podmínek klidného ovzduší vedl k neutralizaci záporného náboje zemského povrchu asi za 5 min. Že tomu tak není, je způsobeno přenosem nábojů opačným směrem, záporných k zemi, kladných vzhůru. Tento přenos je vyvolán výboji z hrotů vysokých předmětů, zejména pod bouřkovými oblaky a výboji blesků v asi 1800 bouřkách, které se současně na Zemi stále vyskytují. Viz též elektřina bouřková, výboj hrotový.

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.

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.

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

(z angl. cloud hole) – kruhová nebo eliptická bezoblačná mezera, v jejímž středu může být patrná virga. Jev byl identifikován v oblacích altocumulus nebo cirrocumulus, v nichž se mohou vyskytnout přechlazené vodní kapky, které nemrznou vzhledem k nedostatku ledových jader. Na družicových snímcích byl zaznamenán i v oblacích druhu altostratus či cirrostratus. Náhlý vzrůst koncentrace ledových jader může vyvolat vznik drobných ledových krystalků a jejich růst na úkor vypařujícich se kapek. Vypadávání krystalů může vytvořit virgu. Ke zvýšení koncentrace aktivních ledových jader nebo náhlému zmrznutí malých přechlazených kapek může dojít turbulencí a poklesem tlaku při průletu letadla. Jde o velmi řídký jev, který je však při svém výskytu na obloze jasně patrný a bývá občas nesprávně interpretován. Morfologicky byl jev zařazen v roce 2017 do kategorie zvláštnosti oblaků pod označením cavum. Viz též teorie vzniku srážek Bergeronova–Findeisenova, pruh rozpadový.

jeden z tvarů kouřové vlečky. Vlečka je charakterizována velmi malým vert. rozptylem, zatímco laterální (boční) rozptyl může být významný. Čeření kouřové vlečky se vyskytuje v inverzní vrstvě při slabém proudění vzduchu.

viz klasifikace atmosférických iontů.

studená fronta s výstupnými pohyby teplého vzduchu pouze ve spodní části frontální plochy (do výšky 2 km až 3 km) a sestupnými pohyby ve vyšších vrstvách. Ve spodní části je anafrontou, v horní katafrontou. Její oblačný systém je zpravidla tvořen kumulonimby vázanými na čelo fronty, za čelem fronty se rychle vyjasňuje. Šířka oblačného pásma bývá jen několik desítek km, srážky jsou však intenzívní a mají přeháňkový charakter. Tato fronta se pohybuje obvykle rychleji než studená fronta prvního druhu.

1) optický jev vytvářený zrcadlením v atmosféře, při němž vznikají zdánlivé (virtuální) přímé i vert. obrácené obrazy skutečných objektů, jež se mohou nalézat i ve větších vzdálenostech za obzorem.
2) případy silného zvýšení obzoru, kdy zakřivení světelných paprsků přibližně odpovídá křivosti povrchu Země. Nad obzor pak mohou vystoupit nepřevrácené obrazy objektů nalézajících se v extrémních případech až několik set km za geometrickým obzorem.
V našich oblastech je fata morgána vzácným fotometeorem. Vyskytuje se více v pouštních a polárních oblastech. Název pochází z již. Itálie, kde podle lidové pověsti vytvářela fátu morganu v Messinském zálivu nad mořem víla (italsky fata, čti fáta) jménem Morgana. Ve smyslu 2) se jev typicky vyskytuje při advekci teplé vzduchové hmoty nad studený mořský povrch. Viz též šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře.

jeden z tradičních a nejčastěji používaných indexů instability v ČR, jehož hodnota se stanoví podle vzorce
$FI=T_f-T_{500}$,
kde T₅₀₀ je teplota vzduchu v hladině 500 hPa a T_f značí tzv. teplotu nulového výparu, která vyjadřuje ochlazení vzduchu při výparu vody do stavu nasycení. Hodnota T_f se získává z tabulek v závislosti na teplotě v hladině 850 hPa a na součtu hodnot deficitu teploty rosného bodu v hladinách 850 hPa, 700 hPa a 500 hPa. V České republice se předpokládá, že při hodnotách Faustova indexu FI > 0 lze očekávat konvektivní srážky ve formě přeháněk pro hodnoty indexu 0 ≤ FI ≤ 3 a výskyt bouřek pro FI > 3. Index odvodil něm. meteorolog H. Faust v roce 1951 a účinnost Faustova indexu byla rozsáhle testována na datech z území ČR.

(Flexible Combined Imager) – zobrazovací družicový radiometr družic MTG. Tento pasivní radiometr používá celkem 16 spektrálních kanálů, v nichž snímá celý zemský disk s periodou 10 minut, resp. část severní polokoule s periodou 2,5 minuty (režim Rapid Scan Service, RSS). Rozlišení přístroje v nadiru je pro různé spektrální kanály 0,5, 1,0 a 2,0 km.

název pro znázornění rychlosti větru na synoptických mapách připojením čárek k šipce větru ve staničním modelu. Čárky svírají se šipkou úhel 120° a kreslí se na sev. polokouli ve směru chodu hodinových ručiček. Jedna dlouhá čárka na šipce značí rychlost 5 m.s^–1, tj. 10 uzlů (knotů), plný trojúhelníček představuje rychlost 25 m.s^–1. Viz též praporek větru.

model buňkové cirkulace v pásmu mezi 30° a 60° zeměp. šířky. Byla navržena W. Ferrelem (1856). Jde o pokus popsat meridionální přenos vzduchu mezi Hadleyovou buňkou a polární buňkou bez uvažování zonální složky proudění. Je charakterizována prouděním do vyšších zeměpisných šířek ve spodní troposféře, výstupnými pohyby vzduchu kolem 60° zeměp. šířky, výškovým zpětným prouděním a sestupnými pohyby vzduchu v subtropických anticyklonách. Ve skutečnosti mezi oblastmi subsidence a slabě převažujících výstupů ve vyšších zeměpisných šířkách dominuje západní složka proudění, jehož rychlost roste s výškou. Meridionální přenos vzduchu v rámci Ferrelovy buňky je realizován prostřednictvím Rossbyho vln a s nimi souvisejících tlakových útvarů, které podporují velkoprostorové toky hybnosti a tepla.

viz vztah Ferrelův.

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

viz hala pyramidální.

(fib) [fibrátus] – jeden z tvarů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Jednotlivé navzájem oddělené oblaky nebo tenký oblačný závoj mají vláknitou strukturu. Vlákna jsou buď přímočará, nebo více méně nepravidelně pokřivená a nejsou zakončena ani háčky ani chomáčky. Označení fibratus se užívá hlavně u druhů cirrus a cirrostratus.

Termín zavedla Komise pro studium oblaků a hydrometeorů v r. 1951 jako náhradu za starší termín filosus, zavedený amer. meteorologem H. Claytonem v r. 1896. Termín je přejat z lat. fibratus „vláknitý“ (od fibra „nitka, vlákno“).

prostorové rozložení určitého meteorologického prvku v daném okamžiku. Rozlišujeme tlakové, teplotní a vlhkostní pole, pole větru, záření, oblačnosti, srážek aj. Podle charakteru met. prvků dělíme jejich pole na skalární a vektorová a na spojitá a nespojitá. Analýza polí met. prvků se provádí na meteorologických mapách a vertikálních řezech atmosférou nejčastěji pomocí izolinií. Důležitými charakteristikami polí met. prvků jsou vert. a horiz. gradienty těchto prvků (především teploty vzduchu), které mj. umožňují detekovat atmosférická rozhraní. Viz též profil meteorologického prvku vertikální.

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

slangové označení pro tenkou vrstvu studeného vzduchu, která se za vhodných podmínek udržuje nad zemským povrchem a neúčastní se všeobecného proudění vzduchu. Její tloušťka kolísá od několika metrů do několika stovek metrů. Vytváří se nejčastěji v zimě ve studených anticyklonách nad prochlazenou pevninou, v uzavřených terénních sníženinách, kde zejména v nočních hodinách studený vzduch stéká ze svahů do nižších poloh, nebo pod rozhraním teplé fronty v případě, kdy je její nejspodnější část výrazně zpomalována oproti ostatním částem fronty v důsledku tření o zemský povrch. V bláně studeného vzduchu zpravidla pozorujeme inverzi teploty vzduchu nebo izotermii. Viz též jezero studeného vzduchu.

vžité označení pro slunečné a suché počasí, zpravidla se slabým větrem, které je typické např. v létě pro centrální část anticyklony a hřebene vysokého tlaku vzduchu. Nemá charakter odb. termínu. Viz též počasí anticyklonální.

atmosféra není dokonalý izolátor, ale je slabě el. vodivá v důsledku přítomnosti kladných nebo záporných atmosférických iontů. Tyto ionty vznikají působením radioaktivního a kosmického záření. Radioakt. paprsky vyzařované radioakt. látkami v půdě však ovlivňují atmosférickou ionizaci jen do výšky stovek m, maximálně několika km nad zemí. Nad oceány je radioakt. záření asi o dva řády slabší než nad pevninou. Ve větších výškách (a nad oceány i v nižších hladinách) je ionizace zcela dominantně působena kosmickým zářením a vzrůstá rychle s výškou nad zemí, protože kosmické paprsky (nejprve primárního a posléze sekundárního kosmického záření) jsou v atmosféře progresivně zadržovány při průchodu k zemi. Elektrická vodivost vzduchu závisí na hustotě iontů a roste přibližně exponenciálně s výškou. Ve výšce 18 km je vodivost asi o dva řády vyšší než u země. Ve výšce 50 km nad zemí má vzduch tak vysokou vodivost, že může být považován za dobrý vodič. Elektrický náboj, který dosáhne této výše, se proto rovnoměrně rozdělí okolo zeměkoule. Modelově si lze s jistým zjednodušením představit, že atmosférave výšce nad 50 km a povrch Země tvoří jakoby dvě desky koncentrického kulového kondenzátoru. Za klidného ovzduší, tj. za jasné oblohy nebo při malé oblačnosti beze srážek, mlhy, silného větru apod., má zemský povrch záporný a atmosféra převažující kladný náboj. Elektrické pole v atmosféře se při tomto rozložení náboje považuje za kladné. Prům. elektrický gradient klidného ovzduší je u zemského povrchu asi 130 V.m^–1, hustota náboje na povrchu země je přibližně1,1 . 10^–9 C.m^–2, takže celkový záporný náboj zemského povrchu je asi 0,5 miliónu C. Hustota elektrického proudu mezi povrchem země a horní vrstvou atmosféry se odhaduje při klidném ovzduší na 3.10^–12 A.m^–2, což pro celý zemský povrch představuje asi 1500 A. Tato hodnota však není dosahována v reálné atmosféře, neboť asi polovina Země je zahalena oblaky. Elektrická vodivost vzduchu vzrůstá s výškou, avšak vertikálně tekoucí elektrický proud zůstává s výškou prakticky konstantní, z čehož vyplývá, že el. gradient s výškou klesá, a je tudíž největší při zemi. Denní chod el. gradientu nad oceány, kde nedochází k místním rušivým vlivům, má charakteristický denní průběh s minimem cca 15 % pod prům. denní hodnotou 130 V ve 03:00 UTC a s maximem cca 20 % nad touto prům. hodnotou kolem 19:00 UTC, a to nezávisle na místě pozorování. Výpočty lze dokázat, že uvedený elektrický proud by za podmínek klidného ovzduší vedl k neutralizaci záporného náboje zemského povrchu asi za 5 min. Že tomu tak není, je způsobeno přenosem nábojů opačným směrem, záporných k zemi, kladných vzhůru. Tento přenos je vyvolán výboji z hrotů vysokých předmětů, zejména pod bouřkovými oblaky a výboji blesků v asi 1800 bouřkách, které se současně na Zemi stále vyskytují. Viz též elektřina bouřková, výboj hrotový.

tromba vznikající v souvislosti s extrémním přehřátím zemského povrchu při požáru nebo při sopečné erupci. Z hlediska svého vzniku je obdobou prachového nebo písečného víru. Požárový vír mohou zviditelňovat plameny, kouř i produkty kondenzace vodní páry.

povětrnostní podmínky rizikové z hlediska vzniku a šíření přírodních požárů, popisované obvykle vysokou teplotou vzduchu a rychlostí větru, nízkou vlhkostí vzduchu a suchem. Vyhodnocení požárního počasí nezahrnuje další podmínky nutné pro vznik a šíření přírodních požárů, jako jsou náhodné faktory vedoucí k zapálení (např. žhářství) a vlastnosti paliva.

tromba vznikající v souvislosti s extrémním přehřátím zemského povrchu při požáru nebo při sopečné erupci. Z hlediska svého vzniku je obdobou prachového nebo písečného víru. Požárový vír mohou zviditelňovat plameny, kouř i produkty kondenzace vodní páry.

starý sníh, metamorfovaný táním a opětným mrznutím do zrnité struktury. Viz též čára firnová, ledovec.

Termín je přejat z něm. Firn, které má stejný význam (slovo je odvozeno od přídavného jména firn „loňský“, jež souvisí s fern „vzdálený“).

syn. čára rovnováhy – myšlená čára na povrchu ledovce nebo firnového pole, která odděluje zónu akumulace sněhu, tj. oblast přírůstku sněhu a ledu, od zóny ablace, v níž nastává úbytek ledovce nebo firnoviště. Dlouhodobé změny polohy firnové čáry jsou příznakem kolísání klimatu nebo klimatických změn.

viz tropopauza konvenční.

námořní meteorologické stanice na stacionární meteorologické lodi nebo na majákové lodi.

strom s asymetrickou korunou deformovanou na návětrné straně silnými větry, takže svým tvarem připomíná vlajku. Vlajkové stromy se vyskytují ve větrných lokalitách (hřebeny hor, pobřeží apod.) s výrazně převládajícím větrem, který umožňují orientačně určit. Musí však stát osaměle a na rovném terénu, aby asymetrie koruny nebyla způsobena jinými faktory, viz stín větrný.

strom s asymetrickou korunou deformovanou na návětrné straně silnými větry, takže svým tvarem připomíná vlajku. Vlajkové stromy se vyskytují ve větrných lokalitách (hřebeny hor, pobřeží apod.) s výrazně převládajícím větrem, který umožňují orientačně určit. Musí však stát osaměle a na rovném terénu, aby asymetrie koruny nebyla způsobena jinými faktory, viz stín větrný.

označení jednoho ze zvláštních oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Zvláštní oblaky flammagenitus se vyvíjejí jako důsledek konvekce vyvolané teplem lesních požárů, velkých ničivých požárů nebo působením vulkanických erupcí a přitom alespoň částečně sestávají z vodních kapek. Označení flammagenitus se připojuje za označení druhu, popř. tvaru, odrůdy a zvláštnosti. Vyskytuje se u druhů Cu a Cb, viz např. cumulus congestus flammagenitus nebo cumulonimbus calvus flammagenitus. Cumulus flammagenitus se běžně neoficiálně označuje také jako pyrocumulus. Viz též pyrocumulonimbus.
 

Termín se skládá z lat. flamma „plamen, oheň“ a genitus „zrozený, vzniklý“ (z gignere „plodit, rodit“), tedy doslova „zrozený z plamene“.

slang. označení pro nevýraznou oblast nižšího a rovnoměrně rozloženého tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře, která se vytváří především v létě nad pevninou. Jednou z příčin je přehřátí zemského povrchu v důsledku insolace. V tlakovém bahnu mohou vznikat místní bouřky doprovázené často přívalovým deštěm.

tlakové pole s velmi malými horiz. tlakovými gradienty, tedy bez přítomnosti některého z tlakových útvarů.  Viz též bahno tlakové.

syn. předpověď pro let nebo trať – oblastní předpovědi a předpovědi pro let nebo trať pokrývají tzv. letovou fázi letu (mimo vzlet a přistání). Obsahují předpovědi výškového větru, teploty vzduchu ve výšce a význačných met. jevů, spojených zpravidla s oblačností, jako např. atmosférických front, oblastí konvergence proudění, bouřek, tropických cyklon, čar instability, oblastí s kroupami, mírnou nebo silnou turbulencí, námrazou, výrazného vlnového proudění, mrznoucích srážek, rozsáhlých prachových nebo písečných vichřic aj. Je používána buď textová forma předpovědi, zpravidla ve zkrácené otevřené řeči, např. oblastní předpověď pro lety v nízkých hladinách GAMET nebo graf. forma předpovědi, tj. mapa význačného počasí se zkratkami a symboly pro význačné met. jevy podle doporučení Mezinárodní organizace pro civilní letectví, spolu s příslušnými mapami předpovědí směru a rychlosti větru a teploty ve standardních hladinách.

vymezený vzdušný prostor, pro který je poskytována letová informační a výstražná služba včetně met. informací. Viz též zabezpečení letectva meteorologické.

(FL-flight levels) – hladiny (výšky) v atmosféře mezinárodně určené k zabezpečení letů hlavně dopravních letadel. Výška letu v letových hladinách se udržuje podle výškoměru nastaveného na tlak vzduchu 1 013,2 hPa, takže jsou letové hladiny hladinami konstantního atm. tlaku. První letovou hladinou (v praxi nepoužívanou) je tlaková hladina 1 013,2 hPa. Další letové hladiny jsou od sebe vzdáleny o konstantní tlakové intervaly, které ve standardní atmosféře odpovídají vert. vzdálenosti 300 m. Letové hladiny letových cest se udávají čís. symbolem, který značí výšku ve standardní atmosféře ve stovkách stop (např. 290, 310 atd.).

soubor mapových, tabulkových, popř. i dalších met. informací, které v souladu s příslušnými předpisy poskytuje letecká meteorologická služba při předletové přípravě posádkám letadel. Příslušné formuláře, měřítka map, soustava jednotek, čas vydávání předpovědí, symbolika, zkratky a další náležitosti dokumentace jsou stanoveny příslušnými doporučeními Mezinárodní organizace pro civilní letectví (ICAO), resp. národními předpisy. Poskytovaná dokumentace letecké meteorologie musí zahrnovat tyto informace: předpovědi výškového větru a teploty vzduchu ve výšce ve standardních izobarických hladinách a význačných jevů počasí (např. mapu význačného počasí), zprávy METAR nebo SPECI (včetně předpovědí trend, vydávané v souladu s regionálními postupy ICAO) pro letiště odletu a předpokládaného přistání a pro náhradní letiště při vzletu, na trati a určení; předpovědi TAF nebo opravené předpovědi TAF pro letiště odletu nebo předpokládaného přistání a pro náhradní letiště při vzletu, na trati a určení; informace SIGMET a příslušná mimořádná hlášení z letadel týkající se celé trati letu; informační zprávy o vulkanickém popelu a tropických cyklonách týkající se celé trati letu. Pro lety v nízkých hladinách pak i oblastní předpovědi GAMET a/nebo oblastní předpovědi pro lety v nízkých hladinách v mapovém formátu připravené jako podklad pro vydání informací AIRMET a informace AIRMET pro lety v nízkých hladinách, týkající se celé trati letu v souladu s regionálními postupy ICAO.

dohlednost pozorovaná z kabiny letícího letadla ve směru letu. V oblacích druhu cirrus, cirrostratus a cirrocumulus bývá několik stovek metrů, v oblacích druhu altocumulus a altostratus desítky až stovky metrů a v základnách oblaků druhu cumulonimbus klesá někdy až na 10 metrů. Letová dohlednost se snižuje zejména pod vrstvami inverzí teploty vzduchu vlivem prachu, kouře a vodní páry. Ve vysokých vrstvách troposféry a ve stratosféře lze letovou dohlednost určovat podle barvy oblohy a jasu hvězd.

tlakoměr s nádobkou, v níž je umístěn plovák. Plovákový barograf zaznamenává pohyby plováku v závislosti na změnách hladiny rtuti v nádobce. Staniční síť v České republice tento barograf nepoužívá.

(flo) [flokus] – jeden z tvarů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Oblak má podobu kupovitých chomáčků nebo vloček, jejichž spodní okraje jsou více méně neostré, roztrhané a často je provází virga. Označení se užívá u druhů cirrus, cirrocumulus a altocumulus.

Termín zavedl belgický meteorolog J. Vincent v r. 1903 jako pojmenování tvaru oblaku altocumulus. Termín je přejat z lat. floccus „chumáč (vlny)“.

ryze genetická klasifikace klimatu Země, sestavená H. Flohnem (1950) na základě všeobecné cirkulace atmosféry. Vychází z existence čtyř druhů zemských větrných pásů, které se během roku šířkově posouvají v závislosti na výšce Slunce. Jsou to:
1. rovníkový pás záp. větrů;
2. pás vých. větrů neboli pasátový pás;
3. mimotropický pás záp. větrů;
4. polární pás vých. větrů.
Oblasti, v nichž po celý rok převládá jeden z uvedených větrných pásů, mají podle Flohna stálé (homogenní) klima, zatímco oblasti, v nichž se sezonně střídají sousední větrné pásy, mají klima alternující (heterogenní). Např. střídáním tropického pásu vých. větrů a mimotropického pásu záp. větrů vzniká tropický pás zimních dešťů (středomořské klima) s letním pasátem a zimními záp. větry. Flohn klasifikaci navrhl pro tzv. ideální kontinent a pro světové moře; pro skutečné kontinenty a oceány byla rozpracována dalšími klimatology, zejm. E. Kupferem (1954).

výrazné přechodné zvýšení hladiny toku, způsobené náhlým nárůstem průtoku nebo dočasným zmenšením průtočnosti koryta, přičemž může dojít k rozlivu vody mimo koryto. K nárůstu průtoku na území ČR dochází vlivem intenzivních dešťových srážek (dešťová povodeň) nebo prudkým táním sněhu při oblevě (sněhová povodeň), popř. jejich kombinací (smíšená povodeň). Dešťová povodeň může být vyvolána trvalým deštěm nebo přívalovým deštěm. Ten je nejčastější příčinou přívalových povodní (někdy nesprávně označovaných jako bleskové povodně z angl. flash flood), pro něž je typický rychlý nárůst i pokles průtoku. K dočasnému zmenšení průtočnosti koryta dochází zejména při výskytu ledových jevů (ledová povodeň). Náhlé uvolnění překážky je dalším mechanizmem vzniku přívalové povodně. Viz též hydrometeorologie.

[fluktus] – jedna ze zvláštností oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Jde o vlnový útvar s relativně krátkou dobou života, který se obvykle vyvíjí na horní hladině oblaku ve formě kudrn nebo zakřivených vln. Většinou se vyskytuje u horní hranice oblaků druhu cirrus, altocumulus, stratocumulus a stratus, příležitostně i u druhu cumulus. Tato zvláštnost se někdy označuje i jako Kelvinovy–Helmholtzovy oblaky,. Viz též Kelvinovy-Helmholtzovy vlny.

Do morfologické klasifikace oblaků byla zvláštnost fluctus doplněna v roce 2017. Termín byl přejat z lat. fluctus „vlna, vlnobití“ (od fluere „téci“, srov. flumen).

(flm) [flúmen] – jeden z průvodních oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků, vázaný na oblaky druhu cumulonimbus. Jde o pás nízké oblačnosti spojený se supercelární konvektivní bouří. Tvoří pás vtoku do supercely; je uspořádán ve směru proudění ve spodních hladinách a pohybuje se do supercely nebo v jejím směru. Základna oblaků flumen je ve stejné výšce jako základna výstupného proudu a je výše než základna u wall cloudu. Flumen není propojen se strukturou wall cloud (murus). Jeden typ tohoto vtokového pásu lze označit jako "bobří ocas" (z angl. Beaver´s tail)". Je typický poměrně širokým a plochým tvarem připomínajícím ocas bobra.

Do morfologické klasifikace oblaků byl průvodní oblak flumen doplněn v roce 2017. Průvodní oblak flumen byl doplněn do mezinárodní morfologické klasifikace oblaků v roce 2017. Termín byl přejat z lat. flumen„tok, řeka“ (od fluere „téci“).

oblast ležící v návětrném směru od přístroje, měřícího vertikální turbulentní tok (tepla, plynu, nebo hybnosti) v atmosféře, v níž je měřený turbulentní tok generován. Velikost a tvar této oblasti (footprintu), kterou přístroj „vidí“, závisí na výšce, v níž je vertikální tok měřen, drsnosti povrchu a vertikální teplotní stabilitě atmosféry. Například nárůst výšky měření, snížení drsnosti povrchu a stabilizace teplotního zvrstvení budou mít za následek zvětšení plochy footprintu a zvětšení vzdálenosti, z níž přichází maximální příspěvek k měřenému toku, od přístroje směrem proti větru. Snížení výšky měření, nárůst drsnosti a labilizace zvrstvení naopak způsobí zmenšení plochy footprintu a posun oblasti maximálního příspěvku blíže k přístroji.

nežádoucí produkt spalovacích procesů, sestávající zpravidla z pevných částic malých rozměrů (10^–4 m i méně). Je-li rozptýlen v ovzduší, tvoří součást pevného atmosférického aerosolu. Povrch částic popílku je výrazně členitý, takže popílek má vzhledem k jednotce hmotnosti velkou povrchovou plochu (řádu 10⁰ m².g^–1), na níž může absorbovat další příměsi v atmosféře. Viz též prach atmosférický, spad prachu, prach poletavý, měření znečištění ovzduší.

Termín je zdrobnělinou slova popel, které snad vzniklo z předpony po- a indoevropského kořene *pel- „hořet“, tedy zbytek po hoření.

syn. fén.

Termín je přejat z něm. Föhn, které je odvozeno z lat. favonius, jímž se označoval vlahý západní vítr (slovo je nejspíše odvozeno od slovesa fovere „oteplovat, zahřívat“). Na poč. 20. století se termín začal používat přeneseně k označení vysoušeče vlasů.

syn. föhn – teplý suchý padavý vítr, který se vyskytuje na závětrné straně horských překážek. Může trvat několik hodin až několik dní a v zimě může vyvolávat prudké tání sněhu, protože rozdíl mezi teplotou vzduchu na návětrné a závětrné straně hor může dosahovat až desítky °C.
Pojem fén (föhn) vznikl v alpské oblasti, v současné době se však používá jako obecný termín pro tento typ proudění bez ohledu na místo jeho výskytu. Za fén lze považovat například chinook na východní straně Skalnatých hor v Severní Americe nebo vítr halný v jižním Polsku. Na území ČR se může projevit např. v závětří Šumavy, někdy i Beskyd a Jeseníků, na Slovensku pak zejména v závětří Vysokých Tater a Nízkých Tater.
Klasické vysvětlení vzniku fénu vychází z termodynamického modelu adiabatického přetékání horského hřebene. Na návětrné stráně hřebene v tomto případě dochází k nasycení vystupujícího vzduchu a vypadávání srážek, což se na závětrné straně projevuje oteplením vysušeného vzduchu při jeho nenasyceně adiabatickém sestupu. Uvedený model je značným zjednodušením celého procesu. Předpokládá dosažení výstupné kondenzační hladiny na návětrné straně hřebene a nebere v úvahu dynamické aspekty závětrného fénového proudění. Nezahrnuje také vliv složitější topografie horského terénu včetně horských průsmyků.
V programu MAP (Mesoscale Alpine Programme), který probíhal hlavně v prvním desetiletí tohoto století, bylo prokázáno, že prakticky polovina případů alpského fénu na rakouském území není doprovázena návětrnými srážkami. Termodynamickou teorii fénu je tedy nutné chápat jako důležité, avšak nikoliv úplné vysvětlení fénového proudění.
V současné době se zcela akceptuje, že fén může nastat bez vypadávání srážek na návětrné straně pohoří. Čím nižší je z návětrné strany horský hřeben, tím pravděpodobnější je, že advehovaný vzduch jednoduše proudí přes hřeben a následně na závětrné straně klesá. V mnoha případech přispívají k vývoji fénu oba mechanizmy, přičemž hlavní role se připisuje závětrnému adiabatickému vzestupu teploty a vypadávání srážek pak přispívá dodatečně menším dílem. Neúplně vyřešenou otázkou je pokles závětrného proudění do údolí zejména v případě, kdy je zaplněno chladným a stabilně zvrstveným vzduchem. Bylo sestaveno několik koncepčních modelů závětrného proudění, žádný z nich se však neprokázal jako univerzálně platný. Dnes se předpokládá, že neexistuje univerzálně použitelná teorie závětrného teplého fénového proudění. V závislosti na teplotě, vlhkosti a profilu větru se mohou při sestupném proudění uplatnit různé dynamické a termodynamické mechanismy.
Fén, vyvolaný prouděním nad horským terénem, při němž jsou splněny podmínky termodynamické teorie, se někdy označuje také jako fén orografický. Vyskytuje se nejčastěji v okrajovém proudění cyklon, a proto bývá označován též jako fén cyklonální. V současné odborné literatuře se však s těmito termíny setkáváme poměrně zřídka. Poměrně frekventovaný je termín volný fén se synonymem fén anticyklonální. V alpské oblasti v programu MAP bylo definováno několik dalších kategorií alpského fénu. Viz též efekt fénový, zeď fénová, mezera fénová, oblak fénový, touríello.

Termín je přejat z něm. Föhn, které je odvozeno z lat. favonius, označení vlahého západního větru (slovo je nejspíše odvozeno od slovesa fovere „oteplovat, zahřívat“). Na poč. 20. století se termín začal používat přeneseně k označení vysoušeče vlasů.

syn. val fénový – část fénového oblaku při orografickém fénu, která se při pohledu ze závětrné oblasti jeví jako oblačná hradba nad pohořím přetékaným fénovým prouděním. Směrem do závětří obvykle přechází ve fénovou mezeru.

syn. okno fénové – bezoblačný prostor, který vzniká při suchoadiabatickém ohřívání vzduchu v sestupném fénovém proudění za horskou překážkou. Viz též fén orografický, oblak fénový, zeď fénová.

oblak, jehož vývoj souvisí s orografickým fénem. Návětrné strany horských hřebenů jsou často oblastí vývoje rozsáhlých oblaků, které lemují vrchol hřebene a mohou se za ním v důsledku sestupných pohybů vzduchu rozpouštět. Jsou-li pozorovány ze závětrné strany, podobají se oblačné stěně, označované jako fénová zeď. Zejména v současné americké odborné literatuře se termín fénový oblak užívá jako označení veškeré oblačnosti vyvíjející se vlivem proudění v horském terénu. Evropská odborná literatura zpravidla zachovává původní význam termínu. Viz též mezera fénová.

adiabatické oteplování spojené s poklesem relativní vlhkosti v klesajícím vzduchu při výskytu fénu. Bývá pozorováno na závětrné straně hor a v přiléhajících nížinných oblastech, pokud je převládající proudění vzduchu orientováno přibližně kolmo na horský hřeben. Polohy se stejnou nadm. výškou pak mají na závětrné straně vyšší teplotu vzduchu než na straně návětrné. Fénový efekt se v závětrných polohách projevuje i zmenšením atm. srážek. Jeho vliv může v našich podmínkách dosahovat až desítky km od pohoří a bezprostředně souvisí se srážkovým stínem. Toto snížení srážkových úhrnů bývá dobře identifikovatelné např. na klimatologických mapách. Viz též fén, mezera fénová, efekt závětrný.

syn. okno fénové – bezoblačný prostor, který vzniká při suchoadiabatickém ohřívání vzduchu v sestupném fénovém proudění za horskou překážkou. Viz též fén orografický, oblak fénový, zeď fénová.

syn. val fénový – část fénového oblaku při orografickém fénu, která se při pohledu ze závětrné oblasti jeví jako oblačná hradba nad pohořím přetékaným fénovým prouděním. Směrem do závětří obvykle přechází ve fénovou mezeru.

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

oblast v závětří hor, v níž se projevuje fénový efekt, tj. především zvýšení teploty vzduchu, snížení vlhkosti vzduchu, zmenšení oblačnosti a úbytek srážek, a to jak ve smyslu synop., tak klimatologickém. V Evropě je nejznámější fénová oblast na sev. Rakouska a jihu SRN v závětří Alp; projevuje se při proudění již. směrů. Fénová oblast se však vytváří v závětří všech hor, přičemž zvýšení teploty vzduchu je přímo úměrné velikosti rel. převýšení pohoří nad okolním terénem a vlhkosti vzduchu na návětrné straně.

suspenze velmi malých vodních kapiček, popř. drobných ledových krystalků ve vzduchu, která zmenšuje vodorovnou dohlednost při zemi alespoň v jednom směru pod 1 km. Je jedním z hydrometeorů. Relativní vlhkost vzduchu v mlze bývá velmi vysoká (dosahuje až 100 %). Vzduch působí sychravým dojmem. V klimatologii se rozlišují čtyři stupně intenzity mlhy podle dohlednosti, a to mlha slabá (dohlednost 500 až 1 000 m), mírná (200 až 500 m), silná (50 až 200 m) a velmi silná (dohlednost menší než 50 m). Mlhy všech druhů vznikají tehdy, jestliže teplota vzduchu poklesne pod teplotu rosného bodu, nebo se mu při dostatečném počtu účinných kondenzačních jader přiblíží. K tomu dochází buď ochlazením vzduchu, např. při mlze radiační, advekční a svahové, nebo dodatečným zvýšením vlhkosti vzduchu, např. u mlhy frontální (z vypařování). Mlha může vznikat při kladných i záporných teplotách vzduchu. Mlha se člení z různých hledisek. Podle vzniku rozlišujeme mlhy advekční, radiační a advekčně-radiační, podle složení např. mlhy přechlazené nebo zmrzlé, podle vert. rozsahu se mlhy dělí na mlhy přízemní a vysoké, dále se mlhy rozlišují podle místa vzniku atd. Při met. pozorováních je pro rozlišení mlhy od oblaku druhu stratus rozhodující poloha stanoviště pozorovatele. Viz též klasifikace mlh Willettova, přeháňky mlhové, chuchvalce mlhy, rozpouštění mlhy, pás mlhy, garua, kouřmo, den s mlhou.

Termín vznikl přesmykem ze staročeského mhla; stejně jako slovo mžení snad souvisí se slovesem „míhat se“ ve smyslu pohybu drobných kapek.

mlha, která se vlivem místních podmínek vytvořila v pásu širokém nejvýše několik stovek metrů.

syn. mlha v chuchvalcích – označení pro mlhu, přízemní mlhu nebo zmrzlou mlhu, která se vyskytuje v nesouvislé vrstvě. Za větru se chuchvalce mlhy pohybují a mohou výrazně ovlivňovat horizontální dohlednost. Viz též mlhové přeháňky.

syn. duha bílá.

charakteristický den, v němž byla kdykoliv během 24 hodin na meteorologické stanici zaznamenána mlha.

mlha tvořená přechlazenými vodními kapičkami při teplotách vzduchu často hluboko pod bodem mrazu. Protože absolutní vlhkost vzduchu je vyšší než při zmrzlé mlze, působí sychravým dojmem. Jelikož se skládá z přechlazených vodních kapiček, nepozorujeme při ní tzv. jiskření světla. Typickým projevem mrznoucí mlhy je tvoření námrazkových jevů, někdy velmi intenzivních. V letecké meteorologii je místo mrznoucí používáno adjektivum namrzající. Viz též mlha přechlazená.

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.

dříve používanné označení pro zařízení pro odběr kapalných usazených srážek. Jeho čidlem obvykle bývalo drátěné síto, které se umisťovalo v exponovaných horských polohách.

zařízení, které slouží k zachycování, odběru a měření kapek usazených srážek z mlhy nebo oblaku, nebo jen ke zjišťování doby ovlhnutí. Jeho čidlem je teflonové síto, případně jejich soustava. Monitorovací pasivní zařízení jsou používána  např. v horských oblastech, nebo oblastech tropických mlžných pralesů. Aktivní zařízení, v nichž je proud vzduchu s kapkami mlhy podporován ventilátorem, mají převážně staniční využití a lze je využívat i v nižších nadmořských výškách. Nepřesně je zařízení pro odběr kapalných usazených srážek nazýváno mlhoměr.

darez, úprava podle Fišáka

syn. mlha v chuchvalcích – označení pro mlhu, přízemní mlhu nebo zmrzlou mlhu, která se vyskytuje v nesouvislé vrstvě. Za větru se chuchvalce mlhy pohybují a mohou výrazně ovlivňovat horizontální dohlednost. Viz též mlhové přeháňky.

neurčitý pojem vyjadřující snížení dohlednosti v důsledku vysoké relativní vlhkosti vzduchu. Užívá se i v předpovědích počasí, pokud se v dané oblasti předpokládá výskyt mlh nebo kouřma.

zvláštní případ struktury tropopauzy, který je charakteristický výskytem několika vrstev vzduchu s odlišným vertikálním teplotním gradientem. Jev souvisí především se zánikem původních a vznikem nových tropopauz při střídání vzduchových hmot různých vlastností. V listovitosti tropopauzy se odráží výraznost cirkulačních procesů v dané oblasti. Viz též tropopauza vícevrstvá.

oblast ležící v návětrném směru od přístroje, měřícího vertikální turbulentní tok (tepla, plynu, nebo hybnosti) v atmosféře, v níž je měřený turbulentní tok generován. Velikost a tvar této oblasti (footprintu), kterou přístroj „vidí“, závisí na výšce, v níž je vertikální tok měřen, drsnosti povrchu a vertikální teplotní stabilitě atmosféry. Například nárůst výšky měření, snížení drsnosti povrchu a stabilizace teplotního zvrstvení budou mít za následek zvětšení plochy footprintu a zvětšení vzdálenosti, z níž přichází maximální příspěvek k měřenému toku, od přístroje směrem proti větru. Snížení výšky měření, nárůst drsnosti a labilizace zvrstvení naopak způsobí zmenšení plochy footprintu a posun oblasti maximálního příspěvku blíže k přístroji.

označení pro vynucený výstup vzduchu, který může dosáhnout do hladiny volné konvekce, kde přechází ve volnou konvekci. Při vynuceném výstupu vzduchu dochází i k mechanické turbulencí, avšak rozměry turbulentních vírů jsou malé ve srovnání s rozměry konv. elementů.

prostor, pro který se vydává meteorologická předpověď. Většinou se jedná o území státu nebo jeho geogr. či administrativní část.

syn. mapa prognózní – v meteorologii obecně mapa, jež obsahuje předpověď kteréhokoli meteorologického prvku a jevu, např. mapa předpovědí atm. srážek, mapa výškového větru se zakreslením předpokládané polohy osy tryskového proudění nebo mapa předpovídaného počátku žní. V denní synop. praxi se význam pojmu předpovědní mapa zužuje na mapy předpovídaných hodnot budoucího rozložení přízemních a výškových polí meteorologických prvků, sestavované zpravidla pomocí numerických předpovědních modelů pro různě dlouhá období (na 24, 48 h atd.). Jedná se především o předpovědní mapy přízemní povětrnostní situace a předpovědní mapy barické topografie, sestavené na základě metod numerické předpovědi počasí v předpovědních centrech a rozšiřované zpravidla prostřednictvím internetu. Viz též mapa přízemní předpovědní, mapa absolutní topografie předpovědní, mapa relativní topografie.

srovnání výsledků meteorologické předpovědi s odpovídajícím meteorologickým měřením nebo pozorováním. Verifikace se vždy opírá o statistické zpracování odchylek prognostických hodnot meteorologických prvků od příslušných hodnot diagnostických. Pro různé typy předpovědí a různé veličiny je k dispozici celý soubor verifikačních metod. Výsledky verifikace slouží k posouzení úspěšnosti předpovědi a jsou určeny jak uživatelům předpovědí, tak pracovníkům, kteří vyvíjejí a zlepšují algoritmus předpovědi. Při verifikaci předpovědi meteorologických prvků s velkou prostorovou variabilitou (např. úhrnů srážek) může u tradičních metod nastávat nežádoucí efekt označovaný jako dvojitá penalizace. Z tohoto důvodu byly vyvinuty verifikační metody odstraňující požadavek na přímou shodu prognostických a diagnostických polí meteorologických prvků v jednotlivých uzlových bodech. Mezi tyto metody patří zejména prostorová verifikace a objektově orientovaná verifikace meteorologické předpovědi. Viz též validace numerického modelu.

v meteorologii vžité označení pro pracovníka předpovědní služby pověřeného vydáváním předpovědí počasí. Viz též meteorolog, synoptik.

Termín pochází ze slova prognóza.

vžité označení pro meteorologa pracujícího v met. předpovědní službě. Je odvozeno od přídavného jména synoptický (česky souhledný). Viz též mapa synoptická, meteorologie synoptická, metoda synoptická.

Termín vznikl odvozením od slova synoptický.

středisko, kde se soustřeďují meteorologické informace a/nebo vypracovávají meteorologické předpovědi. Obvykle je předpovědní centrum blíže označováno podle území, které zabezpečuje, podle umístění centra nebo podle bližšího určení účelu, k jakému vydávané předpovědi slouží. Viz též centrum meteorologické světové, centrum meteorologické specializované regionální, centrum meteorologické národní.

syn. silvioklimatologie – aplikovaná klimatologie studující klima lesa především pro potřeby lesního hospodářství, a to s ohledem na pěstování a produkci lesa i těžbu a dopravu dřeva. Vzhledem k víceúčelové funkci lesa lze do lesnické klimatologie zahrnout i klimatologický výzkum lesních oblastí pro využití k rekreaci, pro oběh vody v přírodě, pro zlepšování (melioraci) zvláště místního klimatu výsadbou větrolamů, hygien. ochrannými pásmy kolem vodních nádrží a průmyslových závodů apod. Lesnická klimatologie tedy sleduje nejen vlivy klimatu na les, nýbrž i klimatické účinky lesa na okolní prostředí. Viz též meteorologie lesnická.

čára spojující nejzazší místa zapojeného lesa. Hranice lesa je jednak vert. (horní), závisející na nadm. výšce, jednak horiz., závisející na zeměp. šířce. U přirozené hranice lesa rozlišujeme hranici lesa klimatickou, orografickou a edafickou (půdní a substrátovou) podle podmínek, které jsou pro polohu hranice lesa rozhodující.

syn. silviometeorologie – odvětví aplikované meteorologie, které se zabývá vzájemnými interakcemi atm. dějů a lesa. Zahrnuje jak výzkumné, tak i provozní problémy v souvislosti s hospodařením v lese, s ochranou lesa atd. Viz též klimatologie lesnická.

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

blesk, jehož viditelná část se větví v souvislosti s větvením vůdčího výboje. K rozvětvení velmi často dochází v případě blesků mezi oblaky. Pokud je rozvětvený blesk mezi oblakem a zemí, končí boční větve ve většině případů v atmosféře, přičemž od hlavního kanálu blesku ke koncům větví jejich intenzita slábne. V méně než 5 % případů dosáhne země i některá z bočních větví rozvětveného blesku, přičemž intenzita boční větve může být slabší nebo stejně silná jako hlavní větev. Viz též blesk čárový.

označení jednotlivých srážkových jevů, např. déšť, přeháňka deště se sněhem, sněhová zrna, kroupy, rosa, ledovka. Druh srážek se uvádí v měsíčním výkazu meteorologických pozorování pomocí definovaných značek. Viz též klasifikace srážek.

syn. typ kouřové vlečky – po počátečním vzestupu kouřové vlečky závisí její tvar na struktuře turbulence, tedy nepřímo především na teplotním zvrstvení ovzduší, rychlosti a vert. profilu proudění vzduchu v mezní vrstvě atmosféry. Podle velikosti vert. průmětu difuzního úhlu kouřové vlečky, jejího sklonu a symetrie vůči vodorovné rovině v geometrické nebo efektivní výšce komína se obvykle rozlišuje pět zákl. tvarů kouřové vlečky, z nichž každý odpovídá určitým, navzájem se lišícím met. podmínkám: přemetání, vlnění, čeření, unášení, zadýmování. K nim se někdy řadí i odrážení, což je ovšem spíše šíření příměsí v atmosféře, které již nemá charakter kouřové vlečky. Mezi charakteristickými typy met. podmínek, a proto i mezi jednotlivými tvary kouřové vlečky, je ve skutečnosti plynulý přechod. Je známo více pokusů o typizaci tvarů kouřové vlečky.

syn. geneze klimatu.

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

rtuťový tlakoměr, v jehož nádobce s pohyblivým dnem je před každým čtením třeba nastavit hladinu rtuti k pevnému bodu, tzv. nulovému bodu stupnice tlakoměru (obvykle určenému polohou špičky svislého hrotu, původně ze slonové kosti). Nulový bod definuje nulu milimetrové neredukované stupnice, od níž se měří délka rtuťového sloupce. Nepřesnosti v průřezu barometrické trubice ani nádobky tlakoměru tak nemají vliv na údaje tohoto přístroje.

(FFD, z angl. Forward-Flank Downdraft) syn. proud konvektivní sestupný čelní – hlavní sestupný konvektivní proud v supercele, který je většinou spojen se silnými srážkami. Nachází se v přední části supercely vzhledem ke směru jejího pohybu. Je zodpovědný za vznik gust fronty a pro ni typické oblačnosti ve formě zvláštnosti arcus. Na rozdíl od zadního sestupného proudu je tvořen studeným a vlhkým vzduchem, neboť se do něj vypařují srážkové částice.

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.

lid. označení pro tzv. špatné počasí, především z hlediska pobytu člověka venku. Myslí se jím zejména deštivé, větrné a chladné počasí. V podobném významu se používá i výrazů nepohoda, plískanice, psota, slota.

Slovo je negativním protějškem výrazu čas, který se ve staročeštině používal též ve významu počasí.

zákony půdního klimatu vyplývající z řešení rovnice molekulárního vedení tepla a vyjadřující časové změny teploty půdy v závislosti na hloubce pod jejím povrchem. Za předpokladu, že neexistuje horiz. transport tepla, lze formulovat tyto čtyři Fourierovy zákony:
a) perioda časových změn teploty půdy se s rostoucí hloubkou nemění;
b) amplituda časových změn teploty půdy se s rostoucí hloubkou zmenšuje. Označíme-li amplitudu výkyvů teploty na povrchu půdy A₀, v hloubce z jako A_z, koeficient molekulární tepelné vodivosti k_m a periodu výkyvů teploty P, platí že
$A_z=A_{0}exp\left(-z\sqrt{\frac{\pi }{k_m.P}}\right);$
c) doba výskytu maxima a minima teploty půdy se s rostoucí hloubkou zpožďuje. Zpoždění ΔT vůči času výskytu extrému na zemském povrchu lze vyjádřit vztahem
$\Delta T=\frac{z}{2}\sqrt{\frac{P}{k_m\pi }};$
d) označíme-li hloubku stálé denní teploty půdy z_d, hloubku stálé roč. teploty z_r, periodu denních výkyvů teploty půdy P_d a periodu roč. výkyvů teploty půdy P_r, pak platí, že
$\frac{z_d}{z_r}=\sqrt{\frac{P_d}{P_r}.}$
Zákony jsou nazvány podle franc. fyzika a matematika J. B. J. Fouriera (1768–1830), který formuloval v r. 1822 analytickou teorii šíření tepla.

Termín zavedl A. Poey v r. 1863, zrušen byl v r. 1949. Skládá se ze slov fractus a cumulus.

(Fs) – starší neplatné označení pro stratus fractus (St fra).

Termín zavedla Mezinárodní komise pro studium oblaků v r. 1930, zrušen byl v r. 1949. Skládá se ze slov fractus a stratus.

(fra) [fraktus] – jeden z tvarů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Oblak má podobu nepravidelných roztrhaných cárů. Vyskytuje se u druhů stratus a cumulus.

Termín zavedl Komitét pro studium oblaků a hydrometeorů v r. 1949 a nahradil jím starší termíny fractostratus a fractocumulus. Je přejat z lat. fractus „zlomený, rozbitý“ (příčestí trpné slovesa frangere „lámat, rozbíjet, bořit“).

syn. fén anticyklonální – fén vyskytující se v kvazistacionárních anticyklonách nebo v hřebenech vysokého tlaku vzduchu za slabého horiz. proudění nebo za bezvětří. Při jeho vývoji se uplatňuje subsidence vzduchu a jeho rychlosti bývají menší ve srovnání s orografickým fénem. Na horách se mj. projevuje oteplením a silným poklesem relativní vlhkosti vzduchu, zatímco v nižších polohách se při něm mohou vytvářet izolovaná jezera studeného vzduchu s vysokou inverzní mlhou nebo s nízkou oblačností nad sebou. V horském terénu v silnějším anticyklonálním proudění je vlivem výstupných pohybů vzduchu na návětrné straně pohoří subsidence potlačována a soustřeďuje se pak na závětrnou stranu, kde může vyvolat výrazné oteplení.

část atmosféry nad mezní vrstvou atmosféry. Ve volné atmosféře není proudění vzduchu podstatně ovlivněno třením o zemský povrch a jeho rychlost lze zpravidla alespoň hrubě aproximovat rychlostí geostrofického větru. Viz též měření aerologické.

konvekce, k níž dochází nad hladinou volné konvekce. Viz též vertikální instabilita atmosféry.

energie systému, tvořeného soustavou částic, nezahrnuje kinetickou a potenciální energii související s působením vnějších sil na daný systém jako celek. Podílí se na ní energie translačního pohybu jednotlivých částic (molekul), energie jejich vibračních a rotačních stavů i energie související se vzájemným působením molekul. Poslední faktor se neuplatňuje v ideálním plynu a jeho vnitřní energie je pak závislá pouze na teplotě. Předpoklad ideálního plynu je obvyklý ve všech meteorologických aplikacích a vnitřní energie jednotky hmotnosti vzduchu je pak dána součinem jeho teploty vyjádřené v K a měrného tepla při stálém objemu. Zdrojem vnitřní energie atmosféry je sluneční záření. Vzrůst vnitřní energie atmosféry je spojen s jejím rozpínáním, přičemž v zemské atmosféře zůstává zachován poměr její vnitřní a potenciální energie. Souhrn obou těchto energií pak bývá označován jako celková potenciální energie atmosféry.

celková stoupací síla balonu zmenšená o tíhu balonu a další k němu připoutané zátěže. Užitečná stoupací síla spoluurčuje stoupací rychlost balonu.

teplota vzduchu nižší než 0 °C. V běžné met. praxi se výskyt mrazu zjišťuje z měření staničního teploměru, tj. zhruba ve výšce 2 m nad zemí. Viz též den mrazový, období mrazové, holomráz, intenzita mrazů, kotlina mrazová.

fázový přechod kapalné vody na led. Opakem mrznutí vody je tání sněhu nebo ledu. Viz též bod mrznutí, jádra mrznutí, teplo mrznutí latentní, voda přechlazená.

viz mrholení mrznoucí.

mrholení, jehož kapičky okamžitě mrznou při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, které nejsou uměle zahřívány nebo ochlazovány. Při mrznoucím mrholení dochází buď k namrzání přechlazených vodních kapek při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je záporná nebo slabě nad 0 °C, nebo k namrzání nepřechlazených vodních kapek okamžitě při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je výrazně záporná. Průvodním jevem mrznoucího mrholení je ledovka. V letecké meteorologii je místo mrznoucí používáno adjektivum namrzající.

mlha tvořená přechlazenými vodními kapičkami při teplotách vzduchu často hluboko pod bodem mrazu. Protože absolutní vlhkost vzduchu je vyšší než při zmrzlé mlze, působí sychravým dojmem. Jelikož se skládá z přechlazených vodních kapiček, nepozorujeme při ní tzv. jiskření světla. Typickým projevem mrznoucí mlhy je tvoření námrazkových jevů, někdy velmi intenzivních. V letecké meteorologii je místo mrznoucí používáno adjektivum namrzající. Viz též mlha přechlazená.

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

částice v atmosféře, které mají vlastnosti vhodné k tomu, aby vyvolaly heterogenní nukleaci ledu v přechlazené vodě. Jako jádra mrznutí mohou působit i některá kondenzační jádra přítomná uvnitř vodních kapiček již při kladných teplotách. Kromě mrznutí na jádrech přítomných uvnitř kapek, může docházet i ke kontaktnímu mrznutí při zachycení jádra přechlazenou kapkou. Bez přítomnosti jader mrznutí by bylo možno většinu vodních kapiček v oblacích přechladit až na teploty kolem –40 °C, aniž by došlo k jejich zmrznutí.

tuhnutí půdního roztoku při poklesu teploty pod jeho bod mrznutí. Hloubka promrzání půdy závisí kromě intenzity mrazů a doby jejich trvání na vlastnostech a způsobu obdělávání půdy, na jejím pokrytí sněhovou pokrývkou, vegetací apod. Z hlediska promrzání půdy rozeznáváme teplotní režimy půd, které mohou být nepromrzající, sezónně promrzající nebo dlouhodobě zmrzlé, označované jako permafrost. Viz též měření promrzání půdy, teplota půdy.

syn. teplota mrznutí – v meteorologii označení pro bod tuhnutí nebo bod tání čisté vody při daném tlaku vzduchu. Je-li tento tlak roven normálnímu tlaku, je odpovídající teplota mrznutí rovna 0 °C a označuje se pak v české meteorologické literatuře jako bod mrazu. Tato hodnota teploty byla jako nulový bod zvolena při definování Celsiovy teplotní stupnice. Teplota mrznutí kapek v oblacích může být hluboko pod 0 °C vzhledem k existenci přechlazené vody.
Je třeba vzít také v úvahu, že oblačná voda může zahrnovat i kapky vodních roztoků solí, kyselin apod., jejichž teplota mrznutí je nižší než bod mrznutí čisté vody. Viz též jádra ledová.

syn. teplota tuhnutí – teplota, při níž dochází k fázovému přechodu dané látky ze skupenství kapalného do skupenství pevného při rovinném fázovém rozhraní. Ochlazujeme-li kapalinu, klesá postupně její teplota až k bodu tuhnutí. Další ochlazování je kompenzováno uvolňováním latentního tepla tuhnutí a teplota tuhnoucí látky zůstává rovna teplotě tuhnutí. Po úplném ztuhnutí veškeré kapaliny pak teplota vzniklé pevné fáze při dalším ochlazování klesá. Teplota tuhnutí závisí na tlaku. U většiny látek teplota tuhnutí s rostoucím tlakem roste, u ledu a několika dalších látek však s růstem tlaku klesá (viz regelace ledu). Čistý led při normálním tlaku má bod tuhnutí 0 °C (273,15 K). Při inverzní změně skupenství odpovídá bodu tuhnutí bod tání. V meteorologii se u fázových přechodů vody místo termínu bod tuhnutí vody používá termín bod mrznutí.
Podmínky pro tání, event. mrznutí mohou být ovlivněny tlakovými poměry v blanách povrchového napětí vody nebo ledu při velkém zakřivení povrchu fázového rozhraní mezi ledem a kapalnou vodou. S tím mj. souvisí existence přechlazené vody v případě oblačných kapiček vyskytujících se v přechlazené kapalné fázi mnohdy i hluboko pod teplotou 0 °C.

syn. bod mrznutí.

viz déšť mrznoucí.

déšť, jehož kapky okamžitě mrznou při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, které nejsou uměle zahřívány nebo ochlazovány. K mrznoucímu dešti dochází buď v důsledku přechlazeného deště dopadajícího na zemský povrch či na předměty, jejichž teplota je záporná nebo slabě nad 0 °C, nebo při dopadání nepřechlazených vodních kapek na zemský povrch či na předměty, jejichž teplota je výrazně záporná. Průvodním jevem mrznoucího deště je ledovka. V letecké meteorologii se místo „mrznoucí“ používá adjektivum „namrzající“. Viz též mrholení mrznoucí.

původně obchodní značka firmy DuPont pro skupinu chlorfluorovaných uhlovodíků, které byly používány zejména v chladírenství. Obsahují minimálně dva halogeny, z nichž jedním musí být chlor. V dnešní době je název často používán obecněji pro všechny chlorované uhlovodíky, které mají potenciál poškozovat ozonovou vrstvu.

Termín byl zřejmě vytvořen z angl. slova fre(eze) „chladit, mrazit“ a přípony -on (snad analogicky ke slovu neon).

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

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

vrstva sněhu nebo ledu, která přímo nebo nepřímo vznikla v důsledku tuhých srážek (sníh, kroupy, sněhové krupky, sněhová zrna, zmrzlý déšť) mezi příslušnými termíny pozorování. Viz též výška nového sněhu, měření sněhové pokrývky.

v meteorologii nevhodné syn. pro koeficient odporový.

tečná síla působící proti směru pohybu. V atmosféře se jedná o tření proudícího vzduchu o zemský povrch (vnější tření) a o tření uvnitř vzduchu (vnitřní tření). Vnitřní tření vzniká buď vzájemným mech. působením molekul (vazké tření), nebo následkem turbulentního promíchávání a přenosu hybnosti (turbulentní tření). V reálné atmosféře lze zpravidla účinky vazkého tření ve srovnání s turbulentním třením zanedbat. Sílu tření vztaženou k jednotce plochy nazýváme tečným napětím, v případě turbulentního tření mluvíme o Reynoldsově napětí.

brzdění pohybu vzduchu, které je spojeno s přenosem hybnosti ve směrech příčných vzhledem ke směru proudění. Uvedený přenos je působen molekulární difuzí nebo náhodnými turbulentními fluktuacemi rychlosti proudění. V prvním případě mluvíme o vazkém tření (molek. vazkosti), ve druhém o turbulentním tření označovaném v přeneseném smyslu slova též jako turbulentní vazkost. Tření v atmosféře se projevuje vznikem tečných sil tření, které, vztaženy k jednotce plochy, označujeme jako tečná napětí. Turbulentní tečná napětí se též nazývají Reynoldsova napětí, zatímco vazká tečná napětí jsou v reálné atmosféře většinou zanedbatelná. Z kvantit. hlediska jsou v atmosféře síly turbulentního tření zpravidla o několik řádů větší než síly vazké. V praxi se někdy rozlišuje vnitřní tření uvnitř vzduchu a vnější tření proudícího vzduchu o zemský povrch, což však z přísně exaktního hlediska není zcela správné. Viz též síla tření, vrstva tření, turbulence.

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

syn. rychlost frikční.

přístroj pro měření a registraci zchlazování (refrigerace). Je tvořen frigorimetrem, registrátorem množství spotřebované el. energie a dalšími pomocnými zařízeními.

Termín se skládá z lat. frigus (gen. frigoris) „chlad, zima, mráz“ a z řec. komponentu -γραφos [-grafos], odvozeného od slovesa γράφειν [grafein] „psát“.

přístroj k měření zchlazování (refrigerace). Jeho čidlem je těleso, např. začerněná měděná koule, vyhřívaná na teplotu blízkou teplotě lidského těla. Velikost zchlazování se určuje podle množství energie, které je třeba tělesu dodávat k udržení stálé teploty jeho povrchu.

Termín se skládá z lat. frigus (gen. frigoris) „chlad, zima, mráz“ a z řec. μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

1. zkrácené označení atmosférické fronty, popř. frontální čáry;
2. ve dvouslovných termínech označení pro některá mezosynoptická rozhraní. Viz též pseudofronta.

Termín zavedla norská meteorologická škola. Poprvé je doložen v článku V. Bjerknese z r. 1920, a to jako součást termínu polární fronta. Byl přejat z lat. frons (gen. frontis) „čelo, přední část, předek“.

průsečnice frontální plochy se zemským povrchem nebo libovolnou výškovou hladinou. Frontální čárou zpravidla rozumíme zákres atmosférické fronty na přízemních synoptických mapách, který bývá stručně označován jako fronta.

součást synoptické analýzy, zaměřená na detekci atmosférických front na přízemních, méně často i na výškových synoptických mapách. Sleduje se vznik, intenzita, druh, rychlost postupu, popř. rozpad front a s tím související počasí. K frontální analýze patří i sledování vzniku a vývoje cyklon a anticyklon. Pokud je prováděna ručně, mluvíme o frontální analýze subjektivní, při počítačovém zpracování jde o tzv. objektivní frontální analýzu. Viz též analýza synoptických map.

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

sled oblaků, které se vyskytují na teplé, studené či okluzní frontě, bezprostředně na sebe navazují a souvisejí s procesy, které v oblasti frontální plochy probíhají. Např. typický oblačný systém teplé fronty se skládá z oblaků druhu cirrus, cirrostratus, altostratus a nimbostratus.

oblaky, které se vyskytují na atmosférických frontách a pohybují se spolu s nimi. Vytvářejí typické oblačné systémy teplé, studené a okluzní fronty. Frontální oblačnost je tvořena především oblaky druhu nimbostratus, altostratus a cirrostratus. Na studených a okluzních frontách se často vyskytují oblaky druhu cumulonimbus. Hlavní příčinou vzniku frontální oblačnosti jsou na teplé frontě výkluzné pohyby teplého vzduchu podél frontální plochy a na studené frontě výstupné pohyby v teplém vzduchu vyvolané podsouváním těžšího studeného vzduchu. Viz též systém oblačný frontální.

synoptická mapa, do níž jsou zakresleny hodnoty výšky frontální plochy nad hladinou moře určené z radiosondážních měření v různých místech v témže synoptickém termínu nebo na základě výstupů z numerických předpovědních modelů. Hodnoty stejné výšky frontální plochy se spojují izohypsami. Sestavuje se pouze pro speciální účely. Viz též výška geopotenciální.

obecně jakákoliv cyklona spojená s atmosférickou frontou. Zpravidla vzniká na hlavní frontě, a to zejména na polární frontě nebo arktické, popř. antarktické frontě. Ve svém vývoji prochází obvykle několika stadii vývoje cyklony. Převážná většina cyklon zakreslených na synoptických mapách v mimotropických zeměp. šířkách jsou frontální cyklony. Viz též série cyklon.

zastaralé a nepříliš vhodné označení pro libovolnou atmosférickou frontu nebo frontální systém, používané především ve styku meteorologie se širší veřejností.

mlha spojená s atmosférickou frontou. Její vznik souvisí jak s advekčními změnami teploty vzduchu, tak s dodatečným nasycením vzduchu způsobeným frontálními srážkami a předfrontálním poklesem tlaku vzduchu. Podle převažující oblasti výskytu, rozlišujeme mlhu předfrontální a zafrontální. Frontální mlha se přesouvá spolu s frontou.

inverze teploty vzduchu spojená s frontální plochou, nad níž je teplota vzduchu vyšší než pod ní. Nejčastěji je pozorována na teplých frontách, avšak může se vyskytnout i na ostatních druzích atmosférických front. Vzhledem ke skutečnosti, že při přechodu front dochází k výměně vzduchových hmot a v oblasti front bývá zesílené proudění vzduchu, nepředstavují tyto teplotní inverze zpravidla problémy z hlediska ochrany čistoty ovzduší.

srážky vypadávající v oblasti atmosférické fronty. Jejich intenzita závisí na vlhkosti vzduchu a na vert. pohybech vzduchu podél nebo v blízkosti frontální plochy. Na teplé frontě a studené frontě prvního druhu, především v chladném pololetí, mají zpravidla trvalý charakter. Na studené frontě druhého druhu, především v teplém pololetí, se vyskytují frontální srážky v podobě konv. přeháněk a lijáků.

plocha na svrchní straně atmosférické fronty. Slouží ke geometrickému zjednodušení skutečné fronty a k určení polohy frontální čáry.

dvě (nebo více) na sebe navazující atmosférické fronty související s jednou cyklonou (výjimečně s více cyklonami). Termín se často používá ve sdělovacích prostředcích v případech, kdy není účelné rozlišovat druh atmosférických front přecházejících přes zájmové území.

bouřka, která se vyskytuje v oblasti atmosférické fronty. Frontální bouřky vznikají zpravidla na studené frontě nebo studené okluzi, mnohem řidčeji na teplé frontě. Mohou vzniknout v každé roč. i denní době. Viz též bouřka teplé fronty, bouřka studené fronty.

kartografické znázornění prostorové struktury atmosférické fronty nebo frontálního systému. Spočívá v tom, že na geogr. mapě jsou zakresleny polohy frontálních čar na zemském povrchu a ve standardních izobarických hladinách, popř. ve výškových hladinách v celém vert. rozsahu fronty, které jsou zjištěny z přízemní synoptické mapy a z map barické topografie z téhož synoptického termínu. Lze použít i výstupy z numerických předpovědních modelů.

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

počasí v oblasti atmosférické fronty, jehož charakter závisí na druhu fronty, její výraznosti a rychlosti postupu, dále na roč. a denní době, jakož i na zeměp. poloze oblasti, v níž se fronta vyskytuje. Podle druhu fronty se projevuje typickou oblačností, srážkami, změnou teploty vzduchu a rosného bodu, tlaku vzduchu a dochází i ke změnám dohlednosti a stáčení větru při přechodu fronty přes místo pozorování. Srážky se nemusí vyskytovat na každé frontě. V extrémních případech fronta přechází i za jasné oblohy bez pozorovatelné změny větru, teploty a tlaku vzduchu, přičemž se však mění vlhkost a průzračnost vzduchu i vert. teplotní zvrstvení ovzduší. Viz též oblačnost frontální, srážky frontální, bouřka frontální, mlha frontální.

syn. zóna frontální.

syn. pásmo frontální – synoptické a často zvlněné atmosférické rozhraní mezi dvěma vzduchovými hmotami, jehož jednotlivé úseky tvoří atmosférické fronty. Prochází zpravidla napříč celou troposférou, přičemž se především v její horní polovině projevuje velkými horizontálními tlakovými gradienty, zvýšenou rychlostí větru, v některých případech i tryskovým prouděním. Viz též vchod frontální zóny, delta frontální zóny.

Termín zavedl švédský meteorolog T. Bergeron v roce 1928.

proces vzniku nebo zostření atmosférické fronty. Typickým projevem frontogeneze je zvětšování horiz. gradientu vlastností vzduchu, typicky hustoty vzduchu, což se následně projeví zvětšováním horiz. gradientu teploty vzduchu, popř. i dalších meteorologických prvků. Frontogeneze může probíhat v určité vert. omezené vrstvě v blízkosti zemského povrchu nebo ve výšce, popř. současně od mezní vrstvy atmosféry až po výškovou frontální zónu. Rozlišujeme frontogenezi individuální a lokální, z hlediska příčin frontogenezi kinematickou a orografickou (topografickou). Opakem frontogeneze je frontolýza. Viz též pole frontogenetické.

Termín se skládá ze slov fronta a geneze (z řec. γένεσις [genesis] „zrození, vznik“).

syn. rozpad fronty – proces rozpadání atmosférické fronty, opak frontogeneze. Obecně vhodné podmínky pro frontolýzu existují v difluentním proudění. Rozlišujeme frontolýzu individuální, lokální, popř. orografickou (topografickou). Frontolýza individuální se projevuje zmenšováním horiz. gradientů hustoty a tedy i teploty vzduchu, popř. i dalších meteorologických prvků v určité části ovzduší pohybující se spolu s prouděním. Lokální frontolýzu posuzujeme z hlediska zmenšování lokálních gradientů hustoty a tedy i teploty v dané oblasti pevně vztažené k zemskému povrchu. Jde-li o frontolýzu vyvolanou bezprostředním vlivem nehomogenit zemského povrchu, označujeme ji jako frontolýzu orografickou.

Termín se skládá ze slova fronta a z řec. λύσις [lysis] „uvolňování, rozpouštění“.

teplota vzduchu nižší než 0 °C. V běžné met. praxi se výskyt mrazu zjišťuje z měření staničního teploměru, tj. zhruba ve výšce 2 m nad zemí. Viz též den mrazový, období mrazové, holomráz, intenzita mrazů, kotlina mrazová.

syn. klima ledové – v Köppenově klasifikaci klimatu drsnější typ sněhového klimatu, označovaný EF. Prům. měs. teplota vzduchu ani v nejteplejším měsíci nepřesahuje 0 °C, Vyskytuje se prakticky v celé Antarktidě a ve vnitrozemí Grónska, v malé míře též ve vrcholových partiích velehor. Prům. roč. úhrny srážek často dosahují jen několika desítek, na pobřeží Antarktidy několika set milimetrů. Vypadávají prakticky jen ve formě sněžení, podstatnou roli hrají i pevné usazené srážky. C. W. Thornthwaite uvádí pro ledové klima hodnoty potenciálního výparu do 142 mm za rok. Pokud je proces akumulace sněhu intenzivnější než ablace, dochází k tvorbě ledovců, jejichž prostřednictvím se realizuje odtok srážek. Viz též klasifikace klimatu Thornthwaiteova, čára sněžná, klima antarktické.

mezinárodně standardizovaný charakteristický den, v němž minimální teplota vzduchu klesla pod 0,0 °C, takže se alespoň část dne vyskytl mráz. Podmnožinou mrazových dní jsou ledové, případně arktické dny.

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

konkávní (dutý) útvar reliéfu, obvykle kotlina nebo úzké údolí, v němž se mrazy vyskytují častěji než v okolí a mají větší intenzitu. Jsou podmíněny především menší ventilací (provětráváním) a nahromaděním stud. vzduchu. Mrazová kotlina se může vytvořit i za umělými překážkami, např. za železničním náspem, který brání odtékání stud. vzduchu do nižších poloh. Viz též jezero studeného vzduchu.

v klimatologii časový interval mezi prům. datem prvního mrazu na podzim a prům. datem posledního mrazu na jaře. Běžně se určuje podle denních minimálních teplot vzduchu v meteorologické budce. Viz též období bezmrazové.

konkávní (dutý) útvar reliéfu, obvykle kotlina nebo úzké údolí, v němž se mrazy vyskytují častěji než v okolí a mají větší intenzitu. Jsou podmíněny především menší ventilací (provětráváním) a nahromaděním stud. vzduchu. Mrazová kotlina se může vytvořit i za umělými překážkami, např. za železničním náspem, který brání odtékání stud. vzduchu do nižších poloh. Viz též jezero studeného vzduchu.

syn. teplota bodu ojínění.

syn. bod ojínění – teplota, při níž se vlhký vzduch o teplotě pod 0 °C a dané hodnotě směšovacího poměru vodní páry stane nasyceným vzhledem k ledu následkem izobarického ochlazování. Při dalším poklesu teploty vzduchu dochází k přesycení a tím i k depozici vodní páry obsažené ve vzduchu, přičemž vzniká jíní; v důsledku toho klesá i teplota bodu ojínění. Při relativní vlhkosti vzduchu menší než 100 % vzhledem k ledu je teplota bodu ojínění vždy nižší než teplota vzduchu. Dříve se pro tuto veličinu nesprávně používal termín bod sublimace. Viz též teplota rosného bodu, bod mrznutí.

opatření prováděná v zemědělství, hlavně v sadařství a zahradnictví, která mají snížit škody na vegetaci při poklesu teploty vzduchu pod 0 °C, při nočních radiačních ochlazováních za bezvětří, nebo při slabém větru. Tato opatření se provádějí zpravidla na základě met. předpovědí nočních teplotních minim na začátku vegetačního období v měsících dubnu a květnu. Jejich cílem je zabránit poklesu teploty citlivých částí rostlin pod kritickou teplotu, při níž dochází k jejich poškození. Používají se tyto metody:
a) postřik vodou, která zpomalí pokles povrchové teploty vegetace v důsledku velké tepelné kapacity vody a uvolňování latentního tepla mrznutí při dosažení teploty 0 °C;
b) zadýmování (zakuřování), jímž se zmenší radiační výměna energie mezi zemským povrchem a přilehlou vrstvou vzduchu, a tím i rychlost poklesu teploty v zadýmované vrstvě atmosféry;
c) promíchávání vzduchu v přízemní vrstvě atmosféry protimrazovými ventilátory nebo rotorem nízko letícího vrtulníku. Někdy se uvedené metody zásahů vzájemně kombinují. Vzhledem k nákladnosti opatření kladou jejich provozovatelé vysoké požadavky na přesnost met. předpovědi min. teploty vzduchu.

v klimatologii časový interval mezi prům. datem posledního mrazu na jaře a prům. datem prvního mrazu na podzim. Stanovuje se podle účelu na základě měření teploty vzduchu, zpravidla v meteorologické budce, tj. přibližně ve výšce 2 m nad zemí. Období bezmrazové, které patří k hrubým charakteristikám vegetačního období, je významné zejména pro rajonizaci zeměď. výroby. Viz též období mrazové.

[frúdovo] – jedno z bezrozměrných podobnostních kritérií používané při modelování aerodyn. a hydrodyn. procesů, např. v aerodyn. tunelech. Označuje se symbolem Fr a je definováno jako poměr setrvačných sil a síly zemské tíže. Froudovo číslo lze vyjádřit vztahem
$Fr=\frac{U^2}{g\mathrm{ l}},$
kde U značí rychlost proudění, g velikost tíhového zrychlení, $l$ vhodně, vzhledem k danému problému, zvolený délkový rozměr. V meteorologii má Froudovo číslo značný význam při modelování procesů, v nichž se uplatňuje působení vztlaku, např. při termické konvekci.
 

syn. jevy námrazkové – souhrnné označení pro námrazové jevy, ledovku, lepkavý sníh a složené námrazky. Mezi námrazky se tedy nepočítá jíní, náledí ani zmrazky. Všechny druhy námrazků se liší jak vzhledem, tak původem, ovšem přechod od jednoho druhu k jinému nebývá ostrý, protože podmínky vzniku jednotlivých druhů nebývají zřetelně vymezeny, a proto hodnoty teploty vzduchu, které se uvádějí jako typické pro vznik určitých námrazků, mají jen orientační význam. V tech. praxi se někdy místo námrazků používá termínu námraza. Námrazky mohou při větších hmotnostech a zvláště při současném působení větru způsobit škody na dřevinách, el. a telefonních vedeních, rozhlasových a televizních vysílacích anténách apod. Typickými škodami způsobenými námrazky na dřevinách jsou vrcholové zlomy stromů, jejichž výskyt charakterizuje klimatická oblast s těžkými námrazky. Námrazky jsou nebezpečným jevem také v letectví, kde mohou ohrozit bezpečnost leteckého provozu, usazují-li se na povrchu letadla za letu. V letectví jsou pro námrazky zavedeny speciální termíny, a to beztvará, profilová a žlábkovitá námraza. Námrazky na vodičích el. vedení dosahují max. hmotnost na Českomoravské vrchovině, a to až 15 kg.m^–1; jejich měrná hmotnost bývá 200 až 500 kg.m^–3. Námrazky patří mezi hydrometeory. Viz též cyklus námrazový, měření námrazků, intenzita námrazku.

šestidílná stupnice navržená T. Fujitou v roce 1971 k hodnocení intenzity tornád na základě škod, které tornáda působí na budovách nebo vegetaci. Stupně poškození jsou svázány s intervalem odhadnuté maximální rychlosti větru, který může způsobit danou škodu. Z původní Fujitovy stupnice vycházejí rozšířená Fujitova stupnice a mezinárodní Fujitova stupnice.

Stupeň	Odhad max. rychlosti větru	Popis škod
F0	17–32 m.s–1	slabé škody – škody na komínech, zlámané větve, vyrvané mělce kořenící stromy
F1	33–49 m.s–1	mírné škody – poškozené krytiny střech, posunuje nebo otáčí prefabrikované domy a vytlačuje auta ze silnic
F2	50–69 m.s–1	značné škody – strhává střechy, ničí prefabrikované domy, převrací vagóny, vyvrací a láme vzrostlé stromy, z lehkých předmětů vytváří nebezpečné projektily, zdvihá automobily ze země
F3	70–92 m.s–1	vážné škody – ničí střechy i zdi dobře postavených domů, převrací vlaky, většina stromů v lesích je vyvrácena, těžká auta jsou zdvihána ze země a odvrhávána
F4	93–116 m.s–1	zničující škody – srovnává se zemí dobře postavené domy, stavby se slabými základy odnáší, auta jsou odmršťována, i těžké předměty poletují
F5	117–142 m.s–1	neuvěřitelné škody – silné konstrukce domů jsou srovnávány se zemí a odnášeny, předměty velikosti automobilu poletují vzduchem a jsou odmršťovány do vzdálenosti přesahující 100 m

viz ochrana před mrazíky.

1. jeden z tvarů kouřové vlečky. Kouřová vlečka se podobá nepravidelnému závěsu dosahujícímu k zemi. Zadýmování způsobuje jednu z nejnepříznivějších situací vysokého znečištění ovzduší. V protikladu k unášení se zadýmování vyskytuje tehdy, šíří-li se kouřová vlečka pod základnou rel. nízko ležící výškové inverze teploty vzduchu, která brání pronikání exhalací do výšky. V prostoru mezi zemským povrchem a zmíněnou inverzí bývá v tomto případě indiferentní nebo instabilní teplotní zvrstvení ovzduší, podmiňující intenzivnější vert. výměnu. Exhalace se rozptylují v omezeném prostoru pod inverzí, což vede k výskytu vysokých hodnot přízemních imisí. K zadýmování často dochází při rozrušování přízemní teplotní inverze odspodu následkem zahřívání zemského povrchu po východu Slunce, nebo při advekci vzduchu s původně přízemní inverzí teploty nad rel. teplejší povrch, např. nad město s výrazným tepelným ostrovem. Viz též odrážení kouřové vlečky;
2. syn. zakuřování, viz ochrana před mrazíky.

viz tromba.

viz tromba.

jeden z případů Venturiho efektu. Vzniká kombinací tryskového efektu a efektu návětrného, když z orografických důvodů dochází ke zhuštění proudnic jak v horiz., tak ve vert. směru. Výrazně přispívá k orografickému zesílení srážek v zasažené oblasti. Podmínkou je stoupající terén sevřený sbíhajícími se horskými pásmy, což vytváří „nálevku“ pro případné natékající proudění. V ČR mají takové uspořádání např. Rychlebské hory s Hrubým Jeseníkem, Oderské vrchy s Moravskoslezskými Beskydami, Lužické hory s Jizerskými horami a Šumava s Novohradskými horami. Uvedené případy se uplatňují při přibližně severním proudění, především při situaci Vb, popř. při výskytu retrográdní cyklony východně od ČR.

viz čtyřicítky řvoucí.