Elektronický meteorologický slovník

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

Termín zřejmě vznikl zkrácením rus. восток [vostok] „východ“.

stadium blesku, které nastává střetem vůdčího výboje se vstřícným výbojem. Nastává při něm neutralizace el. nábojů, která probíhá kanálem blesku, vytvořeným propojením drah vůdčího a vstřícného výboje. V elektrotechnické literatuře se v této souvislosti vyskytuje též označení hlavní výboj blesku, neboť se zde projevují největší účinky blesků na blízká elektrická zařízení.

stadium blesku, které nastává střetem vůdčího výboje se vstřícným výbojem. Nastává při něm neutralizace el. nábojů, která probíhá kanálem blesku, vytvořeným propojením drah vůdčího a vstřícného výboje. V elektrotechnické literatuře se v této souvislosti vyskytuje též označení hlavní výboj blesku, neboť se zde projevují největší účinky blesků na blízká elektrická zařízení.

(3D VAR) – metoda objektivní analýzy meteorologických prvků, která vede k minimalizaci funkcionálu (penalizační funkce). Při formulaci funkcionálu se využívá Bayesova formulace pravděpodobnosti, kde vstupní pole dat je předpověď numerického modelu počasí a novou informací jsou naměřené hodnoty. Existuje několik ekvivalentních způsobů formulace funkcionálu, např. PSAS, které se liší efektivností jejich numerického řešení. Pro řešení minimalizace funkcionálu se zpravidla využívá metoda největšího spádu. Metoda 3D VAR je obecnější než optimální interpolace. Hlavní výhodou této metody je, že minimalizace se provádí ve fyzikálním prostoru (minimalizuje se veličina, která se analyzuje), čímž se liší od optimální interpolace, kde se nejprve počítají váhy a na jejich základě analyzovaná veličina. Za předpokladu, že chyby předpovědi (předběžného pole) a chyby měření mají Gaussovo rozdělení, jsou metody 3D VAR a optimální interpolace ekvivalentní.

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

Termín se skládá z lat. varius „různorodý, pestrý“ a z řec. μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

syn. doba vegetační – období, v němž jsou příznivé podmínky pro růst a vývoj rostlin a nepřímo celých ekosystémů (ať řízených či neřízených). V podmínkách ČR se jím zpravidla rozumí období vymezené prům. daty nástupu a ukončení určité prům. denní teploty vzduchu. Rozlišují se:
a) velké vegetační období, vymezené daty nástupu a ukončení prům. denní teploty 5 °C a vyšší;
b) hlavní neboli malé vegetační období, což je období s prům. denní teplotou 10 °C a vyšší;
c) tzv. vegetační léto s prům. denní teplotou 15 °C a vyšší.
Kritéria pro vymezení vegetačního období nejsou jednotná a to ani v rámci střední Evropy. V zahraničí se za vegetační období v prvním přiblížení považuje období bezmrazové, dále období s max. denní teplotou vzduchu vyšší než 0 °C nebo 10 °C apod. Vegetační období bývá též nevhodně ztotožňováno s teplým pololetím.

málo zakřivené ustálené proudění vzduchu ve stř. troposféře, v jehož směru se všeobecně přemísťují nízké tlakové útvary. Za směr řídícího proudění se v synop. praxi považuje směr izohyps na mapách absolutní topografie hladin 500 nebo 700 hPa. Při subj. předpovědi přízemního tlakového pole se obvykle předpokládalo, že rychlost přesunu tlakových útvarů je přibližně rovna 0,8 rychlosti geostrofického větru v hladině 700 hPa nebo 0,6 rychlosti v hladině 500 hPa. Ve skutečnosti se rychlost přesunu mění v dosti širokých mezích a závisí na typu tlakového útvaru a jeho vývojovém stadiu. V současné době se jedná již o zastaralý pojem spojený s klasickými synoptickými metodami předpovědi počasí.

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.

dlouhodobé jednosměrné změny hodnot meteorologických prvků (během řádově 100 let), způsobující jejich postupné zvyšování nebo snižování. Mohou být dávány do souvislosti např. se sekulárním cyklem sluneční činnosti. Sekulární chod hodnot met. prvků se analyzuje pomocí prům. hodnot vypočítaných z dlouholetých řad pozorování, často po shlazení jejich průběhu s cílem vyloučit vliv krátkodobých kolísání. Viz též kolísání klimatu, změna klimatická, řada klimatická.

vektor určující výsledný pohyb konvektivní bouře (multicely nebo mezosynoptického konvektivního systému) daný vektorovým součtem vektoru pohybu průměrné oblačné vrstvy a vektoru opačného k přízemnímu proudění. První sčítaný vektor udává advekční složku pohybu systému, druhý reprezentuje vznik nových konvektivních buněk na straně bouře proti směru přízemního proudění. Výsledný vektor představuje odhad směru pohybu bouře, pokud není řízena výraznou gust frontou.
V případě bouří, které jsou řízeny výraznou gust frontou, se navíc tento výsledný vektor sčítá ještě jednou s vektorem pohybu průměrné oblačné vrstvy, který tentokrát aproximuje pohyb gust fronty. Tento odhad je založen na předpokladu, že vzduch vytékající z pohybující se bouře již má nenulovou složku rychlosti ve směru proudění a propagace gust fronty je tedy v tomto směru výraznější.

syn. refrigerace – přenos tepelné energie z povrchu tělesa do ovzduší. V bioklimatologii se vyjadřuje jako množství tepla v mJ, které je odňato povrchu tělesa o velikosti 1 cm² a o teplotě lidského těla, tj. 36,5 °C (97,9 °F) za 1 s vlivem atm. prostředí. Zchlazování se měří ve stínu katateploměry nebo frigorimetry a do značné míry vystihuje teplotu pocitovou teplotu prostředí. Podle L. Hilla je zchlazovací veličina H dána vztahem
$H=\left(\alpha +\beta \sqrt{v}\right).\left(36,5-T\right),$
kde $v$ je rychlost větru v m.s^–1, T teplota vzduchu ve °C a α, β jsou konstanty. Podle K. Büttnera lze zchlazovací veličinu Z vypočítat podle vzorce
$Z=\left(0,26+0,34v^{0,622}\right).\left(36,5-T\right),$
V technické meteorologii se pojmu zchlazování užívá v souvislosti se ztrátami tepla, např. z budov vlivem vnějších met. podmínek.

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

Termín pochází z rus. odborné literatury, v češtině se neujal. Skládá se z lat. velox „rychlý“ a pausa „přerušení, ukončení“.

fotometeor, vznikající ohybem světla na vodních kapičkách kouřma, mlhy nebo oblaků; je tvořený jedním nebo více sledy (sériemi) soustředných barevných kruhů (prstenců) poměrně malého průměru kolem Slunce nebo Měsíce; sérií bývá jen zřídka více než tři. V každé sérii je uvnitř fialová nebo modrá barva, vnější kruh je červený a mezi nimi se vyskytují ostatní barvy. Velikost a jas barev koróny závisí na spektru velikostí vodních kapiček. V případě kapiček o shodných velikostech je koróna nejvýraznější. Úplné vysvětlení koróny na základě ohybu světla podal franc. fyzik E. Verdet v r. 1852. Viz též aureola, kolo malé.

Termín pochází z lat. corona „věnec, koruna, kruh kolem Slunce či Měsíce“ (z řec. κορώνη [koróné] „vrána“ a podle jejího zahnutého zobáku i „věc zakřivená do oblouku“).

někdy používaný mezinárodní termín něm. jazykového původu pro jev glórie kolem stínu vrženého lidskou postavou (zejména její hlavou a k ní přilehlou částí těla) na zemský povrch pokrytý kapičkami rosy nebo do vrstvy přízemní mlhy. Termín se v literatuře někdy používá i pro analogický jev podstatně menší výraznosti v souvislosti se stíny vrženými na povrchy granulového charakteru (povrch písku apod.) nebo např. v případě stínu letadla letícího nad lesními masivy produkujícími v době svého kvetení velké soubory pylových částic. Zde bývá zmiňováno jednoduché vysvětlení v podobě vysoké intenzity světla rozptýleného příslušnými částicemi. Jev pak může mít podobu pouze světelné skvrny kolem vrženého stínu bez zřetelných světelných maxim a minim typických pro ohybové jevy. V literatuře se někdy ve smyslu synonyma vyskytuje označení Celliniho halo (Benvenuto Cellini, popis jevu z r. 1562).

Termín je přejat z němčiny, v překladu znamená svatozář.

mezinárodní úmluva deklarovaná ve Vídni v roce 1985 s cílem zahájit aktivní ochranu ozonové vrstvy před účinky látek poškozujících ozonovou vrstvu. V následujících letech se k Vídeňské konvenci připojila většina členských zemí OSN a řada mezinárodních organizací. Prvním právně závazným dokumentem Vídeňské konvence se stal Montrealský protokol o látkách poškozujících ozonovou vrstvu.

teploměr doplněný zařízením, které zabezpečuje umělou ventilaci nádobky proudem vzduchu stálé rychlosti, zpravidla 2 m.s^-1. Při rychlosti vyšší než 5 m.s^–1 je psychrometrický koeficient v psychrometrickém vztahu již prakticky nezávislý na ventilační rychlosti a vlhkostní charakteristiky vypočítané z údajů suchého a vlhkého teploměru psychrometrickou metodou jsou proto zatíženy jen zanedbatelnými chybami. Ventilace suchého teploměru zrychluje jeho přizpůsobení teplotě okolního vzduchu. Používal se při měření vlhkosti vzduchu v aspiračním psychrometru nebo při přesném měření teploty vzduchu.

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.

syn. index ventilační.

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

Termín pochází z lat. ventilatio „ovanutí; větrání“ (od ventilare „ovanout; větrat“, od ventus „vítr“).

pravděpodobnost výskytu dne se srážkami, vypočítaná z dlouholeté řady pozorování a vyjádřená v procentech. Patří k zákl. klimatologickým charakteristikám časového rozložení srážek. Měs. nebo roč. srážková pravděpodobnost vyjadřuje poměr mezi počtem dní se srážkami a celkovým počtem sledovaných dní za mnohaleté období, např. srážková pravděpodobnost 33 % v měsíci září znamená, že v uvedeném měsíci byla v dlouholetém průměru třetina dní se srážkami. Denní srážková pravděpodobnost udává pravděpodobnost, s jakou je určitý kalendářní den v roce dnem srážkovým. Např. srážková pravděpodobnost 50 % pro 1. leden za období 1901–1950 znamená, že v průměru v každém druhém roce byly v uvedeném dnu pozorovány srážky.

(PMP, z angl. Probable Maximum Precipitation) – podle Světové meteorologické organizace (WMO) je pravděpodobná maximální srážka definována jako maximální fyzikálně možný srážkový úhrn pro oblast dané velikosti a dané geografické polohy, pro danou dobu během roku a pro dané trvání srážkové události. Odhad PMP nebere v úvahu možné klimatické změny. Z této definice vyplývá, že hodnota PMP je odhadem, který lze verifikovat jenom v negativním smyslu, tzn. že odhad PMP, který by byl při konkrétní srážce překonán, je nutné revidovat. Hodnota PMP se může měnit i s velikostí a umístěním zájmového povodí, stejně jako s meteorologickými podmínkami, za nichž zde k extrémním srážkám dochází. Základní postupem při stanovení hodnoty PMP je tzv. metoda transpozice a maximalizace extrémních srážkových událostí do zájmového území, pokud to meteorologické podmínky v dané oblasti dovolují. Při posuzování vodních děl jsou v některých zemích využívány odhady tzv. pravděpodobné maximální povodně, které odhad PMP využívají.

největší vzdálenost, na niž pozorovatel vidí a identifikuje objekt ležící na vertikále nad ním.

instabilita určité vrstvy atmosféry vůči posunutí vzduchové částice ve vert. směru, způsobená charakteristickým teplotním zvrstvením atmosféry. Rozeznáváme podmíněnou instabilitu atmosféry a absolutní instabilitu atmosféry. Vertikální instabilita atmosféry vytváří podmínky pro konvekci, pro vert. mísení vzduchu a vert. přenos hybnosti, tepla, vodní páry a různých příměsí. K příčinám vzniku vert. instability atmosféry obecně patří vert. nerovnoměrná advekce hustoty vzduchu ve vzduchové hmotě (viz instabilita atmosféry advekční), přehřívání zemského povrchu slunečním zářením (viz instabilita atmosféry termická), radiační ochlazení horní hranice oblačnosti apod. Vert. instabilita atmosféry se může dále rozvinout ve vrstvě s potenciální instabilitou atmosféry. Viz též klasifikace instability (stability) atmosféry Normandova, hmota vzduchová instabilní, stabilita atmosféry vertikální.

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.

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.

1. stav atmosféry, při němž dochází k útlumu poruch spojených s vychýlením vzduchové částice ve vert. směru. Je charakterizován vertikálním teplotním gradientem menším, než je suchoadiabatický teplotní gradient v případě vzduchu nenasyceného vodní párou, a menším než nasyceně adiabatický teplotní gradient v případě vzduchu nasyceného vodní párou. Ve druhém případě někdy mluvíme o absolutní stabilitě atmosféry.
2. souhrnná charakteristika teplotního zvrstvení atmosféry v porovnání s hodnotou adiabatického teplotního gradientu. Někdy používáme i označení statická stabilita atmosféry, neboť se zpravidla hodnotí v prostředí, které je v hydrostatické rovnováze. Stabilita atmosféry se v praxi nejčastěji určuje rozborem výsledků aerologických měření na termodynamickém diagramu. Viz též instabilita atmosféry vertikální, metoda částice, index stability, míra stability.

pohyb vzduchu s nenulovou vertikální složkou. Podle jejího směru rozlišujeme výstupné a sestupné pohyby vzduchu, podle mechanizmu vzniku pak především konvekci a vynucené vertikální pohyby vzduchu. K vertikálním pohybům vzduchu dále dochází i při vlnovém proudění, vírovém proudění a vlivem turbulence.

průmět vektoru tlakového gradientu do vert. osy z. V meteorologii je definován záporně vzatou parciální derivací tlaku vzduchu p podle této souřadnice (–∂p/∂z), takže směřuje vzhůru do nižšího tlaku, stejně jako jím vyvolaná vztlaková síla. Jeho velikost souvisí s teplotou dané vzduchové hmoty, přičemž ve studeném vzduchu je pokles atm. tlaku rychlejší než v teplém. Viz též stupeň barický, profil tlaku vzduchu vertikální.

průmět vektoru teplotního gradientu do vert. osy z. V meteorologii je definován záporně vzatou parciální derivací teploty vzduchu T podle této souřadnice (–∂T/∂z), takže směřuje do nižší teploty. Podle vert. gradientu teploty vzduchu, popř. potenciální teploty nebo adiabatické ekvivalentní potenciální teploty, hodnotíme statickou vertikální stabilitu atmosféry. Ve většině případů je v troposféře vert. gradient teploty vzduchu kladný (teplota klesá s výškou). Je-li v některých vrstvách záporný (teplota s výškou roste) nebo nulový, mluvíme o inverzi teploty vzduchu, resp. izotermii. Viz též profil teploty vzduchu vertikální, členění atmosféry vertikální, teplota půdy, gradient geotermický.

rozdělení hodnot určitého meteorologického prvku s výškou, přeneseně pak i jeho zobrazení pomocí spojnicového grafu. Vert. souřadnice takového grafu představuje nadmořskou výšku, případně jinou veličinu na nadmořské výšce jednoznačné závislou. Pomocí teoretických vertikálních profilů vybraných meteorologických prvků jsou definovány různé modelové atmosféry. Aktuální vertikální profily meteorologických prvků jsou zjišťovány sondáží atmosféry. Viz též profil tlaku vzduchu vertikální, profil hustoty vzduchu vertikální, profil teploty vzduchu vertikální, profil vlhkosti vzduchu vertikální, profil větru vertikální, pole meteorologického prvku.

rozdělení směru a rychlosti větru v atmosféře s výškou. Je velmi složité a závisí na řadě faktorů, z nichž nejdůležitější je všeobecná cirkulace atmosféry, podmíněná rozdělením teploty a tlaku vzduchu na zemském povrchu i v atmosféře, a její časové změny, dále vliv otáčení Země a členitost zemského povrchu. Rychlost větru v troposféře obvykle roste s výškou. V mezní vrstvě atmosféry je vertikální profil větru významně ovlivňován třením a jeho základní rysy zhruba vyjadřuje Taylorova (Ekmanova) spirála, v přízemní vrstvě atmosféry např. logaritmický vertikální profil větru. Viz též hodograf.

závislost rychlosti větru v na výšce z nad zemským povrchem, empiricky odvozená pro přízemní vrstvu atmosféry E. L. Deaconem koncem 40. let 20. století. Uvádí se ve tvaru:
$v\left(z\right)=\frac{v_{\ast }}{\kappa \left(1-\beta \right)}\left[{\left(\frac{z}{z_0}\right)}^{1-\beta }-1\right],$
kde v_* značí frikční rychlost, κ von Kármánovu konstantu, z₀ parametr drsnosti; bezrozměrnou veličinu β charakterizující vliv teplotního zvrstvení ovzduší lze vyjádřit jako funkci Richardsonova čísla.

rozdělení množství vodní páry v atmosféře s výškou. Tvar tohoto profilu je ovlivněn tím, kterou charakteristiku vlhkosti vzduchu uvažujeme, a to kvůli případnému vlivu vertikálního profilu teploty vzduchu a tlaku vzduchu na danou charakteristiku. Na aerologických diagramech se vert. profil vlhkosti vzduchu zpravidla vyjadřuje pomocí křivky rosného bodu. Teplota rosného bodu s výškou v průměru klesá vlivem klesající teploty vzduchu; svou roli hraje i vzdalování od zemského povrchu, který je prostřednictvím výparu primárním zdrojem vody v atmosféře. Vert. profil vlhkosti vzduchu dále závisí na řadě dalších faktorů, především na vertikální instabilitě atmosféry, vertikálních pohybech vzduchu, advekci vlhkosti vzduchu a turbulentním promíchávání v atmosféře. Vert. profil vlhkosti vzduchu proto často mívá složitý průběh, včetně případných inverzí vlhkosti vzduchu.
Ačkoli v tropopauze dochází k zastavení poklesu teploty vzduchu s výškou, vodní páry nad ní dál rychle ubývá, protože stratosféra je vlivem vertikální stability pro vert. přenos vodní páry zadržující vrstvou. Občasný výskyt perleťových oblaků ve výškách okolo 25 km a stříbřitých oblaků kolem 80 km se však uvádí jako důkaz existence vodní páry i v těchto výškách.

rozdělení tlaku vzduchu v atmosféře s výškou. Tlak vzduchu s výškou obecně klesá, přičemž za předpokladu hydrostatické rovnováhy je velikost poklesu vyjádřena rovnicí hydrostatické rovnováhy. Vertikální profil tlaku vzduchu má pak obdobně jako vertikální profil hustoty vzduchu exponenciální průběh, přičemž velikost vertikálního tlakového gradientu s výškou klesá; ve studeném vzduchu je pokles tlaku vzduchu rychlejší než v teplém vzduchu. V reálné atmosféře je vertikální profil tlaku vzduchu dále modifikován odchylkami od stavu hydrostatické rovnováhy, k čemuž dochází především v místech intenzívních vertikálních pohybů vzduchu subsynoptického měřítka, např. v konvektivních bouřích. Viz též formule barometrická.

rozdělení hustoty vzduchu v atmosféře s výškou. Kvůli poklesu tlaku vzduchu jeho hustota s výškou zpravidla exponenciálně klesá, velikost poklesu je však modifikována vertikálním profilem teploty vzduchu a vertikálním profilem vlhkosti vzduchu. Ve speciálním případě, kdy virtuální teplota s výškou klesá rychleji, než odpovídá autokonvekčnímu gradientu, hustota vzduchu s výškou roste. Viz též profil tlaku vzduchu vertikální.

rozdělení teploty vzduchu v zemské atmosféře s výškou. Závisí na rozdílném působení faktorů ovlivňujících teplotu vzduchu v různých hladinách. Vert. profil teploty vzduchu slouží k vertikálnímu členění atmosféry na troposféru, stratosféru, mezosféru a termosféru; jeho hypotetický tvar udává standardní atmosféra. V troposféře teplota vzduchu s výškou klesá v průměru o 0,65 °C na 100 m, vertikální teplotní gradient však může být přechodně i nulový nebo záporný (v případě izotermie, resp. teplotní inverze). Skutečný vert. profil teploty vzduchu se zjišťuje sondáží atmosféry. V aerologických diagramech ho vyjadřuje křivka teplotního zvrstvení.

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.

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 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.
 

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.

střih větru ve vertikálním směru, tedy prostorová změna vektoru rychlosti větru ve vert. směru vztažená na jednotkovou výšku. V daném bodě definujeme vert. střih větru jako parciální derivaci vektoru rychlosti proudění podle vert. souřadnice. Ve volné atmosféře je projevem baroklinity a v synoptickém měřítku je tak spojen s vývojem zejména mimotropických tlakových útvarů. V mezosynoptickém měřítku je vert. střih větru důležitý pro vznik organizované konvekce – multicel, supercel a mezosynoptických konvektivních systémů, protože generuje horiz. vorticitu zodpovědnou za organizaci těchto útvarů.  Při vertikální stabilitě atmosféry a dostatečné velikosti střihu může také dojít k rozvoji Kelvinových–Helmholtzových vln. Viz též počasí střihové, stáčení větru teplé, stáčení větru studené.

viz zrcadlení.

hladina (výška), ve které ustávají konv. výstupné pohyby. Pojem horní hladina konvekce se nejčastěji užívá v souvislosti s termickou konvekcí, vyvolanou nerovnoměrným radiačním ohříváním zemského povrchu. Výšku horní hladiny konvekce určujeme na termodynamickém diagramu zpravidla metodou částice. Lze využít i vhodnou aplikaci metody vrstvy nebo metody vtahování. Viz též hladina volné konvekce.

fronta ve stř. a horní troposféře. Na výškových mapách se projevuje zpravidla v poli teploty, vlhkosti a proudění vzduchu. Do blízkosti zemského povrchu tato fronta nedosahuje. Viz též fronta přízemní.

syn. atmosféra vysoká – nejednoznačné označení vnější části atmosféry Země. které v některých pracích odpovídá heterosféře, v jiných ionosféře, případně části atmosféry nad stratopauzou nebo dokonce celé vrstvě atmosféry nad tropopauzou. Viz též členění atmosféry vertikální.

teoretická kulová plocha obepínající vesmírné těleso v takové výšce, kde již z daného hlediska nemusíme uvažovat vliv jeho atmosféry. Vzhledem k tomu, že atmosféra Země plynule přechází do meziplanetárního prostoru, není určení její horní hranice jednoznačné. Můžeme ji umístit do výšky cca 30.000 km, kde se ztrácejí poslední volné atomy vodíku, jejichž pohyb je ještě ovlivňován rotací zemského tělesa. Pro účely různých oborů ji však uvažujeme podstatně níže. Např. v aktinometrii zpravidla znamená hladinu (výšku), nad níž z energetického hlediska lze zanedbat vliv ovzduší na sluneční záření, např. při určování solární konstanty, z hlediska vlivu na rozptyl a absorpci záření apod. Tyto podmínky bývají v dostatečné míře splněny již v mezosféře a nad ní.

viz vrstva zákalová.

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

jeden ze dvou průsečíků ekliptiky s rovinou světového rovníku. Tímto bodem prochází Slunce při svém zdánlivém ročním pohybu po ekliptice v okamžiku jarní rovnodennosti. Následkem precese zemské osy a souvisejícího stáčení roviny světového rovníku se jarní bod posouvá po světovém rovníku s periodou cca 26 000 roků, takže jarní rovnodennost a tím i začátek astronomického jara nastává každým rokem o trochu dříve. Viz též bod podzimní.

viz rovnodennost.

jedna z vedlejších klimatických, příp. fenologických sezon ve vyšších zeměp. šířkách dané polokoule, vymezená např. takto:
1. období od jarní rovnodennosti do letního slunovratu (astronomické jaro);
2. trojice jarních měsíců, na sev. polokouli březen, duben a květen (tzv. klimatologické jaro);
3. období s prům. denními teplotami vzduchu 5 až 15 °C na vzestupné části křivky ročního chodu teploty vzduchu. Počátek jara v tomto pojetí se kryje se začátkem velkého vegetačního období.

Termín vychází z indoevropského kořene s významem „rok, teplé roční období“, stejně jako něm. Jahr a angl. year „rok“ (jaro bylo bráno jako první období roku, srov. rčení „uplynulo mnoho jar“).

rtuťový tlakoměr založený na určení hmotnosti rtuťového sloupce v barometrické trubici (zavěšené na vahadle vah), nebo rtuti v nádobce tlakoměru. Je určen k registraci tlaku vzduchu. V současné době se v ČR již nepoužívá. Viz též barograf.

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

pohyb vzduchu vůči zemskému povrchu s výrazně převažující horizontální složku. Pro jeho popis užíváme vektor rychlosti větru, zkráceně vektor větru. Při měření větru rozlišujeme rychlost a směr větru.
Vítr vzniká především působením horiz. složky síly tlakového gradientu, v případě gravitačního větru a konvektivních bouří rovněž horizontálními rozdíly vztlaku. Směr větru je dále určován i Coriolisovou silou a silou tření, která současně mění i jeho rychlost. Vítr je prostředkem přenosu vody v atmosféře, přenosu energie, hybnosti a dalších fyz. vlastností vzduchu. Zvyšuje intenzitu výparu z vodní hladiny a z povrchu vlhkých předmětů, odnímá teplo tělesům, působí na překážky dynamickým tlakem, ovlivňuje rozložení sněhové pokrývky, vytváření námrazků apod. Viz též pole větru, profil větru, střih větru, energie větru, síla větru, tlak větru, bouře větrná.

Termín pochází ze stejného indoevr. kořene jako slovesa vát a vanout, lat. ventus „vítr“, angl. wind a něm. Wind téhož významu.

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

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

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

symbol pro vyjádření směru větru v daném místě na synoptické mapě ve staničním modelu. Viz též opeření šipky větru, praporek větru.

prostor za překážkou, v němž dochází k poklesu rychlosti větru. Rozsah větrného stínu souvisí s tvarem i výškou překážky a zvětšuje se s rychlostí proudění vzduchu. Viz též závětří, efekt závětrný.

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

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.

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.

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

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

málo užívané čes. označení pro anemometr.

poměrně trvalá hranice v poli větru, oddělující dvě oblasti se značně rozdílnými směry převládajícího větru. Příkladem větrného předělu je osa hřebene vysokého tlaku vzduchu, který v zimě směřuje ze sibiřské anticyklony západně přes střední Evropu nad Francii a v létě z azorské anticyklony přes Španělsko a Francii nad střední Evropu. Je patrná na klimatologických mapách.

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

fotometeor pozorovaný během soumraku. Tvoří se lomem, rozptylem nebo selektivní absorpcí záření při průchodu atmosférou. K nejčastějším formám soumrakových barev patří fialová záře, soumrakový oblouk, ozáření vrcholů a krepuskulární paprsky. Viz též červánky.

syn. půda dlouhodobě zmrzlá – vrstva půdy a hornin s teplotou celoročně nižší než 0 °C. Je součástí kryosféry. Současný rozsah permafrostu je zčásti pozůstatkem glaciálů (fosilní permafrost), zčásti důsledkem současného klimatu (recentní permafrost). Podmínkami pro jeho vznik jsou prům. roč. teplota vzduchu pod bodem mrazu a dlouhá, studená a suchá zima. Tyto podmínky jsou splněny téměř ve všech oblastech se sněhovým klimatem a v kontinentálních oblastech s boreálním klimatem. Hloubka promrznutí může být i více než 1 000 m, přičemž závisí na teplotním režimu zim, výšce sněhové pokrývky i na geol. a geomorf. podmínkách. Tzv. činná vrstva na povrchu permafrostu periodicky rozmrzá, přičemž její mocnost v různých oblastech (desítky centimetrů až několik metrů) závisí mj. na délce a teplotním režimu léta. Viz též promrzání půdy.

Termín navrhl S. W. Muller v r. 1943. Vytvořil ho zkrácením angl. spojení permanently frozen ground „trvale zmrzlá půda (zem)“.

syn. permafrost.

látky uvolňované do atmosféry Země v důsledku lidské činnosti, které pronikají až do spodní stratosféry. Zde se pod vlivem ultrafialového záření (UV-C) rozkládají a vzniklé radikály následně rozkládají molekuly ozonu. Seznam látek poškozujících ozonovou vrstvu a časový harmonogram omezování jejich výroby a spotřeby stanovil Montrealský protokol o látkách poškozujících ozonovou vrstvu, který navázal na Vídeňskou konvenci na ochranu ozonové vrstvy. Mezi nejdůležitější látky poškozující ozonovou vrstvu patří chlorfluorované uhlovodíky CFC neboli tvrdé freony a obdobné látky obsahující i brom zvané halony. Z jednotlivých látek možno jako příklady uvést tetrachlormetan, metylchloroform, metylbromid, formaldehyd apod. Ve srovnání s tvrdými freony jsou pro ozonovou vrstvu poněkud menším nebezpečím neúplně halogenované uhlovodíky – hydrochlorfluorovodíky HCFC neboli měkké freony, a to pro svoji menší stálost během vertikálního transportu v atmosféře až do ozonové vrstvy. Látky typu HCFC jsou postupně nahrazovány látkami typu HFC (hydrofluorouhlovodíky), které vzhledem k absenci atomu chloru nepoškozují ozonovou vrstvu, většinou jsou to však silné skleníkové plyny. Jejich postupná náhrada je předmětem dodatku Montrealského protokolu z Kigali (2016).
V 60. a 70. letech minulého století, kdy se (z dnešního pohledu mylně) předpokládal brzký masový přesun mezikontinentální letecké dopravy do výšek kolem 20 km, se intenzivně zvažovalo též ohrožení ozonové vrstvy emisemi oxidů dusíku z leteckých motorů.

pevné částice antropogenního původu rozptýlené v atmosféře, jejichž rychlost sedimentace je natolik malá, že mohou ve vzduchu setrvávat po rel. dlouhou dobu (několik dnů i více) a dostávat se do značných vzdáleností od svých zdrojů. Velikost částic polétavého prachu je řádově 10^–5 m a menší, nejvíce jsou zastoupeny částice s rozměry pod 10^–6 m. Viz též popílek, spad prachu, měření znečištění ovzduší.

kategorie mezinárodní morfologické klasifikace oblaků, která blíže určuje vzhled, velikost, strukturu a vývoj oblaku. Oblak určitého druhu může být označen jménem jen jednoho tvaru, určitý tvar se však může vyskytnout u několika druhů oblaků. Podle mezinárodně přijaté klasifikace oblaků rozeznáváme tyto tvary oblaků: calvus, capillatus, castellanus, congestus, fibratus, floccus, fractus, humilis, lenticularis, mediocris, nebulosus, spissatus, stratiformis, uncinus a volutus.

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.

viz klasifikace atmosférických front.

syn. světlo – krátkovlnné záření o vlnových délkách od 0,4 do cca 0,75 µm, na něž je citlivé lidské oko. Jednotlivým vlnovým délkám odpovídají určité barvy spektra, a to od fialové, která má nejkratší vlnové délky, až po červenou s nejdelšími vlnovými délkami. Viz též záření Slunce, fotometrie.

1. podle definice Světové meteorologická organizace největší vzdálenost, na kterou lze vidět a rozeznat černý předmět vhodných rozměrů umístěný u země, pokud je pozorován za denního světla proti obloze horizontu, nebo který je možné vidět a rozeznat v noci, pokud je umělé osvětlení na úrovni normálního denního světla;
2. pro letecké účely je za dohlednost považována větší z:
(a) největší vzdálenosti, na kterou je možné spolehlivě vidět a rozeznat na světlém pozadí černý předmět vhodných rozměrů umístěný u země, a
(b) největší vzdálenosti, na kterou je možně spolehlivě rozeznat na neosvětleném pozadí světla o svítivosti přibližně 1 000 cd.
Tyto dvě vzdálenosti jsou odlišné v atm. podmínkách charakterizovaných stejným koeficientem zeslabení. Vzdálenost (a) objektivizuje meteorologický optický dosah a vzdálenost (b) kolísá v závislosti na intenzitě osvětlení pozadí.

nevh. označení pro dohlednost.

obzor modifikovaný oproti geometrickému obzoru působením zemské atmosféry. Vlivem atmosférické refrakce na šíření světla v atmosféře dochází k nárůstu poloměru optického obzoru o cca 7 %, jeho skutečný rozsah však závisí na vertikálním profilu hustoty vzduchu a s ní spojeného indexu lomu světla ve vzduchu. Vzdálenost optického obzoru může být zároveň podstatně snížena přítomností atmosférického aerosolu.

pozorování bez met. přístrojů, např. pozorování druhu oblačnosti, bouřek, stavu půdy, určování dohlednosti odhadem.

let, který se uskutečňuje za vizuálního kontaktu s povrchem země a za met. podmínek rovných nebo lepších, než jsou stanoveny minimy pro dohlednost, vzdálenost od oblaků a od základny oblaků. Pro tyto lety platí speciální pravidla VFR (Visual flight rules). Lety VFR lze provádět jen do letové hladiny FL 195 (19 500 stop). Výjimky z tohoto pravidla pro lety až do hladiny FL 285 (28 500 stop) mohou být schváleny Úřadem pro civilní letectví a lze je nalézt v publikaci Letecké informační služby ŘLP ČR s. p. AIP (Aeronautical Information Publication). Viz též podmínky meteorologické pro let za viditelnosti.

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

Termín má původ v některém z jazyků australských domorodců.

charakteristika vlhkého vzduchu, která odpovídá teplotě suchého vzduchu o stejných hodnotách tlaku a hustoty jako má vzduch vlhký. Hodnotu virtuální teploty lze stanovit na základě stavové rovnice ideálního plynu pro vlhký vzduch na základě předpokladu, že suchý vzduch i vodní pára se chovají jako ideální plyny. Virtuální teplota T_v však umožňuje použít pro vlhký vzduch stavovou rovnici ideálního plynu pro suchý vzduch, dosadíme-li do ní virtuální teplotu místo teploty vzduchu, tzn.
$p/\rho =R_d{T}_v,$
kde p je tlak vlhkého vzduchu, ρ hustota vlhkého vzduchu a R_d měrná plynová konstanta suchého vzduchu. Pro danou měrnou vlhkost s lze hodnotu T_v v K určit pomocí vztahu
$T_v=T\left[(1+\left(\frac{R_v}{R_d}-1\right)s)\right]\cong T(1+\mathrm{0,61}s),$
kde T značí teplotu v K a R_v měrnou plynovou konstantu vodní páry. Obdobně lze T_v vyjádřit pomocí směšovacího poměru w, využijeme-li převodní vztah
$s=\frac{w}{1+w}.$
Platí tedy, že T_v ≥ T, kde znaménko rovnosti obou veličin odpovídá suchému vzduchu. Virtuální teplota bývá při zemi obvykle o 0,1 až 5,0 °C vyšší než skutečná teplota vzduchu, přičemž hodnota horní hranice rozdílu odpovídá tlaku nasycené vodní páry při 30 °C. V meteorologii se využívá také prům. virtuální teplota vrstvy vzduchu mezi dvěma izobarickými hladinami, která je přímo úměrná jejich vertikální vzdálenosti. Relativní izohypsy na mapách relativní topografie jsou tedy zároveň izotermami prům. virtuální teploty. Ve fyzice oblaků a srážek zahrnují někteří autoři do definice virtuální teploty i přírůstek hustoty vyvolaný přítomností kondenzované fáze vody. Definice má potom tvar
$T_v=T\left(1+\mathrm{0,61}w-w_l\right),$
kde w_l je směšovací poměr kondenzované fáze vody.

syn. vazkost turbulentní.

rotační pohyb vzduchu, který může být zviditelněn unášenými částicemi atmosférického aerosolu. Atmosférické víry vznikají z rozmanitých příčin, které určují měřítko vírů i směr jejich rotace, jejíž osa bývá většinou orientována přibližně vertikálně. Největším takovým vírem, který tvoří součást všeobecné cirkulace atmosféry, je cirkumpolární vír. V synoptickém měřítku rozlišujeme cyklony a anticyklony, přičemž obzvlášť vysoké rotační rychlosti dosahují tropické cyklony. Kromě cyklon můžeme pomocí meteorologických družic detekovat i další oblačné víry, a to i mezosynoptického měřítka, např. polární cyklony a závětrné víry. Nejmenšími víry s přibližně vertikální osou jsou tromby, které mohou být viditelné díky rotujícím nebo na zemském povrchu vířeným pevným nebo kapalným částicím. V atmosféře se dále tvoří i stabilní víry s přibližně horiz. osou, tzv. rotory. Prakticky neustále jsou v atmosféře přítomny náhodně se pohybující nestabilní turbulentní víry s různou orientací osy rotace. Viz též vorticita, proudění vírové, měřítko atmosférických vírů.

viz vír závětrný.

válcovitý oblak, který se vytváří obvykle v horní části víru s horiz. osou (rotoru), který vzniká při vlnovém proudění nebo při rotorovém proudění v závětří hor. Za rotorový oblak považujeme též jednu ze zvláštností arcus. Viz též roll cloud.

v meteorologii proudění vzduchu, v němž se vyskytují nepravidelné turbulentní víry a fluktuace rychlosti. Při turbulentním proudění pronikají z jedné vrstvy do druhé nejen jednotlivé molekuly, ale i makroskopické vzduchové částice. Proudění bez turbulentních vířivých pohybů nazýváme prouděním laminárním. V reálné atmosféře je proudění zpravidla turbulentní. Viz též turbulence.

lid. název pro silný vítr v zimě nebo pro vichřici se sněhem.

syn. vírnatost – obecně vektorová veličina, která je bodovou (mikroskopickou) mírou rotace vzduchu. Vorticita je definována jako rotace vektoru rychlosti proudění v:
$\nabla \times v=\left(\frac{\partial v_z}{\partial y}-\frac{\partial v_y}{\partial z},\frac{\partial v_x}{\partial z}-\frac{\partial v_z}{\partial x},\frac{\partial v_y}{\partial x}-\frac{\partial v_x}{\partial y}\right),$
kde v_x, v_y a v_z značí složky rychlosti proudění v kartézské souřadnicové soustavě (x, y, z). Pokud uvažujeme rychlost proudění vzhledem k absolutní souřadnicové soustavě, jde o abs. vorticitu. V případě, že rychlost proudění vyjadřujeme v relativní souřadnicové soustavě pevně spojené s rotující Zemí, mluvíme o rel. vorticitě. Kromě toho rozlišujeme i další druhy vorticity, např. u relativního proudění vzduchu vůči pohybu konvektivní bouře. Směr vektoru vorticity je shodně orientovaný s osou rotace, velikost vektoru vorticity je úměrná velikosti cirkulace.
V dynamické meteorologii synoptického měřítka se vorticita obvykle vztahuje pouze k horiz. pohybům a ztotožňuje se proto pouze s vert. složkou rotace vektoru v,
$\xi =\frac{\partial v_y}{\partial x}-\frac{\partial v_x}{\partial y},$
která má velký prognostický význam. Mezi vertikálními složkami abs. vorticity ξ_a a rel. vorticity ξ_r platí vztah:
${\xi }_a={\xi }_r+\lambda ,$
v němž λ značí Coriolisův parametr. V oblasti cyklon a brázd nízkého tlaku vzduchu je ξ_r > 0, naopak v oblasti anticyklon a hřebenů vysokého tlaku vzduchu je ξ_r < 0 (platí pro sev. polokouli).
Při popisu proudění a analýze jeho dynamiky v subsynoptickém měřítku je třeba uvažovat všechny tři složky vektoru vorticity. Vertikální složku vektoru vorticity spojenou s rotací v horiz. rovině pak často zkráceně označujeme jako vert. vorticitu; pod označením horiz. vorticita rozumíme výslednici obou horiz. složek vektoru vorticity spojenou s rotací ve vert. rovině. Například produkce horiz. rel. vorticity v důsledku horiz. gradientu vztlaku po obou stranách osy oblasti se sestupným pohybem vzduchu v konvektivním oblaku je podstatná pro vznik velmi nebezpečné rotorové cirkulace na gust frontě.
Pro samotný vývoj konv. oblaku má velký význam horiz. rel. vorticita vzduchu vtékajícího do oblaku a její transformace na vert. rel. vorticitu uvnitř oblaku. V okolí oblaku je horiz. rel. vorticita důsledkem vzájemného působení vertikálního střihu větru a nehomogenního rozložení vztlaku. K transformaci na vert. rel. vorticitu dochází v případě proudové vorticity uprostřed výstupného konvektivního proudu, v případě příčné vorticity po jeho stranách. Tento proces je podstatný pro vznik mezocyklony v supercele. Viz též rovnice vorticity.

Termín byl nejprve zaveden v angličtině a pochází z lat. vortex „vír“ (starší podoby slova vertex, odvozeného od vertere/vortere „otáčet, točit“).

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

křivka na termodynamickém diagramu, vyjadřující vztah mezi dvěma stavovými proměnnými (zpravidla mezi teplotou a tlakem) při adiabatickém ději v nasyceném vzduchu, který může obsahovat i zkondenzovanou vodu v kapalné fázi. Sklon křívky  tedy odpovídá nasyceně adiabatickému teplotnímu gradientu a slabě závisí na množství zkondenzované kapalné vody. Protože teplo potřebné ke změně teploty kapalné vody přítomné v nasyceném vzduchu je velmi malé, je rozdíl mezi nasycenou adiabatou a pseudoadiabatou zanedbatelný. Na termodynamickém diagramu se proto při znázornění adiabatického děje v nasyceném vzduchu používají pseudoadiabaty. V americké terminologii se nasycená adiabata označuje jako vlhká adiabata.

viz klima humidní.

viz klima humidní.

adiabatický teplotní gradient částice nasyceného vzduchu, která může obsahovat i kondenzovanou vodu. Lze jej vyjádřit přibližným vztahem
${\gamma }_s={\left(-\frac{dT}{dz}\right)}_s\cong {\gamma }_d\frac{1+\frac{\mathrm{\&epsi;}{L}_v{e}_w}{R_{d}Tp}}{1+\frac{{\mathrm{\&epsi;}}^2{L}_v^2{e}_w}{c_{pd}{R}_d{T}^{2}p}},$
kde dT je změna teploty, dz změna výšky, γ_d suchoadiabatický teplotní gradient, ε = 0,622 je poměr měrné plynové konstanty suchého vzduchu a měrné plynové konstanty vodní páry, L_v je latentní teplo výparu, R_d měrná plynová konstanta suchého vzduchu, e_w tlak nasycené vodní páry vzhledem k vodě při teplotě T, c_pd měrné teplo suchého vzduchu při konstantním tlaku vzduchu p. Hodnota nasyceně adiabatického teplotního gradientu závisí na teplotě a tlaku vzduchu v rozsahu přibližně od 0,2 do 1,0 K na 100 m výšky. Při teplotě 0 °C a tlaku vzduchu 1 000 hPa nabývá nasyceně adiabatický teplotní gradient hodnoty 0,6 K na 100 m. Přibližný vztah uvedený výše zanedbává množství tepla potřebné ke změně teploty kondenzované vody, a tedy i rozdíl mezi vratným nasyceně adiabatickým gradientem a pseudoadiabatickým teplotním gradientem. Při nasycení nad ledem lze použít stejný vztah, v němž však nahradíme latentní teplo výparu latentním teplem sublimace a použijeme tlak nasycené vodní páry vzhledem k ledu. Někdy se nasyceně adiabatický teplotní gradient chybně označuje jako gradient vlhkoadiabatický (toto označení je obvyklé v amerických textech, v češtině se u nasyceného vzduchu nepoužívá). Viz též adiabata nasycená, Clausiova–Clapeyronova rovnice, děj adiabatický.

vertikální instabilita atmosféry uplatňující se při nasycení vystupující vzduchové částice, pokud hodnota vertikálního teplotního gradientu v dané vrstvě atmosféry leží mezi hodnotami suchoadiabatického a nasyceně adiabatického teplotního gradientu. Sledovaná vrstva je tedy stabilní vzhledem k suchému vzduchu, ale instabilní vzhledem k nasycenému vzduchu, jehož výstup se po dosažení hladiny volné konvekce zrychluje. V klasické Normandově klasifikaci instability (stability) atmosféry má termín podmíněná instabilita odlišný význam. Viz též CAPE.

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

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

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

depozice ve smyslu ukládání atm. příměsi na zemském povrchu, k níž dochází prostřednictvím atmoférických srážek, popř. hmotnost příměsi, která je tímto způsobem uložena na jednotku plochy za jednotku času. Rozlišujeme vertikální mokrou depozici, která vzniká následkem vymývání příměsí padajícími srážkami, a horizontální mokrou depozici, která je spojena s usazenými srážkami. Na rozdíl od suché depozice probíhá mokrá depozice epizodicky.

1. v termodynamice atmosféry vzduch tvořený směsí suchého vzduchu a vodní páry;
2. v obecném smyslu vzduch s vysokou relativní vlhkostí.
Viz též vlhkost vzduchu, vzduch nasycený.

syn. klima humidní.

1. syn. období srážkové;
2. obecné označení časového úseku, během něhož se v určité oblasti vyskytly v porovnání s klimatologickým normálem nebo s jiným obdobím větší úhrny srážek. Uvažovaný časový úsek přitom může trvat jen několik dní, ale i celé geologické období, viz např. pluviál.

jazykovité rozšíření nebo pronikání vlhkého vzduchu do oblasti, ve které je vlhkost vzduchu všeobecně nižší.

obecně vliv jezera nebo jiné rozsáhlé vodní plochy na změnu počasí nad pobřežím a v určité vzdálenosti od pobřeží po směru větru. Podstatný je především vliv na tvorbu sněhu, popř. deště v ovlivňované oblasti.
Fyzikálně jde o důsledek proudění studeného vzduchu nad teplou hladinou vody, při němž se chladný vzduch odspodu ohřívá a labilizuje. Současně roste jeho absolutní vlhkost kvůli výparu z vodní hladiny. Dochází ke konvektivnímu transportu vlhkého vzduchu vzhůru, následné kondenzaci vodní páry a tvorbě oblaků šířících se nad pevninu a produkujících v chladné polovině roku silná sněžení nebo při vyšší teplotě vzduchu dešťové srážky.
Na intenzitu srážkových projevů, které jsou důsledkem jezerního efektu, má vliv řada faktorů.
(a) Velký vert. rozsah instabilní vrstvy zvyšuje intenzitu konvektivních pohybů a vývoj srážek.
(b) Délka dráhy, kterou chladný vzduch urazí nad relativně teplou vodní hladinou, přispívá k jeho ohřevu. Důležitou roli zde hraje i tvar jezera ve vztahu ke směru větru.
(c) Slabý střih větru podporuje vývoj organizovaných oblačných a srážkových pásů. Významnější je vliv vertikálního střihu ve směru větru, jehož vyšší hodnota může zcela znemožnit organizaci pásů.
(d) Vyšší relativní vlhkost vzduchu natékajícího nad jezero zvyšuje účinnost jezerního efektu, tzn. dřívější kondenzaci vodní páry a rychlejší vývoj oblaků a srážek.
(e) Projevy jezerního efektu jsou zvýšeny i výskytem obdobné vodní plochy proti směru natékajícího proudění vzduchu.
(f) Zamrznutí vodní plochy zabraňuje projevům jezerního efektu.
(g) Vhodná konfigurace pole proudění synoptického měřítka, zejména studená advekce vzduchu ve vyšších hladinách a advekce cyklonální vorticity podporují jezerní efekt.
(h) Zvýšená topografie pevniny ve směru proudění podporuje výstupné pohyby vzduchu a jezerní efekt zesiluje.
Známé jsou zejména lokální konvektivní sněhové pásy a sněhové bouře, které se vyskytují v závětří Velkých jezer v Severní Americe. Silná sněžení tohoto typu se však vyskytují v mnoha jiných obdobných lokalitách.

syn. jev Dellingerův – náhlá změna fyz. stavu nižší ionosféry ve výšce 60 až 80 km. Vzniká prudkým zesílením ionizace ionosférické vrstvy D, které je vyvoláno zvětšením ultrafialového záření při chromosférické erupci na Slunci. Projeví se náhlým vymizením příjmu vzdálených krátkovlnných rádiových stanic na polokouli osvětlené Sluncem. Jev trvá několik desítek minut až několik hodin. Uvedenou poruchu poprvé popsal J. H. Dellinger v r. 1935.

syn. ohřev stratosférický náhlý – prudké zvýšení teploty vzduchu ve stratosféře až o 50 °C během několika dnů, k němuž dochází v důsledku významného narušení cirkumpolárního víru prostřednictvím planetárních vln. Náhlé stratosférické oteplení ovlivňuje podmínky v celé stratosféře (nejen v polárních, ale i v rovníkových oblastech), dále v troposféře, mezosféře, a dokonce i v ionosféře.
Rozeznáváme dvě kategorie náhlých stratosférických oteplení. Slabé oteplení se objevuje na severní i jižní polokouli často několikrát během chladného půlroku. Nastává při  časově omezeném zeslabení, nikoli však rozpadu cirkumpolárního víru. Na severní polokouli pak přibližně jednou za dva roky dojde i k tzv. hlavnímu neboli silnému oteplení, jehož klíčovým znakem je na 60° sev. šířky v izobarické hladině 10 hPa (ve výšce asi 33 km) změna zimní západní cirkulace na východní. Cirkumpolární vír se může také rozdělit na dva samostatné víry. Na jižní polokouli je hlavní stratosférické oteplení pozorováno pouze výjimečně (např. v roce 2002), neboť antarktický cirkumpolární vír je oproti arktickému stabilnější díky menšímu vlnovému působení pevnin a hor ve středních a vyšších zeměpisných šířkách jižní polokoule. Po odeznění náhlého stratosférického oteplení se obnovuje zimní západní cirkulace.

Stratosférické oteplení poprvé pozoroval R. Scherhag v Berlíně v r. 1952, odtud zast. označení tohoto jevu jako berlínský fenomén.

syn. oteplení stratosférické náhlé.

projev monzunové cirkulace ve vyšších zeměp. šířkách. Je charakteristický pro vých. části pevnin, přičemž nejlépe je vyvinut ve vých. Asii, kde se zimní monzun na vých. straně sibiřské anticyklony střídá s letním monzunem v týlu havajské anticyklony. Viz též monzun tropický.

cyklona, která se vyskytuje v mírných nebo vysokých zeměp. šířkách. Mimotropické cyklony jsou často ztotožňovány pouze s postupujícími frontálními cyklonami. Viz též cyklona tropická.

nevh. označení pro mimotropickou cyklonu.

tryskové proudění, které je vázáno na polární i arkt. planetární výškovou frontální zónu. Dělí se na tryskové proudění mírných šířek a tryskové proudění arktické. Mimotropické tryskové proudění se vyznačuje velkou proměnlivostí zeměp. polohy i rychlostí. Typickým znakem je velká meandrovitost tohoto proudění, hlavně v mírných šířkách. Viz též proudění tryskové subtropické.

ve stavebně tech. praxi označení pro teplotu vzduchu, měřenou na meteorologické stanici, které se užívá pro odlišení od teploty uvnitř budov nebo místností.

syn. bouřka uvnitř vzduchové hmoty.

syn. bouřka nefrontální – bouřka, která se vyskytuje v souvislosti s vývojem srážkových konvektivních oblaků druhu Cb v instabilní vzduchové hmotě bez vazby na atmosférické fronty. Vzniká zejména následkem termické konvekce v místech příznivých pro rychlé oteplování velkých objemů vzduchu.

oblaky uvnitř vzduchové hmoty, jejichž vznik a vývoj nesouvisí s procesy na atmosférických frontách. V instabilní vzduchové hmotě se vyvíjejí především konvektivní oblaky, ve stabilní vzduchové hmotě spíše oblaky vrstevnaté.

mlha vznikající mimo oblasti atmosférických front. Patří k ní např. mlha radiační, advekční a svahová. Viz též klasifikace mlh Willettova, mlha frontální.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity uvnitř téhož oblaku.

(ITCZ) – vnitřní pásmo rovníkové deprese, které odděluje pasáty sev. a již. polokoule, takže tvoří bariéru energ. výměny mezi polokoulemi. V částech ITCZ dochází ke konvergenci pasátů, která zde způsobuje výstupné pohyby vzduchu, tvorbu konvektivních oblaků a tropických dešťů. ITCZ mívá rozsah přes několik šířkových stupňů, přičemž může mít i složitější strukturu s rovníkovými tišinami nebo pásmem rovníkových západních větrů. Prům. roční poloha ITCZ je vyjádřena meteorologickým rovníkem, sezonní pohyb souvisí s pohybem termického rovníku, který nad oceány přibližně odpovídá prům. poloze ITCZ v dané fázi roku. V případě pevnin s výraznou monzunovou cirkulací proniká ITCZ podstatně dále od geogr. rovníku, takže v podstatě splývá s rozhraním mezi ekvatoriálním a tropickým vzduchem (např. v oblasti Indického poloostrova); odtud nevhodné označení ITCZ jako intertropické fronty.

syn. fronta tropická – nevhodné označení pro intertropickou zónu konvergence, a to především tam, kde ekvatoriální vzduch proniká daleko od geogr. rovníku v souvislosti s monzunovou cirkulací.

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

nejvíce zastoupená chemická sloučenina v atmosféře Země, která se však na hmotnosti atmosféry podílí jen z cca 0,25 %. Voda v atmosféře je považována i za součást hydrosféry, na jejíž hmotnosti se podílí dokonce méně než 0,001 %. Voda se v atmosféře vyskytuje především jako vodní pára, dále pak i v ostatních dvou skupenstvích, tzn. jako kapalná voda a led ve formě oblačných a srážkových částic. Mezi skupenstvími dochází k fázovým přechodům, viz výpar a mrznutí kapalné vody, kondenzace vodní páry a její depozice, tání sněhu nebo ledu a jeho sublimace.
V kapalném skupenství by veškerá voda z atmosféry měla objem 1,3.10¹³ m³, což by na zemském povrchu představovalo vrstvu o výšce cca 25 mm. Voda je ovšem v atmosféře Země rozdělena velmi nerovnoměrně. Vlhkost vzduchu prudce klesá s nadmořskou výškou a v průměru i se zeměpisnou šířkou, takže je voda soustředěna z velké většiny jen v troposféře. Voda v atmosféře se významně podílí na hydrologickém cyklu a pomáhá kompenzovat nerovnováhu bilance záření v celé škále měřítek od lokálního po globální. Viz též voda přechlazená, vzduch vlhký, mikrofyzika oblaků a srážek.

úhrnná hmotnost vodních kapek v jednotce objemu oblaku, popř. mlhy. Vyjadřuje se v kg.m^–3 nebo tradičně v g.m^–3. V odborné literatuře se setkáváme s užitím zkratky LWC (z angl. Liquid Water Content). Viz obsah oblaku vodní, obsah vodní ledový.

úhrnná hmotnost kapalných a tuhých částic vody v jednotce objemu oblaku, popř. mlhy. Vyjadřuje se v kg.m^–3 nebo tradičně v g.m^–3. V odborné literatuře se setkáváme s užitím zkratky CWC (z angl. Cloud Water Content). Viz obsah vodní kapalný, obsah vodní ledový.

vztah mezi příjmem, výdejem a změnou zásob vody za dané období v určité oblasti (povodí, kontinentu apod.) nebo ve vodním útvaru, které nastávají v důsledku hydrologického cyklu. Příjem je zajišťován srážkami, případně přítokem vody. Výdej vody nastává prostřednictvím výparu a zpravidla i odtoku, pokud se nejedná o bezodtokou oblast nebo vodní nádrž. Nerovnováha mezi příjmem a výdejem vody se projeví změnou zásob vody ve vodních tocích a nádržích i pod zemským povrchem (půdní vody a podzemní vody); při určování dlouhodobé hydrologické bilance je možné tento člen zanedbat. Především v případě sněžení nebo malé intenzity srážek může být hydrologická bilance významně ovlivněna intercepcí srážek. Rovnice hydrologické bilance je využívána mj. pro stanovení skutečného výparu.

syn. bilance půdní vody.

syn. bilance vláhová – hydrologická bilance určitého půdního profilu. Příjem půdní vody je realizován především infiltrací části vody z padajících i usazených srážek, zmenšených o intercepci srážek, dále vzlínáním podzemní vody, jejím bočním přítokem a doplňováním vodní páry, která v půdě kondenzovala. K výdeji půdní vody dochází prostřednictvím výparu včetně transpirace rostlin a odtokem, především podpovrchovým.

výška vodní vrstvy, která vznikne rozpuštěním sněhové pokrývky, resp. její hmotnost, vztažená na jednotku plochy. Vodní hodnota sněhové pokrývky se udává v mm vodního sloupce nebo v kg.m^–2. Pro zatížení stavebních konstrukcí se používají jednotky kg.m^—2 nebo kPa. Viz též sněhoměr.

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.

geomorfologický útvar, kterým vede orografická rozvodnice.

území ohraničené rozvodnicí, z něhož veškerý odtok směřuje do společného profilu vodního toku, popř. jiného hydrologického útvaru.

pyrheliometr využívající k měření přímého slunečního záření přírůstek teploty známého objemu vody protékající přístrojem. Vodní pyrheliometr zkonstruovaný C. G. Abbotem byl standardním pyrheliometrem pro Smithsonskou mezinárodní pyrheliometrickou stupnici.

syn. oblak kapalný – oblak složený výlučně z vodních kapek bez přítomnosti ledových částic. Může se jednat o oblak teplý nebo oblak přechlazený.

voda v plynném skupenství. V atmosféře je vodní pára obsažena ve velmi proměnném množství; u zemského povrchu v průměru od 0 do 3 % objemu. S výškou obsah vodní páry v atmosféře velmi rychle ubývá. Při vhodných podmínkách vodní pára kondenzuje a vytváří oblaky, popř. hydrometeory. Vodní pára intenzivně pohlcuje a vyzařuje dlouhovlnné záření, a je proto významná pro radiační režim atmosféry, v rozhodující míře se podílí na skleníkovém efektu atmosféry. Viz též atmosféra Země, vzduch nasycený, vzduch vlhký, kondenzace vodní páry, okno atmosférické, tlak vodní páry.

tromba, nejčastěji ve formě nemezocyklonálního tornáda, která se vyskytuje nad vodní plochou. Vzhledem k nasávání vlhkého vzduchu od vodní hladiny může být vodní smršť snáze zvýrazněna po celé délce zkondenzovanými kapičkami vody. Může se vyskytnout nejen pod základnou oblaku Cb, nýbrž i pod Cu con. Hovorově se pro vodní smršť používá i angl. označení waterspout (v mužském rodě).

nezáměrné i cílené působení člověka na různé složky klimatického systému, které vede ke změně klimatu v určitém prostorovém měřítku a potažmo ke změnám životního prostředí. Častěji je ovlivňování klimatu negativním a nechtěným důsledkem rozvoje lidských aktivit, které mohou vést např. k dílčím změnám aktivního povrchu či chemického složení atmosféry Země kvůli vypouštění exhalací apod. Jen v menší míře jsou prováděna cílená opatření směřující ke zlepšení klimatu, a to především v měřítku mikroklimatu, popř. místního klimatu, např. výsadba větrolamů, závlahy, zvětšování vodních ploch, zvětšování ventilace aj. Viz též faktory klimatotvorné antropogenní, klima městské, znečišťování ovzduší.

syn. modifikace oblaků – zásah do vývoje oblaku, který vede k rozpadu oblaku, nebo k urychlení jeho vývoje a vzniku srážek, či k potlačení vývoje krup. Viz též infekce oblaků umělá, ochrana před krupobitím.

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

1. směs plynů tvořících atmosféru Země. Podle množství vodní páry rozlišujeme vzduch suchý a vlhký, popř. nasycený, v hlediska přítomnosti atmosférických příměsí dále vzduch čistý a znečištěný.
2. zkrácené označení pro vzduchovou hmotu podle geografické nebo termodynamické klasifikace vzduchových hmot;
3. syn. slova atmosféra v některých souslovích, např. suchý a čistý vzduch ve smyslu suchá a čistá atmosféra.

Slovo zavedl v době národního obrození čes. filolog J. Jungmann (1773-1847), přejal je z rus. воздух [vózduch] téhož významu.

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

množství vzduchu v troposféře, souměřitelné co do plošných rozměrů s velkými plochami moří a pevnin, které má zhruba stejné vlastnosti a pohybuje se ve směru všeobecné cirkulace atmosféry. Vzduchová hmota vzniká v ohnisku, tedy oblasti, kde přijímá své charakteristické vlastnosti. Pro vznik vzduchové hmoty je důležitá cirkulační soustava, která zaručuje, že vzduch v dané oblasti setrvá dostatečně dlouho, aby vertikální gradient teploty a rozdělení vlhkosti dosáhly rovnovážného stavu se svým podkladem. Při pohybu dochází k transformaci vzduchové hmoty. Uvnitř vzduchové hmoty jsou prostorové změny meteorologických prvků pomalé a spojité, zatímco na rozhraní se sousední vzduchovou hmotou se mění prudce. Na rozhraní vzduchových hmot leží většinou atmosférická fronta, případně vlhkostní rozhraní. V rámci klasifikace vzduchových hmot se určitá vzduchová hmota může stručně označovat i jako „vzduch" s blíže určujícím přídavným jménem. Viz též vlastnosti vzduchových hmot konzervativní, homology vzduchových hmot.

v meteorologii označení pro modelový objem vzduchu, o němž předpokládáme, že:
a) je dostatečně velký, takže jeho stav lze popsat hodnotami makroskopických proměnných;
b) je dostatečně malý, aby při svém pohybu nevyvolával kompenzační pohyby v okolním vzduchu.
Uvnitř vzduchové částice tedy neuvažujeme prostorové změny makroskopických proměnných (teploty, tlaku, hustoty a vlhkosti vzduchu, koncentrace znečištění apod.). Pojem vzduchová částice využíváme hlavně při modelování procesů spojených s pohybem vzduchu, zejména se změnou stavových proměnných při vertikálních pohybech. Viz též metoda částice.

v letecké terminologii zastaralý a nevhodný název pro intenzívní sestupné pohyby působené termickou i mechanickou turbulencí zejména nad členitým terénem.

syn. plankton atmosférický.

Termín byl zaveden v r. 1912 v němčině; vznikl přidáním předpony aero- (z řec. ἀήρ [aér] „vzduch“) k pojmu plankton (z řec. πλαγκτός [planktos] „bloudící, zmatený“).

aeroplankton – mikroorganismy a jejich části udržující se poměrně dlouho ve vzduchu a tvořící součást atmosférického aerosolu. Hlavními složkami atmosférického planktonu jsou pylová zrna, viry, bakterie, řasy, plísně, spory, výtrusy, mikroskopičtí živočichové apod. Koncentrace a složení atmosférického planktonu se mění s denní i roč. dobou, s charakterem krajiny a značně závisí na počasí.

celkové množství vody, které se může vypařit z půdy (výpar z půdy) a vegetačního krytu (transpirace rostlin) při nasycení půdy vodou nebo při sněhové pokrývce. V přírodních podmínkách potenciální evapotranspirace zpravidla převyšuje evapotranspiraci aktuální. Pojem zavedl C. W. Thornthwaite (1948), který potenciální evapotranspiraci využíval k vyjádření humidity klimatu.

viz též vlny.

méně vhodné označení pro vlnové proudění za horskou překážkou.

syn. vlna veder.

teplotní vlna způsobená přílivem teplého vzduchu do rel. chladnější oblasti. Ve stř. Evropě nastupují teplé vlny v teplém pololetí zpravidla od východu až jihozápadu, souvisejí s anticyklonálním počasím a mají tudíž sušší ráz. V chladném pololetí nastupují středoevropské teplé vlny nejčastěji ze záp. nebo již. kvadrantu a mívají vlhčí ráz. Oproti studeným vlnám nastupují teplé vlny pozvolněji, často však končí prudkým poklesem teploty vzduchu po přechodu studené fronty. Z hlediska agrometeorologie jsou obzvlášť rizikové teplé vlny na počátku jara, kdy mohou jako tzv. "false starts" způsobit nástup fenologické fáze kvetení, během níž teplou vlnu vystřídá vlna studená. Z hlediska biometeorologie jsou obzvlášť rizikové teplé vlny v nejteplejší části roku, ve stř. zeměp. šířkách označované jako vlny veder. Viz též oteplení advekční.

syn. vlna horká – teplá vlna v nejteplejší části roku, při níž teplota vzduchu dosahuje obzvlášť vysokých hodnot, které přesahují stanovenou prahovou hodnotu zvolené charakteristiky. K vymezení vlny veder se nejčastěji využívají denní maxima teploty vzduchu, přičemž prahová hodnota může být dána absolutně (v Česku zpravidla hranice pro tropický den 30 °C), nebo relativně vůči statistickému rozdělení hodnot této veličiny (např. 95 % percentil). Kvůli lepšímu vyjádření vlivu na lidský organizmus jsou někdy vlny veder vymezovány pomocí denních minim teploty vzduchu nebo některého indexu vyjadřujícího pocitovou teplotu, která kromě vedra zohledňuje i pocit dusna. Během vln veder prudce roste mortalita, proto patří mezi významná povětrnostní ohrožení.
Ve stř. Evropě bývají vlny veder podmíněny advekcí tropického vzduchu do nitra pevniny v kombinaci s intenzívním radiačním ohříváním zemského povrchu a subsidencí vzduchu v týlové části anticyklon. V případě souběhu vlny veder s nahodilých suchem dochází k zesilování obou jevů jejich vzájemnou kladnou zpětnou vazbou. Počet, délka a intenzita vln veder patří mezi významné ukazatele změn klimatu. Viz též oteplování advekční, dny psí.

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

teplotní vlna způsobená vpádem studeného vzduchu do rel. teplejší oblasti. Ve stř. Evropě nastupují studené vlny v teplém pololetí nejčastěji od severozápadu až severu a mají vlhčí ráz, v chladném pololetí od severu až jihovýchodu a provází je spíše suché počasí; období silných mrazů jsou pak spojena s anticyklonálním počasím a advekcí pevninského vzduchu z východního sektoru. Oproti teplým vlnám mívají studené vlny rychlejší nástup a odeznívají pomaleji. Obvlášť rizikové jsou studené vlny na jaře, pokud se dostaví během fenologické fáze kvetení po předchozím teplém období, zvaném v odb. slangu "false start". Viz též ochlazování advekční, den ledový, den arktický.

oblak, jehož vznik nebo vývoj je podmíněn vlnovou deformací proudění. Příčinou vývoje vlnových oblaků může být proudění přes horské hřebeny, orientované přibližně kolmo na směr proudění. Je-li vzduch dostatečně vlhký, tvoří se vlnová oblačnost na závětrné straně hřebene, často v řadách rovnoběžných s hřebenem, a to do vzdáleností až několika desítek km. V Krkonoších se oblak nad vrcholem hřebenu nazýval v místním něm. nářečí moazagotl. Vlnové oblaky mohou vzniknout i ve volné atmosféře ve vrcholech vln na rozhraní vzduchových vrstev s rozdílným vektorem větru nebo s různým vertikálním teplotním gradientem. Tyto vlnové oblaky se často vyskytují před studenou frontou. Viz též oblak stacionární, proudění vlnové, vlny Helmholtzovy.

(un) [undulátus] – jedna z odrůd oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Označuje menší nebo větší skupiny, popř. vrstvy oblaků, které jsou uspořádány do vln. Takové vlny se mohou vyskytovat buď v poměrně celistvé oblačné vrstvě nebo u oblaků složených z jednotlivých oblačných částí, které spolu mohou souviset, nebo mohou být navzájem oddělené. Mnohdy lze pozorovat i dvojitý systém vln. Vyskytuje se u druhů cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratocumulus a stratus. Viz též oblak vlnový.

Termín zavedl v r. 1896 amer. meteorolog H. Clayton. Byl přejat z lat. undulatus „zvlněný“ (od undula „vlnka“, zdrobněliny slova unda „vlna“).

teorie vycházející z předpokladu, že cyklona vzniká vlivem vlnových pohybů na frontální ploše. Vznikla na základě synop. praxe norské meteorologické školy vedené V. Bjerknesem, která určila stadia vývoje cyklony. Nejjednodušší představa vzniku vlny na frontální ploše, a tím nové cyklony, byla spojována s přiblížením se staré cyklony k polární frontě. Mat. zdůvodnění vlnové teorie cyklogeneze publikovali v r. 1933 V. Bjerknes a H. Solberg.

oblak, jehož vznik nebo vývoj je podmíněn vlnovou deformací proudění. Příčinou vývoje vlnových oblaků může být proudění přes horské hřebeny, orientované přibližně kolmo na směr proudění. Je-li vzduch dostatečně vlhký, tvoří se vlnová oblačnost na závětrné straně hřebene, často v řadách rovnoběžných s hřebenem, a to do vzdáleností až několika desítek km. V Krkonoších se oblak nad vrcholem hřebenu nazýval v místním něm. nářečí moazagotl. Vlnové oblaky mohou vzniknout i ve volné atmosféře ve vrcholech vln na rozhraní vzduchových vrstev s rozdílným vektorem větru nebo s různým vertikálním teplotním gradientem. Tyto vlnové oblaky se často vyskytují před studenou frontou. Viz též oblak stacionární, proudění vlnové, vlny Helmholtzovy.

pomalu se pohybující frontální rozhraní, obvykle ležící v úzké brázdě nízkého tlaku vzduchu nebo v oblasti, kde izobary protínají frontu pod malým úhlem. Na tomto rozhraní se vlivem dynamických, řidčeji orografických příčin tvoří vlny. Nejčastěji se přitom určitý úsek studené fronty mění vlivem změněných cirkulačních podmínek na teplou frontu. V tomto případě mluvíme o zvlněné studené frontě. Vzácně můžeme pozorovat vlny na teplé frontě, přičemž určitý úsek teplé fronty přijímá charakter studené fronty, a potom mluvíme o zvlněné teplé frontě. Trvají-li podmínky cyklogeneze dostatečně dlouho, tvoří se na vrcholu frontální vlny nová cyklona. Viz též brázda tvaru V.

proudění vzduchu interagující především v závětří hor s gravitačními vlnami, které je vázáno na vert. mohutnou vrstvu vzduchu se stabilním teplotním zvrstvením. Rychlost větru v ní obvykle převyšuje ve výšce horského hřebene 10 m.s^–1 a roste s výškou. Na závětrné straně horské překážky vzniká vlnová deformace proudění v podobě stojatých vln, pod jejichž vrchy se vyskytují dva až tři rotory přibližně ve výšce horského hřebene. Vzdálenost prvního rotoru od překážky a vzájemná vzdálenost vírů roste s rychlostí proudění a klesá se zvětšující se stabilitou teplotního zvrstvení. Podle J. Förchtgotta je tato vzdálenost zhruba rovna desetinásobku rel. převýšení závětrné strany horské překážky. Doprovodná silná až extrémní turbulence je vázána především na oblasti rotorů, které jsou při dostatečné vlhkosti vzduchu vyjádřeny oblaky cumulus fractus. Vert. složka rychlosti proudění vzduchu může dosahovat 10 až 25 m.s^–1. Při vhodném teplotním zvrstvení, příznivém profilu větru a dostatečné rel. výšce horské překážky může zóna vlnové deformace proudění zasahovat až do horní troposféry, popř. i do stratosféry, jak např. dokládá tragický let Švéda. K. E. Ovgarda na bezmotorovém letadle do výšky nad 16 000 m nad Sierrou Nevadou v prosinci 1951. Typickým jevem spojeným s vlnovým prouděním jsou vlnové oblaky tvaru lenticularis. Pro vlnové proudění se v letecké (plachtařské) meteorologii často používá označení závětrné vlny nebo horská vlna.

jeden z tvarů kouřové vlečky, jenž je charakteristický hadovitým vzhledem vlečky ve vert. řezu. Je nejčastěji způsoben vert. konv. proudy a velkými turbulentnímí víry, zejména při instabilním zvrstvení vzduchu a při slabém až mírném horiz. proudění. U zdrojů znečišťování ovzduší se silným termickým vznosem kouřové vlečky se vyskytuje jen sporadicky.

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

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

vlnové poruchy v zonálním západo-východním přenosu vzduchových hmot v mírných zeměp. š.; projevují se ve výškovém tlakovém poli vytvářením hřebenů vysokého tlaku a brázd nízkého tlaku vzduchu. Izohypsy na výškových mapách pak nabývají podoby vln o délce několika tisíců km. Kolem zeměkoule se tvoří současně několik, zpravidla 3 až 6 těchto vln, označovaných původně jako dlouhé vlny. Jejich vlastnosti popsal v r. 1939 C. G. Rossby, který za určitých zjednodušujících předpokladů odvodil vzorec pro rychlost c postupu těchto vln:
$c=v-\frac{\beta l^2}{4{\pi }^2},$
kde v je rychlost záp. zonálního proudění, β Rossbyho parametr a l délka vlny. Je-li c < 0, pohybují se Rossbyho vlny od východu na západ, čili retrográdně. V praxi však takový pohyb nebývá pozorován, jedná se spíše o důsledek použitých zjednodušujících předpokladů. Teorie Rossbyho vln sehrála v historickém vývoji meteorologie velkou roli při rozvíjení znalostí o cirkulaci atmosféry a ve vztahu k rozvoji numerických modelů předpovědi počasí.

(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“).

(cap) [kapilátus] – jeden z tvarů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Charakterizuje cumulonimbus (Cb), jehož horní část má zřetelně patrnou řasnatou, vláknitou nebo žebrovitou strukturu cirrů v podobě kovadliny, chocholu nebo obrovské více méně neuspořádané kštice. Při vývoji Cb cap se obvykle vyskytují přeháňky, přívalové deště a bouřky doprovázené často dalšími nebezpečnými jevy spojenými s konvektivními bouřemi; často je možno pozorovat srážkové pruhy virga. Vyskytuje se pouze u oblaků druhu Cb.

Termín byl zaveden v r. 1926. Je přejat z lat. capillatus „dlouhovlasý, vláknitý, vlasatý“ (z capillus „vlas“, srov. kapilára); jeho původ odkazuje na přítomnost řasnaté struktury oblaku, která připomíná vlasy.

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

viz tromba.

starší označení pro kondenzační chobot, viz tromba.

trychtýř tropopauzy výrazné snížení tropopauzy tvarem připomínající nálevku, které vzniká nad hlubokou a málo pohyblivou cyklonou. Jedná se o proces, kdy se stratosférický vzduch dostává do troposféry. Obvykle se část tohoto vzduchu vrací do stratosféry a část zůstává v troposféře. Důležitý proces výměny plynů mezi dolní stratosférou a troposférou.

viz tromba.

(arc) – jedna ze zvláštností oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Arc může mít vzhled horizontálního oblačného válce zcela odděleného od ostatní oblačnosti konvektivní bouře, na níž vzniká – pak se označuje jako roll cloud, nebo protáhlého pásu oblačnosti klínovitého tvaru víceméně spojeného se spodní základnou bouřkovéch oblaků - pak se označuje jako shelf cloud. Vyskytuje se u druhu Cb, výjimečně též u Cu con, kde zviditelňuje čelo výtoku studeného vzduchu. Jeho délka se pohybuje od několika set metrů do několika desítek kilometrů. Přechod arc přes místo pozorování je zpravidla provázen zesílením a zvýšenou nárazovitostí větru v přízemní vrstvě, případně nástupem intenzivních srážek. Viz též gust fronta.

Termín byl přejat z lat. arcus „luk, oblouk“ (srov. arkáda). V klasické i pozdější latině se slovo používalo též ve významu „duha“, ten se však v klasifikaci oblaků neobjevuje.

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

syn. výstup vzduchu – vertikální pohyb vzduchu s vertikální složkou směřující vzhůru. Mezi takové pohyby vzduchu patří zejména:
a) pohyby vzduchu ve výstupných konvektivních proudech, jejichž rychlost může nabývat hodnot řádu až 10¹ m.s^–1;
b) vynucené výstupné pohyby v cykloně nebo brázdě nízkého tlaku vzduchu, k nimž dochází následkem konvergentního proudění v nižších hladinách; dosahují rychlosti řádově pouze 10^–2 m.s^–1, avšak vyskytují se nad rozsáhlými oblastmi a mohou trvat několik dnů;
c) výkluzné pohyby teplého vzduchu na anafrontách;
d) výstupné pohyby související s vlivem orografie na pole větru, v první řadě při přetékání horských hřebenů na jejich návětří, dále však i v jejich závětří, např. při vlnovém nebo vírovém proudění;
e) výstupné pohyby na zvlněné spodní hranici vrstvy s inverzí teploty vzduchu.

výstupný pohyb teplého vzduchu na anafrontě. Tyto pohyby jsou typické zejména pro teplé fronty při nasouvání teplé vzduchové hmoty nad studený vzduch. Setkáváme se s nimi i u studených front prvého druhu, zatímco na studených frontách druhého druhu se mohou vyskytovat pouze v nižších hladinách. Ve vyšších partiích je studená fronta druhého druhu vždy katafrontou.

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

postupná prostorová změna směru větru ve vert. nebo horiz. směru (vertikální nebo horizontální střih větru). Analogicky se jako stáčení větru označují i postupné časové změny směru větru v daném místě. Viz též stočení větru.

1. vert. stáčení větru působené v mezní vrstvě atmosféry poklesem velikosti síly tření s výškou. Při zemském povrchu se směr větru odklání od izobar do strany s nižším atm. tlakem o určitý úhel, jehož velikost se v našich podmínkách nejčastěji pohybuje kolem 30° a poněkud roste s drsností zemského povrchu, se zvětšující se stabilitou teplotního zvrstvení a s klesající zeměp. šířkou. S rostoucí výškou se pak vítr postupně stáčí přibližně do směru geostrofického větru, což lze za určitých zjednodušujících předpokladů modelově vyjádřit pomocí Taylorovy spirály;
2. horiz. stáčení větru v mezní vrstvě atmosféry působené tím, že při růstu nebo poklesu drsnosti zemského povrchu ve směru proudění vzduchu se zvětšuje nebo zmenšuje odklon přízemního větru od směru izobar. Na sev. polokouli se proudění stáčí v případě rostoucí drsnosti vlevo, při jejím poklesu ve směru proudění vpravo. Na již. polokouli je tomu opačně.

padající srážky, které během poslední hodiny před termínem pozorování byly přerušovány, neměly však charakter přeháněk.

viz srážky občasné.

syn. poločas srážkový – jeden z indexů kontinentality, který navrhl B. Hrudička (1933) k vyjádření ombrické kontinentality klimatu. Je to počet dní od počátku teplého pololetí (na sev. polokouli od 1. dubna), během kterých spadne polovina roč. srážkového úhrnu. Počítá se z prům. měs. úhrnů srážek, přičemž úhrn za měsíc, v němž je polovina překročena, se rozdělí do jednotlivých dní. V kontinentálním klimatu je doba polovičních srážek kratší oproti oblastem, kde dominuje oceánita klimatu. V členitém terénu se v době polovičních srážek odrážejí i návětrné a závětrné efekty.

vydávání informací o výskytu mimořádně vysokých imisí škodlivin v určité oblasti, které se provádí na základě pravidel uvedených v zákoně č. 201/2012 Sb. o ochraně ovzduší. Infomace jsou podkladem pro pasivní nebo aktivní nouzová opatření, jakými jsou např. zdravotní doporučení skupinám citlivých osob, regulace emisí, nebo zvýšení teploty exhalací, a tím i vznosu kouřové vlečky. Od roku 2018 se pro distribuci zpráv o vyhlášení smogové situace, varování nebo regulace v rámci SVRS též používá všeobecný výstražný protokol (CAP). Viz též smog.

(WCP z angl. World Climate Program) – jeden z mnoha mezin. programů spolupráce a činnosti v oboru meteorologie a klimatologie, koordinovaný Světovou meteorologickou organizací. Jeho hlavním cílem je sledování a studium přirozených a antropogenních změn klimatu Země. Program se skládá ze čtyř součástí:
a) programu klimatologických dat, který má zabezpečit spolehlivé vstupní údaje pro potřeby Světového klimatického programu;
b) programu aplikací klimatologických dat zabývajícího se zpracováním a poskytováním údajů účelově zaměřených na nejdůležitější obory lidské činnosti;
c) programu studia vlivu klimatu a jeho změn na přírodní prostředí a socioekonomické faktory;
d) programu výzkumu klimatu světa zabývajícího se klimatem oblastí a jeho trendy, modelováním a klimatickými změnami.
Od roku 2009 je Světový klimatický program (WCP) postupně doplňován Celosvětovým rámcem pro klimatické služby (Global Framework for Climate Services – GFCS). Práce v rámci Světového klimatického programu byly zahájeny v roce 1980. Viz též modely klimatu, monitorování.

(WMO) – specializovaná mezinárodní organizace členských států OSN, která má za úkol:
a) podporovat ve světovém měřítku spolupráci při výstavbě meteorologických staničních sítí a napomáhat zřizování a provozu meteorologických center poskytujících meteorologickou službu;
b) podporovat výstavbu a provoz systému pro rychlou výměnu meteorologických informací;
c) podněcovat standardizaci meteorologického pozorování a zabezpečovat jednotnou publicitu meteorologických a klimatologických dat a informací;
d) podporovat aplikace meteorologie a klimatologie v oboru letectví, námořní plavby, vodního hospodářství, zemědělství a v dalších oborech lidské činnosti;
e) koordinovat poskytování meteorologických, klimatologických, ale i hydrologických služeb a informací pro snižování nebezpečí hydrometeorologických katastrof (povodní, vln veder, tropických cyklon, tsunami, sucha aj.);
f) podněcovat výzkum a výchovu v meteorologii, klimatologii a hydrologii.
Nejvyšším orgánem WMO je kongres (Cg), který se schází jednou za 4 roky. Mezi zasedáními kongresu řídí činnost WMO výkonná rada (EC), tvořená předsedou a místopředsedy WMO, šesti předsedy oblastních sdružení a 14 zvolenými řediteli met. služeb. Oblastní sdružení přenáší usnesení kongresu a agendu výkonné rady do zóny své odpovědnosti, v níž rovněž projednává všeobecné odborné otázky a koordinuje návazné činnosti. Pro celosvětové studium problémů ve vybraných oblastech meteorologie, klimatologie a hydrologie ustavuje kongres technické komise WMO, které mu předkládají doporučení. Administrativní, organizační a publikační úkoly WMO plní sekretariát se sídlem v Ženevě, v jehož čele je generální sekretář. Činnost WMO je financována z příspěvků členských států.
Česká republika je členem WMO od roku 1993. Československo bylo jedním z 22 zakládajících států WMO, když pověřený zástupce prof. dr. Alois Gregor podepsal 11. října 1947 ve Washingtonu „Dohodu o Světové meteorologické organizaci“, která nabyla účinnosti po ratifikaci dne 23. března 1950 (od r. 1961 se 23. březen slaví jako Světový meteorologický den). Viz též pravidla technická WMO, Mezinárodní sdružení pro meteorologii a atmosférické vědy (IAMAS).

viz Světová služba počasí.

(WWW, z angl. World Weather Watch) – celosvětový met. systém založený v roce 1963, v rámci kterého členské státy Světové meteorologické organizace koordinují zavádění standardních metod měření, telekomunikačních procedur a prezentace pozorovaných a zpracovaných dat. Jeho cílem je zabezpečit pro všechny členské státy WMO dostupnost met. informací nutných pro operativní nebo výzkumné účely. Hlavními složkami Světové služby počasí jsou Globální pozorovací systém, Globální systém pro zpracování dat a předpovědi a Globální telekomunikační systém. Do agendy Světové služby počasí patří také koordinace rádiových frekvencí, správa dat WMO, spolupráce v oblasti meteorologických přístrojů a pozorovacích metod, problematika tropických cyklon, polární meteorologie a systém opatření pro krizové situace.

viz Světový meteorologický den.

23. březen, tj. výroční den, v němž v roce 1950 nabyla účinnosti Dohoda o Světové meteorologické organizaci, která je zakládací listinou této organizace. V tento den všechny met. instituce v členských státech Světové meteorologické organizace propagují na veřejnosti svůj obor v kampani, kterou tématicky řídí Světová meteorologická organizace pod každoročně obměňovaným meteorologicky zaměřeným heslem.

(WMC, z angl. World Meteorological Center) – jedna ze složek Globálního systému pro zpracování dat a předpovědi. Světové meteorologické centrum plní funkce tohoto systému na globální úrovni ve spolupráci s regionálními specializovanými meteorologickými centry a národními meteorologickými centry. Světová meteorologická centra jsou v Melbourne, Moskvě a Washingtonu.

(WAFC, z angl. World Area Forecast Centre) – meteorologické centrum určené k přípravě a vydávání předpovědí význačného počasí a výškových předpovědí v digitální formě, v celosvětovém měřítku přímo smluvním státům příslušnými telekomunikačními prostředky letecké pevné sítě. V současnosti existují dvě světová oblastní předpovědní centra – v Exeteru (UK) pro východní polokouli a ve Washingtonu (US) pro západní polokouli.

letový provoz bez ohledu na nevhodné povětrnostní podmínky (All weather operations, zkr. AWO). K provozu za každého počasí se vztahují tzv. letištní provozní minima (kategorie ICAO):
I. kategorii představuje úroveň zabezpečení, která umožňuje provoz při hodnotách dráhové dohlednosti (VIS) ne méně než 800 m nebo RVR ne méně než 550 m a výšce základny význačné oblačnosti (výšce rozhodnutí, DH-decision height) ne nižší než 200 FT (60 m).
II. kategorie umožňuje provoz při hodnotách DH nižších než 200 FT, ale ne nižších než 100 FT (30 m) a RVR ne nižší než 300 m.
IIIa kategorii odpovídá dráhová dohlednost ne nižší než 175 m a DH nižší než 100 FT, nebo bez stanovené DH, IIIb kategorii odpovídá dráhová dohlednost nižší než 175 m, ale ne méně než 50 m a DH nižší než 50 FT (15 m) nebo bez stanovené DH a IIIc kategorií je provoz za každého počasí tj. bez stanoveného limitu pro DH a RVR.
V ČR je letiště Václava Havla Praha letištěm CAT IIIb a letiště Ostrava Mošnov CAT II. Letiště Karlovy Vary a Brno Tuřany letišti CAT I. Viz též let s použitím přístrojů, let za ztížených meteorologických podmínek.

meteorologická stanice na pohybující se lodi, která je vybavena jen základními met. přístroji, často bez certifikace, a předává na vyžádání z určité oblasti nebo za určitých povětrnostních podmínek kódované zprávy o met. pozorováních nebo informace v otevřené řeči.

přízemní meteorologická stanice na pevnině, která provádí met. měření a pozorování sloužící k doplnění údajů zákl. sítě met. stanic. Zprávy těchto stanic se operativně soustřeďují v národním met. centru, avšak pro mezinárodní výměnu se nepoužívají. Stanice nemusí mít nepřetržitý provoz.

vítr vanoucí proti směru pohybu letadla, lodi apod. Z met. hlediska nemá charakter odb. termínu. Viz též vítr boční, vítr zádový.

viz tropopauza konvenční.

řidčeji používané syn. intruze (průnik) suchého vzduchu.

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

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

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

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

cyklona, která se formuje v blízkosti a ve spojitosti s řídicí cyklonou. Jedná se o nevelký útvar, který se zpravidla vyskytuje na již. okraji řídicí cyklony, pohybující se obvykle kolem ní ve směru cyklonální cirkulace. Podružná cyklona vzniká často na studené frontě spojené s řídicí cyklonou nebo i se starší podružnou cyklonou, jak je tomu v případě série cyklon. V Evropě se podružná cyklona typicky formuje např. nad Baltským mořem, pokud řídicí cyklona setrvává u záp. pobřeží Norska.

1. syn. duha vedlejší;
2. v mn. č. označení pro podružné duhové oblouky, které se vyskytují na vnitřní straně duhy hlavní a na vnější straně duhy vedlejší. Jde o interferenční jev související s uplatněním optického principu minimální odchylky.

syn. duha sekundární – méně jasná duha, objevující se současně s hlavní duhou, téměř dvojnásobně široká, s červenou barvou na vnitřní straně (úhlový poloměr oblouku asi 50°) a fialovou barvou na vnější straně (úhlový poloměr oblouku asi 54°). Vzniká následkem lomu a dvojnásobného vnitřního odrazu světla na dešťových kapkách.

syn. cirkulace sekundární.

syn. cirkulace druhotná – 1. podle H. C. Willeta atmosférická cirkulace v měřítku cyklon a anticyklon;
2. obecně jakákoli cirkulace, která je dynamicky indukovaná nebo je součástí silnější cirkulace zpravidla většího měřítka. Viz též cirkulace primární, cirkulace terciární.

vznik ledových částic v oblacích, který neodpovídá heterogenní nukleaci ledu na ledových jádrech. Jde např. o vznik ledových fragmentů při tříštění primárních ledových krystalků nebo při explozivním mrznutí větších kapek. Souvislost s těmito procesy má tzv. Hallettův-Mossopův proces popsaný v roce 1974. Při něm dochází ke vzniku ledových fragmentů při mrznutí kapek, které jsou zachyceny ledovou krupkou. Vzhledem k tomu, že při leteckých měřeních koncentrace ledových částic u vrcholků oblaků byly zjištěny hodnoty, které řádové převyšují koncentraci ledových jader, označuje se proces sekundární nukleace také jako multiplikace neboli navýšení ledových částic v oblacích.

látka znečišťující ovzduší, která nemá vlastní významný zdroj, nýbrž vzniká v důsledku chemických reakcí v atmosféře z tzv. prekurzorů. Mezi sekundární znečišťující látky patří např. přízemní ozon, tvořící součást fotochemického smogu.

syn. aerosoly nukleační – aerosolové částice, které vznikají v atmosféře procesem nukleace z původně plynných látek. Ve starší čes. tech. literatuře se označují i jako aerosoly kondenzační.

atmosférická fronta oddělující různé části téže vzduchové hmoty. Obvykle se vyskytují podružné studené fronty, což jsou fronty uvnitř horizontálně nestejnorodého arktického vzduchu nebo vzduchu mírných šířek, za nimiž postupuje chladnější část této vzduchové hmoty. Často se vyskytují v týlu cyklony za hlavní frontou a mají oproti ní menší vert. rozsah. Zasahují pouze spodní, nanejvýš stř. troposféru.

cyklona, která se formuje v blízkosti a ve spojitosti s řídicí cyklonou. Jedná se o nevelký útvar, který se zpravidla vyskytuje na již. okraji řídicí cyklony, pohybující se obvykle kolem ní ve směru cyklonální cirkulace. Podružná cyklona vzniká často na studené frontě spojené s řídicí cyklonou nebo i se starší podružnou cyklonou, jak je tomu v případě série cyklon. V Evropě se podružná cyklona typicky formuje např. nad Baltským mořem, pokud řídicí cyklona setrvává u záp. pobřeží Norska.

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

Termín byl přejat z lat. velum, označujícího obecně větší kus nějaké tkaniny, plátna: „závoj; závěs; plachta“.

(VA) – pevné částice vyvržené do atmosféry při vulkanické erupci, které mohou významně ovlivnit letecký provoz. Vulkanický popel patří mezi primární aerosoly. Viz též centrum poradenské pro vulkanický popel.

meteorologická stanice na pohybující se lodi, která je vybavena spolehlivými met. přístroji a předává v plném rozsahu kódované zprávy o přízemních met. pozorováních.

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

1. znečišťující látky a jejich směsi vstupující do ovzduší ze zdrojů znečišťování ovzduší, popř. též vzduch, který je součástí spalin apod. Za exhalace se považuje rovněž vulkanický popel;
2. syn. emise, zejména ve druhém významu termínu.

Termín pochází z lat. exhalatio „vydechování, vypařování, výpar“, odvozeného od slovesa exhalare „vydechovat“ (z ex „z“ a halare „dýchat, vypařovat“).

(mam) – jedna ze zvláštností oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Má tvar zaoblených výběžků podoby prsů, které visí na spodní straně oblaku. Vyskytuje se u druhů cirrus, cirrocumulus, altocumulus, altostratus, stratocumulus a nejčastěji cumulonimbus.

Termín je přejat z lat. mamma „prs, vemeno“.

symbol, znázorňující na synoptických mapách a grafech, např. aerologických diagramech, rychlost větru 25 m.s^–1. Užívá se místo hodnoty pěti opeření šipky větru. Má tvar plného rovnostranného trojúhelníku.

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

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.

syn. spad prašný – hmotnost prachu, který se usadí na jednotku plochy za jednotku času. Nejčastěji se udává v t.km^–2.rok^–1. Velikost spadu prachu je v rozhodující míře určena velkými částicemi s velkými pádovými rychlostmi, tedy s krátkou dobou výskytu v ovzduší. Spad prachu má proto význam spíše jako ukazatel komfortu pro účely zdravotnictví a hygieny ovzduší než jako kritérium znečištění ovzduší.

usazování kondenzátů vodní páry obsažené ve vzduchu na povrchu předmětu, který má teplotu nižší než je teplota rosného bodu. Nastává-li orosení na zemském povrchu v přirozených podmínkách, jedná se o rosu, která je druhem usazených srážek a tudíž jedním z hydrometeorů. Vodní kapičky na povrchu některých rostlin (porostů) v bezsrážkovém období nemusí být jen fyz. původu, ale mohou být důsledkem i fyziologického procesu, tzv. gutace.

viz oblaky vysokého patra.

oblaky vyskytující se v polárních oblastech přibližně v nadm. výškách od 3 do 8 km, ve stř. zeměp. šířkách od 5 do 13 km a v tropických oblastech od 6 do 18 km. Do této skupiny patří oblaky druhu cirrus, cirrocumulus a cirrostratus. Do vysokého patra však zasahují i oblaky druhu cumulonimbus, často též altostratus a nimbostratus. Viz též klasifikace oblaků, patra oblaků, oblaky nízkého patra, oblaky středního patra.

anticyklona, která zasahuje nejméně do horních vrstev troposféry nebo až po tropopauzu. Vysoká anticyklona je teplá v celém svém vert. rozsahu a má uzavřenou cirkulaci i nad izobarickou hladinou 500 hPa, ležící zhruba ve výšce 5,5 km. K vysokým anticyklonám patří subtropické anticyklony a postupující anticyklony ve stadiu stabilizace.

syn. mlha inverzní, mlha podinverzní – mlha rozprostírající se na velkých plochách do výšky řádově několika set metrů. Často začíná jako oblačná vrstva nebo oblak druhu stratus pod horní hranicí subsidenční inverze teploty vzduchu, se základnou klesající postupně až na zemský povrch. Obyčejně se tvoří v kvazistacionárních anticyklonách nad souší v zimním období. Ke vzniku a udržení vysoké mlhy přispívá radiační ochlazování v podinverzní vrstvě vzduchu. Proto podle Willettovy klasifikace mlh patří mezi mlhy radiační.

syn. cyklona studená.

čes. překlad termínu altocumulus.

meteorologická stanice zařazená do kategorie přízemních stanic a umístěná v horském terénu. Kromě úkolů synop. nebo klimatol. stanice někdy plní i úkoly stanice speciální. Ve zprávách z horské met. stanice se místo tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře uvádí geopotenciál nejbližší standardní izobarické hladiny (např. 850 nebo 700 hPa). Horské met. stanice pozorují také oblačnost se základnou pod úrovní stanice. Nejvýše položená synoptická stanice v Evropě je Jungfraujoch (3 576 m). V ČR je v činnosti např. Lysá hora (1 322 m).

(Ac) [altokumulus] – jeden z 10 druhů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Ac je charakterizován jako menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků barvy bílé či šedé, popř. bílé a šedé, které mají vlastní stíny. Skládají se z malých oblačných částí v podobě vln, oblázků, valounů apod., které mohou být navzájem oddělené nebo mohou spolu souviset. Mnohdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Zdánlivá velikost jednotlivých pravidelně uspořádaných částí bývá 1 až 5° prostorového úhlu. Ac je vodní nebo smíšený oblak středního patra. Vzniká např. následkem vlnového proudění, při přetékání vzduchu přes horské překážky nebo transformací jiných druhů oblaků. Průsvitnost Ac je velmi proměnlivá. Ac lze dále klasifikovat podle tvaru jako stratiformis, lenticularis, floccus, castellanus nebo volutus a podle odrůdy jako translucidus, perlucidus, opacus, duplicatus, undulatus, radiatus a lacunosus. Zvláštnostmi Ac mohou být virga a mamma. Viz též beránky.

Termín navrhl franc. meteorolog E. Renou v r. 1870. Byl vytvořen spojením lat. slov altus „vysoký, ve výši“ a cumulus „kupa, hromada“. Do češtiny se v minulosti překládal jako vysoká kupa.

(As) – jeden z 10 druhů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. As je charakterizován jako šedavá a modravá oblačná plocha nebo vrstva, s vláknitou nebo žebrovitou strukturou nebo i bez patrné struktury, která pokrývá úplně nebo částečně oblohu. Oblak bývá často tak tenký, že obrysy Slunce lze pozorovat jako za matným sklem. U As se nevyskytují halové jevy. As je smíšený, méně často vodní oblak středního patra, někdy však zasahuje i do patra vysokého. Vyskytuje se např. jako součást oblačných systémů teplé fronty a studené fronty prvního druhu, kde vzniká působením výkluzných pohybů teplého vzduchu. Srážky z As u nás v teplé polovině roku obvykle nevypadávají. As se dále nedělí podle tvaru, lze jej však dále klasifikovat podle odrůdy jako translucidus, opacus, duplicatus, undulatus a radiatus. Zvláštnostmi As mohou být virga a mamma.

Termín navrhl franc. meteorolog E. Renou v r. 1877. Byl vytvořen spojením lat. slov altus „vysoký, ve výši“ a stratus „vrstva“. Do češtiny se v minulosti překládal jako vysoká sloha.

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

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

1. výška nejnižšího bodu oblaku nad terénem v místě pozorování, popř. nadm. výška tohoto bodu. V ČR se výška základny oblaků určuje pouze na profesionálních meteorologických stanicích. Měření výšky základny oblaků se provádí především pomocí ceilometrů. Kromě toho se výška základny oblaků odhaduje, a to především u oblaků středního patra a oblaků vysokého patra.
2. výška základny oblaků pro letecké účely, udávaná v souladu s předpisy ICAO, která musí být pro výšky nad 300 m stanovena zásadně objektivním měřením. Udává se v metrech nebo stopách (1 stopa = 0,3048 m). Tato výška je buď nadmořská (zkr. MSL nebo starší MER), anebo nad terénem (zkr. AGL, resp. SOL). Pro přistávající letadla se výška základny oblaků vztahuje k nadm. výšce nejvyššího bodu dráhového systému, tj. k oficiální výšce letiště. Viz též minima letištní provozní.

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

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

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

vert. vzdálenost mezi povrchem sněhové pokrývky a povrchem půdy (při měření výšky celkové sněhové pokrývky) nebo povrchem sněhoměrného prkénka (při měření výšky nového sněhu). Dále se rozeznává průměrná výška sněhové pokrývky a průměrná výška sněhu. Viz též měření sněhové pokrývky, den se sněhovou pokrývkou.

viz výška nad obzorem.

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

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

teplotní inverze, jejíž dolní hranice leží v určité výšce nad zemským povrchem v mezní vrstvě atmosféry nebo ve volné atmosféře. Vzniká např. v důsledku subsidence vzduchu v oblastech vysokého tlaku, advekce teplého vzduchu ve výšce, při pasátové cirkulaci a často i v oblasti tropopauzy. Viz též inverze teploty vzduchu přízemní.

syn. mapa aerologická – synoptická mapa, na níž jsou znázorněny met. podmínky nebo prvky, které jsou vztaženy k určité izobarické hladině ve volné atmosféře, k určité atm. vrstvě, popř. ke konstantní nenulové nadm. výšce. Nejčastěji se používají mapy absolutní topografie a mapy relativní topografie. K výškovým mapám patří také mapy tropopauzy, mapy výškového větru aj.

brázda nízkého tlaku vzduchu ve stř. a horní troposféře, která je identifikovatelná na mapách absolutní topografie od 700 hPa výše.

viz pozorování aerologické.

anticyklona ve stř. a horních vrstvách troposféry, která se projevuje pouze na výškových mapách, zatímco na přízemní mapě není vyjádřena. Výšková anticyklona má charakter teplé anticyklony vyskytující se v mírných zeměp. šířkách nad pevninou a vznikající většinou ze subtropické anticyklony.

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

hřeben vysokého tlaku vzduchu ve střední a horní troposféře, identifikovatelný na mapách absolutní topografie 700 hPa a vyšších hladin. Pod výškovým hřebenem se obvykle vyskytuje nevýrazné tlakové pole nebo oblast nízkého tlaku vzduchu, tj. cyklona nebo brázda nízkého tlaku vzduchu. Viz též brázda výšková.

zdroj, např. vysoký komín, dodávající do ovzduší znečišťující příměsi, jehož efektivní výška přesahuje tloušťku přízemních inverzí teploty vzduchu, typicky se vyskytujících v daném místě. Znečištění pocházející z tohoto typu zdrojů se rozptyluje nad inverzí a jeho přenos k zemskému povrchu je omezen silnou stabilitou v inverzní vrstvě. V bezprostředním okolí vyvýšených zdrojů jsou proto u země při výskytu přízemních inverzí teploty pozorovány malé koncentrace znečištění.

fronta ve stř. a horní troposféře. Na výškových mapách se projevuje zpravidla v poli teploty, vlhkosti a proudění vzduchu. Do blízkosti zemského povrchu tato fronta nedosahuje. Viz též fronta přízemní.

cyklona, která je dobře vyjádřena na výškových mapách střední a horní troposféry, avšak na přízemní synoptické mapě v dané oblasti nenajdeme žádnou uzavřenou izobaru, uvnitř které by byl tlak vzduchu nižší než v okolí. Pod výškovou cyklonou se obyčejně vyskytuje oblast s malým horizontálním tlakovým gradientem nejčastěji v poli poněkud vyššího tlaku vzduchu, někdy však i dobře vyjádřený hřeben vysokého tlaku nebo nízká anticyklona. Výšková cyklona souhlasí s oblastí studeného vzduchu v troposféře a je typická oblačným počasím se srážkami.

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

lid. název pro silný studený vítr v zimním období, doprovázený zpravidla sněžením nebo zvířeným sněhem. Nemá charakter odb. termínu.

viz tření v atmosféře.

viz tření v atmosféře.