Elektronický meteorologický slovník

označení větrných bouří způsobených cyklonami, jejichž četnost má být nejvyšší v době kolem jarní a podzimní rovnodennosti. Tomuto rozdělení se nejvíce blíží tropické cyklony na severu Indického oceánu, kde se vyskytují po rovnodennostech a kde toto označení v polovině 18. století vzniklo. Naopak ve středních zeměp. šířkách nemá opodstatnění. Viz též cordonazo.

syn. deště zenitální – zesílení srážek, které nastává v některých oblastech s tropickým dešťovým klimatem v blízkosti rovníku asi měsíc po obou rovnodennostech, kdy zde Slunce v poledne vrcholí v zenitu. V době jednoho nebo obou slunovratů naopak dochází k zeslabení srážek.

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

pracovní označení pro klimatologické zpracování a studium radarových charakteristik atmosféry, oblačnosti, srážek a některých nebezpečných meteorologických jevů. Provádí časovou a prostorovou analýzu hodnot získaných v různých klimatických oblastech pomocí aktivní a pasivní radiolokace, především metodami mat. statistiky. Viz též meteorologie radarová.

zařízení používané k měření výškového větru, jehož poloha je zjišťována radiolokační metodou, tj. měřením azimutu, polohového úhlu a šikmé dálky. Při pasivní radiolokaci je tímto zařízením koutový odražeč, při aktivní radiolokaci např. radiosonda. Viz též měření větru radiotechnickými prostředky.

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

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

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

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

viz nomogram radiační.

teplotní inverze vznikající jako důsledek vyzařování tepla ze zemského povrchu, z povrchu sněhu nebo ledu, z horní vrstvy oblaků apod. Nejobvyklejšími přízemními radiačními inverzemi jsou noční inverze teploty vzduchu. V zimě, kdy je obecně malý příkon slunečního záření k zemskému povrchu, se však přízemní radiační inverze mohou vytvářet i v denních hodinách. Méně často vznikají radiační inverze při vyzařování oblačné nebo velmi vlhké, popř. znečištěné vrstvy vzduchu v atmosféře, kdy se teplotní inverze vytváří bezprostředně nad touto vrstvou jako radiační inverze výšková.

nevh. diagram radiační – nomogram umožňující, na základě znalosti teploty zemského povrchu a aerologických údajů o vertikálním profilu teploty i vlhkosti vzduchu, rychle přibližně vyhodnocovat velikost vert. toků dlouhovlnného záření v úrovni zemského povrchu a v různých hladinách atmosféry, zjišťovat efektivní a zpětné záření i např. radiační ochlazování ve zvolených vrstvách atmosféry. K nejznámějším radiačním nomogramům patří nomogramy Elsasserův, Möllerův, Yamamotův apod. Z dnešního hlediska jde již o prostředek zastaralý, ale značného historického významu.

syn. teplota jasová – fiktivní teplota vyzařujícího reálného tělesa, která odpovídá teplotě absolutně černého tělesa, emitujícího v daném spektrálním pásmu (kanálu), resp. vlnové délce, záření stejné intenzity jako je záření reálného tělesa naměřené radiometrem. Někdy se používá termín teplota jasová. Radiační teplota oblačnosti je silně závislá na mikrofyzikálním složení, optické hustotě a na vlnové délce spektrální oblasti, ve které oblačnost pozorujeme. Vzhledem k tomu, že většina reálných objektů má emisivitu menší než jedna, je radiační teplota ve většině případů (s výjimkou částečně transparentní oblačnosti) nižší než teplota reálná (termodynamická).

oteplování nebo ochlazování vzduchu v důsledku kladné anebo záporné radiační bilance aktivního povrchu i v důsledku radiačních toků ve volné atmosféře. Projevuje se však i ve změnách dalších meteorologických prvků, především ve vlhkosti vzduchu, v druhu oblačnosti, v dohlednosti aj.

izobarické snižování teploty aktivního povrchu země a přilehlé vrstvy vzduchu v důsledku záporné bilance záření. K radiačnímu ochlazování též dochází ve vrstvách vzduchu, které obsahují zvýšené množství vodní páry, popř. kondenzační produkty, neboť vodní pára i kondenzační produkty intenzivně vyzařují dlouhovlnné záření. Radiační ochlazení bývá příčinou radiačních mlh nebo mrazíků, a to zejména v noci, kdy tepelné ztráty způsobené vyzařováním nejsou kompenzovány příkonem slunečního záření.

syn. bilance záření.

syn. bilance radiační – rozdíl záření směřujícího dolů a záření směřujícího nahoru, vztažený k určité hladině, vrstvě nebo sloupci atmosféry, k zemskému povrchu, popř. k celé soustavě Země-atmosféra. Kladné hodnoty bilance záření znamenají při radiačním přenosu energie energ. zisk pro danou hladinu nebo soustavu, záporné hodnoty energ. ztrátu. Vztahuje-li se bilance záření k různým časovým obdobím (např. den, měsíc, rok), označuje se zpravidla názvem denní, měs., roční úhrn bilance záření. Podle vlnových délek se někdy člení na krátkovlnnou, tzv. bilanci slunečního záření; a dlouhovlnnou, tzv. bilanci zemského zářeni. Jestliže sledujeme odděleně bilance záření zemského povrchu, atmosféry nebo soustavy Země-atmosféra, používáme označení radiační bilance zemského povrchu, atmosféry nebo soustavy Země-atmosféra. Bilance záření se měří bilancometry a vyjadřuje se ve W.m^–2 jako intenzita záření, popř. J.m^–2 jako množství záření. Viz též bilance tepelná, záření Země.

rozdíl množství záření pohlceného a vyzářeného atmosférou. Vztahuje se buď ke sloupci atmosféry o jednotkovém horiz. průřezu a výšce rovné tloušťce atmosféry, nebo k celé atmosféře Země. Protože atmosféra pohlcuje sluneční záření poměrně málo, má pro radiační bilanci atmosféry podstatný význam pohlcování dlouhovlnného záření a vlastní záření atmosféry. Radiační bilance atmosféry je vždy záporná a takto vzniklý deficit v tepelné bilanci atmosféry je kompenzován uvolňováním tepla při fázových přechodech a turbulentní výměnou tepla mezi zemským povrchem a atmosférou. Viz též bilance radiační.

rozdíl množství globálního slunečního záření absorbovaného jednotkou plochy zemského povrchu a efektivního vyzařování zemského povrchu. Okamžité hodnoty radiační bilance zemského povrchu mohou být kladné i záporné, přičemž přechod od kladné bilance k záporné a naopak (v denním chodu) se zpravidla pozoruje při výškách Slunce 10 až 15° nad obzorem. Radiační bilance zemského povrchu je energ. základem bytí a vývoje organické přírody, klimatickým faktorem, podílí se na režimu oceánských a kontinentálních vod, na utváření fyzicko-geogr. poměrů na zemském povrchu aj. Viz též bilance záření.

rozdíl množství slunečního záření vstupujícího do zemské atmosféry a záření Země, tj. záření povrchu Země a atmosféry Země unikajícího do světového prostoru. Protože soustava tvořená Zemí a její atmosférou si nevyměňuje s okolním prostorem významnější měrou teplo jinak než prostřednictvím radiačního přenosu je bilance radiační soustavy Země-atmosféra též tepelnou bilancí tohoto systému.

model klimatu utvářeného pouze radiačními faktory klimatu. Na Zemi se mu nejvíce blíží klima oblastí s malou intenzitou hydrologického cyklu a malou oblačností, tedy především klima pouště. Termín je někdy používán též ve smyslu solární klima. Viz též klima fyzické.

klimatický faktor působící prostřednictvím určité složky radiační bilance. Základním radiačním klimatickým faktorem je sluneční záření dopadající na horní hranici atmosféry, k němuž se připojují i další astronomické klimatické faktory, které ho ovlivňují. Ostatní toky zářivé energie, podmíněné transformací slun. záření v atmosféře a na zemském povrchu, jako je záření přímé, rozptýlené, odražené, vyzařování zemského povrchu a atmosféry, jsou ovlivněny geografickými klimatickými faktory, především zeměp. šířkou, nadm. výškou a vlastnostmi aktivního povrchu.

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

syn. mlha z vyzařování – mlha vzniklá izobarickým radiačním ochlazováním vzduchu od aktivního povrchu, jehož teplota se snižuje následkem efektivního vyzařování. Tímto způsobem vznikají mlhy především v noci, v zimním období se někdy udržují po celý den. Častější jsou mlhy přízemní než mlhy vysoké. Viz též klasifikace mlh Willettova, mlha advekční.

syn. mlha radiační.

syn. radiace
1. přenos energie formou šíření elmag. vln (elmag. záření), nebo toku hmotných částic (korpuskulární záření). Velikost záření se vyjadřuje nejčastěji intenzitou toku energie, pro niž je v SI základní jednotkou W.m^–2. Podle zdroje rozlišujeme kosmické záření, záření Slunce a záření Země, které je tvořeno zářením zemského povrchu a zářením atmosféry. Výsledný tok záření vznikající jako rozdíl jednotlivých složek záření se v meteorologii nazývá bilancí záření, jejíž hodnota určuje energ. zisk nebo ztrátu zemského povrchu nebo části atmosféry.
2. v meteorologii zkrácené značení pro elmag. záření. Vlnová délka elmag. záření různého původu se v atmosféře pohybuje od 10^–14 do 10^–2 m. Podle vlnové délky rozlišujeme záření krátkovlnné a záření dlouhovlnné, v podrobnějším členění pak záření gama, rentgenové, ultrafialové, viditelné, infračervené, mikrovlny a další radiové vlny. Pro energ. bilanci soustavy Země–atmosféra má rozhodující význam záření o vlnových délkách řádově 0,1 µm až 100 µm. V krátkovlnném oboru je to globální sluneční záření, tvořené přímým a rozptýleným slunečním zářením a jejich složkami odraženými zemským povrchem.

viz záření zemského povrchu.

málo používané označení pro úhrn odraženého globálního slunečního záření a záření zemského, resp. atmosféry směřujícího od zemského povrchu. Viz též záření směřující dolů.

málo používané označení pro úhrn globálního slunečního záření a záření atmosféry směřujícího k zemskému povrchu. Viz též záření směřující nahoru.

radioaktivita pevných částic usazených na jednotce vodorovné plochy za jednotku času. Viz též radioaktivita atmosféry, měření radioaktivity atmosféry, oblak radioaktivní.

viz radioaktivita atmosféry.

obecně používané označení pro nakupení produktů radioaktivního rozpadu v ovzduší, vznikající při výbuchu atomové nebo vodíkové bomby či při havárii jaderného zařízení. Krátce po výbuchu radioaktivní oblak vystoupí do velkých výšek a obsahuje i vodní, prachové a půdní částice. Po určitou dobu se udržuje v atmosféře a může být přenášen prouděním vzduchu na velké vzdálenosti. Během tohoto transportu z něj vypadávají radioaktivní částice, často spolu s atmosférickými srážkami, čímž radioaktivní oblak postupně zaniká. Viz též radioaktivita atmosféry, spad radioaktivní.

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

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

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

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

radiosondážní stanice, na níž se provádí pouze měření větru radiotechnickými prostředky.

měření potřebné k výpočtu výškového větru z polohových parametrů cíle pohybujícího se ve volné atmosféře a sledovaného různými radiotechnickými prostředky. Nejčastěji používanými radiotechnickými prostředky jsou:
a) navigační systém, radioteodolit nebo radiogoniometrický systém v případě aktivního cíle, tj. radiosondy, kdy se měření označuje termínem radiopilotáž;
b) meteorologický radar jak v případě aktivního cíle (radiosondy), tak v případě pasivního cíle, tj. koutového odražeče;
c) umělé družice Země při časovém sledování poloh transoceánských sond;
Pomocí meteorologického radaru je dále možné měřit vítr sledováním pohybu vhodných meteorologických cílů. Měření větru radiotechnickými prostředky bývá někdy nevhodně označováno jako radiovětrové pozorování. Údaje o výškovém větru, zjištěné jeho měřením radiotechnickými prostředky, jsou občas označovány jako radiovítr.

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.

radiogoniometr se zařízením, umožňujícím registraci zjištěných údajů.

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

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

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

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

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

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

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

balon sondážní – tenkostěnný balon z elastického materiálu, plněný obvykle vodíkem, vypouštěný volně do atmosféry a vynášející radiosondu nebo jiný prostředek sloužící k aerologickému měření.

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

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

syn. radiosondáž – přímé aerologické pozorování prováděné radiosondou, jejíž signály během výstupu, popř. sestupu zachycuje přijímací zařízení na radiosondážní stanici. Zde se potom signály z radiosondy zpracovávají a převádějí do tvaru závislosti měřených veličin na nadmořské výšce. Rozlišujeme komplexní meteorologickou radiosondáž, měření větru radiotechnickými prostředky a specializovaná radiosondážní měření vertikálního profilu ozonu, radioaktivity atmosféry apod.
Zpracované hodnoty meteorologických prvků se předávají formou zprávy TEMP nebo pomocí kódu BUFR k dalšímu met. využití a do mezinárodní výměny Zatímco zpráva TEMP zahrnuje pouze údaje ze standardních a význačných hladin během výstupu radiosondy, kód BUFR umožňuje zařadit celé radiosondážní měření s vysokým vertikálním rozlišením do jediné zprávy, přičemž každá reportovaná hladina je popsána hodnotou geopotenciální výšky, tlaku vzduchu, teploty vzduchu, teploty rosného bodu, směru a rychlosti větru.  Na rozdíl od zprávy TEMP, která neumožňuje popsat snos radiosondy ani přesný čas měření jednotlivých dat, jsou v kódu BUFR údaje v každé hladině doplněny časovou a prostorovou identifikací, která je nezbytná pro variační metodu asimilace dat do modelů numerické předpovědi počasí. Viz též měření meteorologických prvků v mezní vrstvě a volné atmosféře, sondáž atmosféry.

syn. měření radiosondážní.

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

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

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

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

syn. meteorologie radiolokační – specializovaná oblast meteorologie, která využívá zákonů šíření, rozptylu a zpětného odrazu elmag. energie v atmosféře ke zjišťování výskytu, lokalizace a charakteristik meteorologických radiolokačních cílů, k určování směru a rychlosti jejich pohybu i vývoje pro potřeby zabezpečení hydrometeorologických služeb a pro potřeby externích uživatelů z různých hospodářských odvětví i z veřejnosti. K tomu se využívá měření pomocí radiolokačních prostředků, především meteorologických radarů. Viz též radiometeorologie, klimatologie radarová.

syn. meteorologie radarová.

syn. echo radarové, radioecho – obecně užívaný termín v radiolokaci pro radiolokační cíle, pozorované dříve na obrazovkách indikátorů radarů, v současnosti na radarových produktech. Charakter radarového odrazu je určován frekvencí a vlastnostmi dopadajícího elmag. záření, vzdáleností a rychlostí pohybu cíle vůči radaru a fyz. (zejm. dielektrickými) vlastnostmi cíle.

veličina, která charakterizuje odrazové vlastnosti radiolokačního cíle. V případě meteorologického cíle závisí radarová odrazivost jeho jednotkového objemu zejména na velikosti částic, na jejich počtu, tvaru a fyzikálních vlastnostech. Radarová odrazivost η je definována vztahem
$\eta ={\displaystyle \sum _{i\in 1\text{V}}^{}{\sigma }_i},$
kde 1V označuje jednotkový objem a σ_i efektivní plochu zpětného rozptylu od jednotlivých částic v jednotkovém objemu. Při radarových meteorologických měřeních většinou předpokládáme splnění předpokladů Rayleighova rozptylu, kde pro efektivní plochu zpětného rozptylu částice platí vztah
${\sigma }_i=\frac{{\pi }^5}{{\lambda }^4}{\left|K\right|}^2{D}_i{}^6,$
kde λ je vlnová délka elmag. záření a ${\left|K\right|}^2={\left|\left(m^2-1\right)/\left(m^2+2\right)\right|}^2,$ m = n – ik je komplexní index lomu elektronagnetického vlnění ve vodě (ledu), n je příslušný index lomu a k absorpční index. Odtud při odvozování radiolokační rovnice dostáváme vztah pro koeficient radarové odrazivosti Z
$Z={\displaystyle \sum _{i\in 1V}^{}{D}_i{}^6}={\displaystyle \underset{0}{\overset{\infty }{\int }}N(D)D^{6}dD},$
kde D_i je průměr jednotlivých částic v jednotkovém objemu a N(D) značí rozdělení velikosti částic. V praxi není radarová odrazivost η v naprosté většině případů používána a jako radarová odrazivost je označován koeficient radarové odrazivosti Z. Jednotkou radarové odrazivosti Z je [mm⁶m^–3]. Protože radarová odrazivost nabývá pro meteorologické cíle velkého rozsahu hodnot, je pro zjednodušení práce většinou vyjadřována v logaritmickém vyjádření
$Z[\text{dBZ}]=10{\log }_{10}\frac{Z[m{m}^6{m}^{-3}]}{Z_0};Z_0=1m{m}^6{m}^{-3}.$
Radarová odrazivost Z [dBZ] se používá v radarové meteorologii ke zjištění a rozlišení různých druhů oblačnosti, nebezpečných povětrnostních jevů a měření rozložení intenzity srážek. Viz též vztah Z – I, plocha rozptylu efektivní.

syn. radiolokátor.

speciální stanice provádějící radarová meteorologické pozorování. Z hlediska umístění se může jednat o meteorologickou stanici pozemní, námořní, letadlovou (možnost použití letounů, balonů a vzducholodí). Charakterem činnosti je možné radiolokační stanice zařadit mezi stanice aerologické.

objekt nebo jev, který je detekován prostřednictvím radiolokace. Kromě meteorologických cílů může být radiolokačním cílem jakýkoliv jiný objekt, na němž dochází ke zpětnému odrazu vyslaných rádiových vln, např. letadlo, radiolokační sonda apod., včetně pozemních radiolokačních cílů. Viz též radarová odrazivost, útlum elektromagnetických vln.

viz pozorování meteorologické radarové.

zjišťování výskytu a kvalit. i kvantit. vyhodnocování radarových odrazů od meteorologických cílů, které jsou zaznamenávány meteorologickými radary. Zjišťuje se zejména rozložení a pohyb srážkové oblačnosti, její intenzita a vertikální mohutnost. Identifikují se oblasti konvektivních bouří a s nimi souvisejících možných nebezpečných povětrnostních jevů (přívalových povodní, krup, apod.).

syn. radiolokace.

syn. odraz radarový.

syn. bright band.

zařízení používané k měření výškového větru, jehož poloha je zjišťována radiolokační metodou, tj. měřením azimutu, polohového úhlu a šikmé dálky. Při pasivní radiolokaci je tímto zařízením koutový odražeč, při aktivní radiolokaci např. radiosonda. Viz též měření větru radiotechnickými prostředky.

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

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

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

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

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

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

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

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

viz měření větru radiotechnickými prostředky.

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

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

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

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

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

syn. odraz radarový.

syn. odraz radiolokační.

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

jeden z fotometeorů. Je charakterizován jako skupina koncentrických oblouků barevného spektra kolem antisolárního bodu nebo kolem Slunce. Vzniká lomem a vnitřním odrazem slunečního nebo měsíčního světla na vodních kapkách v atmosféře. Obvykle se vyskytuje duha hlavní a duha vedlejší, které se objevují na opačné straně oblohy než je světelný zdroj. Střed jejich oblouků leží na přímce, jež prochází zdrojem světla a okem pozorovatele. Spektrum velikosti kapek ovlivňuje barvu, intenzitu a šířku barevných oblouků. Viz též oblouky duhové podružné.

O vysvětlení duhy se pokoušeli již předaristotelští učenci, např. Anaximenés z Mílétu v 6. stol. př. n. l. Rozsáhlý výklad podává ve svých Meteorologikách Aristotelés ze Stageiry (384–322 př. n. l.); k objasnění příčin vzniku duhy významně přispěl zejména R. Descartes v letech 1635–1637. Český termín pochází z praslovanského *dǫga „oblouk“.

v atmosférické optice synonymum pro irizaci oblaků. V současné odborné literatuře, zejména anglosaského původu, se tento termín vůči irizaci upřednostňuje. V obecném smyslu však jde o širší optický pojem označující vznik barevných odstínů na některých površích, kdy vzhled těchto odstínů závisí na úhlu pohledu, event. na úhlu dopadu světelných paprsků.

Termín pochází z lat. iris (gen. iridis) „duha“ (z řec. Ἶρις [Iris] „bohyně duhy, duha“) a přípony -escens „stávající se nějakým“, doslova tedy znamená „zduhovění“.

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

(pe) [perlúcidus] – jedna z odrůd oblaku podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Je charakterizována jako menší nebo větší oblačné skupiny nebo vrstvy, které mají zřetelné, někdy i velmi malé mezery, jimiž lze vidět Slunce, Měsíc, modrou oblohu nebo oblaky ve větších výškách. Vyskytuje se u druhů altocumulus a stratocumulus. Odrůda perlucidus může být zároveň také translucidus nebo opacus.

Termín byl zaveden v r. 1951. Byl přejat z lat. perlucidus „velmi jasný, průsvitný“.

umístění meteorologických přístrojů. Volí se tak, aby měřené údaje reprezentovaly skutečný stav atmosféry v okolí místa instalace čidel met. přístrojů. Viz též budka meteorologická, měření meteorologické, stanice meteorologická reprezentativní.

syn. nukleace ledu sekundární.

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.

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

stádium vývoje anticyklony, v němž slábne anticyklonální cirkulace a subsidence a které se na synoptické mapě projevuje poklesem atmosférického tlaku nebo geopotenciálu ve středu anticyklony. Ve stadiu zeslabování bývá anticyklona obvykle vysokou a kvazistacionární anticyklonou.Viz též anticyklolýza, rozpad anticyklony.

ubývání oblačnosti ze stupně zataženo do stupně oblačno. Viz též vyjasňování, oblačnost.

syn. frontolýza.

atmosférická fronta, jejíž hlavní projevy slábnou či mizí a při jejímž přechodu se meteorologické prvky mění jen málo. Např. srážky slábnou nebo ustávají, oblačnost se rozpadá, vítr slábne a jeho stáčení se stává nevýrazným. Viz též frontolýza.

kategorie mezinárodní morfologické klasifikace oblaků, která vystihuje uspořádání oblačných částí (např. v podobě vln) nebo průsvitnost. Určitá odrůda oblaků se může vyskytovat u několika druhů oblaků, a naopak daný druh oblaků může mít rysy vyjádřené několika různými odrůdami. Při určování oblaků rozeznáváme odrůdy intortus, vertebratus, undulatus, radiatus, lacunosus, duplicatus, translucidus, perlucidus a opacus.

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

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

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

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

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

viz schopnost rozlišovací družicových dat, schopnost rozlišovací radarové informace.

diskontinuita ve výšce tropopauzy spojená s výrazným frontogenetickým polem v troposféře. Nastává na rozhraní dvou vzduchových hmot výrazně odlišných vlastností, které mají značně rozdílné výšky tropopauzy. K protržení tropopauzy dochází ve výškové frontální zóně a v oblasti tryskového proudění.

blesk směřující z oblaku vzhůru, který bývá vzácně pozorován z vysokých míst ležících nad horní hranicí oblačnosti, nebo z letadel.

horní část bouřkového oblaku nese převážně kladné náboje, zatímco dolní část náboje záporné. Tímto prostorovým rozdělením náboje je vytvořena hlavní el. struktura bouřkového oblaku, který se chová jako vert. el. dipól. Střed kladně nabitého pólu obvykle leží v oblasti izotermy –20 °C, střed záporně nabitého pólu je umístěn poněkud nad nulovou izotermou. Hodnota těchto nábojů odpovídá řádově několika stovkám coulombů. Kromě hlavního dipólu může vzniknout při základně oblaku menší centrum kladných nábojů. Viz též moment dipólu bouřkového oblaku.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity mezi oblakem a zemí. Obvykle jde o blesky s vůdčím výbojem směřujícím dolů, a to se záporným nebo méně často s kladným nábojem (označovány CG^-, resp. CG⁺). Existují však i blesky s vůdčím výbojem směřujícím nahoru, které vznikají na vysokém objektu na zemi a šíří se do oblaku; i v tomto případě může mít jejich vůdčí výboj kladnou nebo zápornou polaritu.
Oba typy lze navzájem rozeznat pouhým opt. pozorováním nebo ze statické fotografie podle směru větvení, které nastává ve směru šíření vůdčího výboje. Parametry blesků mezi oblakem a zemí byly a jsou předmětem intenzivního výzkumu. Způsobují škody na objektech na zemi, na el. silnoproudých i sdělovacích vedeních a zařízeních, na letadlech atd. Mohou být příčinou nežádoucích roznětů výbušnin až do několika set metrů pod zemí. Viz též úder blesku, hromosvod, bleskojistka, intenzita blesků do země.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity uvnitř oblaků, a to v rámci jedné jednoduché cely nebo mezi různými celami v rámci multicely. Je nejčastějším druhem blesku, přičemž poměr mezi počty blesků mezi oblaky a blesků mezi oblakem a zemí je v tropech až 10:1, zatímco u nás 5:1 až 2:1. Počáteční stadium blesku mezi oblaky začíná obvykle stupňovitým vůdčím výbojem. Změna elektrického gradientu je podstatně pomalejší než u blesku do země. Délka výboje může dosáhnout několika km, v extrémním případě až několim set km. Blesk mezi oblaky může způsobit škody na letadlech, vyvolává nebezpečné indukované napětí ve venkovních i kabelových sdělovacích vedeních a el. sítích nízkého napětí. Viz též intenzita blesků mezi oblaky.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity mezi oblakem a zemí. Obvykle jde o blesky s vůdčím výbojem směřujícím dolů, a to se záporným nebo méně často s kladným nábojem (označovány CG^-, resp. CG⁺). Existují však i blesky s vůdčím výbojem směřujícím nahoru, které vznikají na vysokém objektu na zemi a šíří se do oblaku; i v tomto případě může mít jejich vůdčí výboj kladnou nebo zápornou polaritu.
Oba typy lze navzájem rozeznat pouhým opt. pozorováním nebo ze statické fotografie podle směru větvení, které nastává ve směru šíření vůdčího výboje. Parametry blesků mezi oblakem a zemí byly a jsou předmětem intenzivního výzkumu. Způsobují škody na objektech na zemi, na el. silnoproudých i sdělovacích vedeních a zařízeních, na letadlech atd. Mohou být příčinou nežádoucích roznětů výbušnin až do několika set metrů pod zemí. Viz též úder blesku, hromosvod, bleskojistka, intenzita blesků do země.

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

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

raketová sondáž atmosféry, při níž meteorologická raketa startuje z velkého balonu v blízkosti nejvyššího bodu jeho výstupu. Tento způsob se v minulosti používal ke zvětšení výšky dostupu rakety.

sondáž atmosféry, dosahující až do mezosféry a prováděná meteorologickou raketou nebo jí vynesenou raketovou sondou.   Meteorologické prvky se měří buď při letu rakety vzhůru, nebo na sestupné části letu, kdy je pád rakety nebo kontejneru s měřicím systémem brzděn padáčkem. Mohou být také zaznamenány i údaje o poloze měřicích přístrojů (nadm. výška, zeměp. šířka a zeměp. délka).

soubor přístrojů nebo radiosonda vynášená do stratosféry, mezosféry a ionosféry meteorologickou raketou. Je určena zpravidla pro komplexní meteorologickou radiosondáž vyšších vrstev atmosféry, spojenou se speciálními měřeními geofyz. prvků. Vyžaduje spolupráci specializovaného pozemního přijímacího a vyhodnocovacího zařízení. Viz též sondáž ovzduší raketová.

v klimatologii přechodné období mezi zimou a jarem ve stř. Evropě, vymezené trváním prům. denních teplot vzduchu 0 až 5 °C na vzestupné části křivky ročního chodu teploty vzduchu sestrojené z měs. normálů. Jeho konec se kryje s počátkem velkého vegetačního období. Předjaří je součástí zimy v širším smyslu.

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

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

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

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

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

viz spektrum částic atmosférického aerosolu.

v čistotě ovzduší souborné označení pro všechny procesy mezi emisí a imisemi, tj. pro rozptyl, šíření i dálkový přenos znečišťujících příměsí. Viz též transformace příměsi, transport znečišťujících příměsí.

šíření zvukových vln v atmosféře, jehož rychlost c je dána vzorcem:
$c=\sqrt{\kappa RT},$
kde κ značí Poissonovu konstantu, vyjadřující poměr měrného tepla vzduchu při stálém tlaku a při stálém objemu, R měrnou plynovou konstantu vzduchu a T teplotu vzduchu v K. Při teplotě 273 K, za bezvětří a v suchém vzduchu je c = 331,36 m.s^–1. Protože měrná plynová konstanta vlhkého vzduchu je o něco větší než táž konstanta platná pro suchý vzduch a její hodnota poněkud roste s obsahem vodní páry ve vzduchu, zvětšuje se rychlost zvuku s růstem absolutní vlhkosti. Pro opravu rychlosti zvuku na vlhkost lze užít vzorce:
$\Delta c=\mathrm{0,14}c\frac{e}{p},$
v němž p značí tlak vzduchu a e tlak vodní páry. Vane-li vítr, je celková rychlost zvuku dána součtem rychlosti zvuku v klidném vzduchu a složky rychlosti proudění v daném směru, čehož se využívá u akustických anemometrů. Pro zvukové vlny lze aplikovat zákony odrazu a lomu i pojem zvukového paprsku (kolmice k vlnoploše) a definovat index lomu n = T^–1/2. V obvyklém případě, kdy teplota vzduchu klesá s výškou, platí $\left(\partial n/\partial z>0\right)$ a dráhy zvukových paprsků orientovaných šikmo vůči zemskému povrchu se zakřivují tak, že mají tvar poněkud vypuklý směrem dolů. Opačná situace nastává ve vrstvách s inverzí teploty vzduchu, kde$\left(\partial n/\partial z<0\right)$ a zmíněné dráhy mají tvar vypuklý vzhůru. V tomto případě může nastat totální odraz zvukové vlny, která se pak vrací k zemi často v místech, kam už neproniká zvuk šířící se od svého zdroje přímo podél zem. povrchu a je tlumený na jeho nerovnostech. Tímto způsobem vzniká jev anomální slyšitelnosti a za vhodných podmínek může být v souvislosti se silnými zdroji zvuku (výbuchy apod.) pozorováno i několik pásem anomálníslyšitelnosti oddělených pásmy ticha, kdy zvuk je střídavě slyšitelný a neslyšitelný v kruhových oblastech, někdy jen v sektorech, okolo zdroje zvuku. Počátkem 20. století bylo šíření zvuku v atmosféře jednou z nepřímých metod výzkumu vysokých vrstev atmosféry.

souhrnné označení pro rozptyl příměsí v ovzduší a přenos příměsí. Viz též transport znečišťujících příměsí, transmise exhalátů.

viz šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře.

viz zákony Fourierovy.

rychlost šíření elmag. vlnění v atmosféře c je dána vzorcem:
$c=c_0/n,$
kde c₀ značí rychlost elmag. vlnění ve vakuu a n index lomu, který lze spočítat ze vztahu:
$n\cong \sqrt{{\epsilon }_r{\mu }_r},$
v němž ε_r je rel. permitivita a μ_r rel. magnetická permeabilita vzduchu. Protože ve vzduchu μ_r≈1 lze s dostatečnou přesností položit
$n=\sqrt{{\epsilon }_r}.$
Pro šíření světla v atmosféře má značný význam závislost n na vert. souřadnici z, což můžeme pro danou vlnovou délku vyjádřit ve tvaru:
$\frac{\partial n}{\partial z}=-\left(n_0-1\right)\frac{T_{0}p}{p_0{T}^2}\left(\frac{\partial T}{\partial z}+\frac{g}{R}\right),$
kde p značí tlak vzduchu, T teplotu vzduchu v K, g velikost tíhového zrychlení, R měrnou plynovou konstantu vzduchu, T₀ teplotu 273 K, p₀ tlak 1 000 hPa a n₀ index lomu ve vzduchu při teplotě T₀ a tlaku p₀. Podíl g/R = 3,42 K / 100 m je vert. gradient teploty v případě homogenní atmosféry. Je zřejmé, že n se zmenšuje s výškou$\left(\partial n/\partial z<0\right)$ tehdy, jestliže teplota s výškou klesá pomaleji než o 3,42 K na 100 m nebo existuje izotermie či inverze teploty. V těchto případech má trajektorie světelného paprsku tvar vypuklý směrem vzhůru. Při šíření paprsku do vyšších vrstev ovzduší potom může dojít k tomu, že úhel sevřený paprskem a vertikálou dosáhne příslušné kritické hodnoty potřebné k totálnímu odrazu paprsku směrem dolů. V tomto případě jsou splněny podmínky pro vznik opt. jevů označovaných jako svrchní zrcadlení. Totálnímu odrazu napomáhá existence výškových inverzí teploty vzduchu. V důsledku zmíněného zakřivení paprsků se zdánlivá poloha Slunce, popř. Měsíce a hvězd na obloze jeví pozemskému pozorovateli o něco výše než poloha skutečná (tzv. astronomická refrakce). Zakřivení opt. paprsků též umožňuje dohlednost poněkud za geometrický obzor. Opačný případ $\left(\partial n/\partial z>0\right)$ , kdy teplota klesá s výškou rychleji než o 3,42 K na 100 m, se běžně vyskytuje pouze v silně přehřáté vrstvě vzduchu bezprostředně přiléhající k zemskému povrchu a trajektorie světelného paprsku má pak tvar vypuklý směrem dolů. Známým opt. úkazem, vyskytujícím se za těchto podmínek, je spodní zrcadlení ve vrstvě přehřátého vzduchu při zemském povrchu. V meteorologii má značný význam i šíření rádiových vln, využívaných např. v meteorologických radarech. Tyto vlny se šíří podle stejných zákonitostí jako světlo, avšak index lomu je v tomto případě ovlivňován i vlhkostí vzduchu. Viz též refrakce atmosférická, útlum elektromagnetických vln.

syn. úsvit – přechod mezi noční tmou a denním světlem. Začíná, když je Slunce 18° (astron. svítání), nebo 6° (občanské svítání) pod obzorem a končí při východu Slunce. Viz též soumrak.

syn. svítání.

viz záření sluneční rozptýlené.

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

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

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

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

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

syn. rozptyl záření v atmosféře.

syn. záření difuzní, záření oblohy rozptýlené – krátkovlnné záření směřující dolů, dopadající na vodorovnou plochu z prostorového úhlu 2π po odstínění přímého slunečního záření, tj. po zakrytí slunečního disku. Vzniká rozptylem slunečního záření na molekulách vzduchu a na částicích atmosférického aerosolu, např. na vodních kapičkách, ledových krystalcích, různých prachových částicích apod. Nejsilnější rozptýlené sluneční záření přichází z úseku oblohy o šířce několika úhlových stupňů okolo slunečního disku a nazývá se cirkumsolární záření. Protože velikost rozptylu slunečního záření molekulami vzduchu je úměrná převrácené hodnotě čtvrté mocniny vlnové délky, je rozptýlené sluneční záření ve viditelné oblasti bohaté na světlo fialové a modré barvy, čímž se vysvětluje modrá barva oblohy. Rozptyl slunečního záření na větších částicích je však k vlnové délce neutrální, o čemž svědčí bílá barva ozářených oblaků. Vlnové délky rozptýleného slunečního záření se pohybují v rozmezí asi 0,2 až 10 µm. Za jasné oblohy při výškách Slunce větších než 30° nad obzorem roste intenzita rozptýleného slunečního záření v závislosti na zakalení atmosféry od 0,07 asi až do 0,24 kW.m^–2. Při oblačném počasí dosahuje ve stř. zeměp. šířkách max. intenzity asi 0,5 kW.m^–2, v polárních oblastech při současném výskytu sněhové pokrývky a tenké vrstvy oblaků dokonce až 0,7 kW.m^–2. Měří se difuzometry.

 

syn. světlo difuzní.

syn. světlo rozptýlené – v meteorologii světlo rozptýlené molekulami vzduchu a aerosolovými částicemi přítomnými v atmosféře.

syn. světlo difuzní.

bezoblačný pruh, který lze pozorovat po průletu letadla tenkou vrstvou oblačnosti středního a horního patra. Rozpadový pruh se může vytvořit při ohřátí oblačného vzduchu, který obsahuje vodní kapky nebo ledové krystalky, horkými výfukovými plyny letadla. Při zvýšení teploty relativní vlhkost klesne, oblačné elementy se vypaří a v oblaku vzniká bezoblačná mezera. Alternativní vysvětlení pro vznik rozpadového pruhu při průletu letadla oblakem s přechlazenými kapkami spočívá v rychlém mrznutí přechlazených kapek nebo vzniku ledových krystalků v důsledku turbulence a poklesu tlaku vyvolaných průletem letadla. Vznikající ledové krystalky rostou v přesyceném prostředí a vypadávají do nižších hladin, kde se vypařují. Při pádu před vypařením mohou vytvářet virgu. Rozpadový pruh se může transformovat v tzv. oblačnou díru. Viz též pruh kondenzační, teorie vzniku srážek Bergeronova–Findeisenova.

1. objem vody, která proteče příčným profilem vodního toku za jednotku času, zpravidla jednu sekundu. Je přímo úměrný ploše profilu a průtočné rychlosti. Extrémní průtoky jsou dosahovány při povodni, resp. za hydrologického sucha.
2. obecně pohyb vody průtočným profilem.
Viz též odtok, stav vodní.

vlastnost pole větru charakterizovaná rozbíhavostí proudnic. Někdy se nesprávně zaměňuje s divergencí proudění. Viz též čára difluence, pole deformační, konfluence.

Termín pochází z lat. diffluentia „rozlévání se, rozptylování se“, které je odvozeno od slovesa diffluere „rozlévat, rozptylovat“ (z dis- „roz-“ a fluere „téci“).

proudění charakterizované rozbíhajícími se proudnicemi. Viz též difluence, proudění konfluentní.

nejnižší pětidenní prům. teplota vzduchu podle dlouhodobých met. pozorování. Tato charakteristika slouží ve stavební praxi při projektových pracích k výpočtu tepelných ztrát budov.

variabilita nadmořských výšek, případně i jiných vlastností orografie v určité oblasti. Uplatňuje svůj vliv ve všech měřítkách rozlišovaných v rámci kategorizace klimatu.

viz čtyřicítky řvoucí.

populární námořnický výraz pro bouřlivou oblast oceánů jižně od 40° j. š. se silnými a značně stálými západními větry mírných šířek. Obdobnými výrazy jsou padesátky zuřící a šedesátky ječící.

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

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

viz regenerace cyklony.

viz detekce blesků pozemní.

jedna ze sedmi oblastí světa podle členění Mezinárodní organizace pro civilní letectví (ICAO), které se vzájemně liší z hlediska podmínek pro létání. V každé z nich je zřízena regionální kancelář ICAO, která tuto oblast spravuje. Jedná se o tyto regionální kanceláře ICAO: Paříž pro Evropu a severní Atlantik, Bangkok pro Asii a Pacifik, Káhira pro Střední Východ, Dakar pro západní a centrální Afriku, Lima pro Jižní Ameriku, Mexiko pro Severní Ameriku, centrální Ameriku a Karibik, a Nairobi pro východní a jižní Afriku.

viz oblasti územní WMO.

syn. klimatologie oblastní – část klimatologie zabývající se klimatickými poměry vymezených území různé velikosti, např. kontinentů, států, povodí, průmyslových aglomerací aj. K úkolům regionální klimatologie patří zjišťování prostorové diferenciace klimatických podmínek a vymezování klimatických oblastí, tj. klimatologická rajonizace (regionalizace). Analytický charakter regionální klimatologie ji odlišuje od klimatografie. Viz též klimatologie obecná.

(RTH, z angl. Regional Telecommunication Hub) – jeden z prvků Globálního telekomunikačního systému. Jeho úkolem je zabezpečovat:
a) sběr napozorovaných dat z oblasti odpovědnosti centra a přenos těchto dat vhodnou rychlostí po hlavním spojovacím okruhu Světové služby počasí (WWW) a po jeho větvích;
b) přenos met. informací z hlavního spojovacího okruhu a z regionálních telekomunikačních center, která neleží na hlavním okruhu, připojeným centrům, a to podle mezinárodních dohod;
c) selekci a distribuci met. dat pro potřeby připojených národních meteorologických center a regionálních telekomunikačních center, která neleží na hlavním spojovacím okruhu;
d) kontrolu dat a opravu některých formálních chyb;
e) periodické monitorování činnosti Globálního telekomunikačního systému.
V České republice plní funkci regionálního telekomunikačního centra Český hydrometeorologický ústav, a to i pro národní met. centrum Polska. Regionální telekomunikační centrum v Praze leží na hlavním spojovacím okruhu a je přímo spojeno se světovým meteorologickým centrem v Moskvě a regionálním telekomunikačním centrem v Offenbachu (SRN).

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

(RSMC) – jedna ze složek Globálního systému pro zpracování dat a předpovědi. Regionální specializovaná meteorologická centra plní funkce tohoto systému na regionální úrovni vzhledem ke své specializaci. RSMC specializovaná na předpovědi a monitoring tropických cyklon jsou v Miami, Nadi, New Delhi, Saint Denis, Tokiu a Honolulu. RSMC specializovaná na předpovědi šíření kontaminujících látek v případě havarijních situací mají povinnost vydávat předpověď trajektorií z indikovaného místa havárie, případně zpětně určit místo havárie na základě měřených hodnot kontaminace. Pro regionální oblast RA VI (Evropa) plní tuto úlohu Toulouse a Exeter. Evropské centrum pro střednědobé předpovědi počasí (ECMWF) má sídlo v Readingu. Kromě toho bylo zřízeno ještě 25 regionálních meteorologických center s geografickou specializací, které plní všeobecné funkce světového systému pro zpracování dat a předpovědi pro určenou oblast; v Evropě jsou RSMC s geografickou specializací Exeter, Offenbach, Moskva a Řím.

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

pravidelná hlášení o pozorování z letadel během letu jsou zpravidla předávána datovým spojem a mají následující strukturu skládající se ze dvou datových bloků. V 1. bloku jsou údaje o zeměpisné šířce a délce, hladině a času pozorování a ve 2. bloku pak údaje o směru a rychlosti výškového větru, teplotě a pokud jsou k dispozici tak údaje o turbulenci a vlhkosti. Údaje jsou předávány v dohodnutých intervalech závislých na hustotě provozu a fázi letu.

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

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

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

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

viz informace meteorologická.

viz zpráva o náhlé změně počasí.

náhlá a výrazná změna počasí, způsobená zpravidla rychlou přestavbou povětrnostní situace, spojená s výměnou vzduchových hmot značně odlišných vlastností.

starší nevh. syn. pro termín inverze teploty vzduchu.

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

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

modelová atmosféra, ve které je procházející sluneční záření ovlivňováno pouze molekulárním rozptylem a nedochází ani k absorpci záření. Vlastnosti Rayleighovy atmosféry zhruba splňuje suchá a čistá atmosféra. Viz též rozptyl Rayleighův.

syn. topoklima.

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

meteorologická stanice umístěná tak, aby její měření a pozorování vystihovala režim počasí v širším okolí. Viz též pozorování meteorologické reprezentativní.

meteorologické pozorování, při němž jsou dodržovány předepsané postupy, např. výška sensoru nad zemí, a jehož výsledky mají platnost pro širší okolí místa pozorování. Velikost tohoto okolí závisí na prostorové proměnlivosti daného meteorologického prvku, na charakteru terénu a na účelu pozorování.

viz pozorování meteorologické reprezentativní, stanice meteorologická reprezentativní.

syn. refrakce atmosférická.

syn. zchlazování.

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

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

základní kategorie mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Vystihuje podstatné znaky vzhledu oblaku, které se jeví pozorovateli na zemském povrchu. Každý oblak, který se vyskytuje v troposféře, lze zařadit do jednoho z následujících 10 druhů: cirrus (Ci), cirrocumulus (Cc), cirrostratus (Cs), altocumulus (Ac), altostratus (As), nimbostratus (Ns), stratocumulus (Sc), stratus (St), cumulus (Cu), cumulonimbus (Cb). Jeden a týž oblak nemůže současně náležet k více druhům, takže označení druhů se u téhož oblaku vzájemně vylučují.

označení pro poměrně teplé a vlhké počasí, které se může vyskytnout ve stř. Evropě mezi Vánocemi a Novým rokem při proudění rel. teplého mořského vzduchu od jihozápadu až západu a které nastupuje po období tužších mrazů. V nižších a středních polohách se zpravidla projevuje deštěm, táním sněhové pokrývky a ledových krytů na vodních hladinách, zatímco ve vyšších horských polohách může při nízko položené hranici sněžení dojít k nárůstu výšky sněhové pokrývky. Existence vánoční oblevy, dříve považované za jednu ze středoevropských singularit, která údajně odděluje časnou zimu od „vlastní“ zimy, byla v novějších pracích zpochybněna. Častěji totiž dochází k pokračování relativně teplého počasí z druhé dekády prosince, kdy sněhová pokrývka v nižších polohách nebývá přítomna. Vánoční obleva je u nás zachycena v lid. povětrnostní pranostice k 24. 12. „Na Adama a Evu čekejte oblevu“.

viz obleva vánoční.

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

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

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

Termín je příbuzný s lat. ros téhož významu.

záznam drosografu.

Termín vznikl odvozením od termínu drosograf, analogicky k pojmům telegram a telegraf. Skládá se z řec. δρόσος [drosos] „rosa“ a γράμμα [gramma] „písmeno, zápis“.

registrátor množství rosy pracující zpravidla na váhovém principu. V ČR byly dříve používány drosografy jiného principu, jejichž deformačním čidlem byl konopný provázek. Drosograf umožňuje sledovat časový průběh nárůstu, popř. i vypařování rosy na umělých tělesech. Výsledky nesouhlasí přesně se stavem orosení porostů. Někdy se drosograf označuje nevhodným hybridním názvem rosograf.

Termín se skládá z řec. δρόσος [drosos] „rosa" a z komponentu -γραφos [-grafos], odvozeného od slovesa γράφειν [grafein] „psát“.

syn. rosoměr.

Termín se skládá z řec. δρόσος [drosos] „rosa“ a μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

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

zařízení k určování množství rosy. Je tvořeno dřevěnou destičkou opatřenou speciálním nátěrem, umístěnou vodorovně obvykle ve výšce porostů. Exponuje se po západu Slunce, měření se provádí v ranních hodinách. Vzhled povrchu orosené destičky se srovnává se sadou charakteristických fotografií, podle nichž se odhadne přibližné množství rosy. Uvedenou metodu měření rosy navrhl S. Duvdevani v Izraeli v r. 1947. V provozní praxi ČHMÚ se tato metoda nepoužívá.

viz diagram Rossbyho.

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

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

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

proudění vzduchu v závětří hor, které je vázáno na vert. nepříliš mohutnou vrstvu vzduchu s dostatečně silným prouděním zhruba kolmým k ose pohoří, přičemž tato vrstva má převážně stabilní zvrstvení. Charakteristickým jevem rotorového proudění je vzájemné prostorové přibližování jednotlivých rotorů, často až do té míry, že v závětrném prostoru vznikají dvojice opačně rotujících rotorů ve spojení se silnou až extrémní turbulencí. Rotory lze někdy identifikovat na základě výskytu oblaků cumulus fractus. Viz též oblak rotorový.

kapalinový tlakoměr, jehož princip navrhl E. Torricelli a pokus s jeho použitím provedl V. Viviani (1643). U rtuťového tlakoměru je tlak vzduchu v rovnováze s tíhou rtuťového sloupce. Délka tohoto sloupce se pro met. účely měří s přesností na 0,1 mm nebo vyšší a redukuje se na teplotu 0 °C a normální (standardní) tíhové zrychlení 9,80665 m.s^–2. Podle konstrukce se rtuťové tlakoměry dělí na tlakoměry nádobkové, násoskové, nádobkové–násoskové a váhové. Vzhledem k tomu, že rtuťový tlakoměr měří tlak vzduchu pomocí délky rtuťového sloupce, byly první jednotky tlaku vzduchu délkové. Proto se užívala např. jednotka milimetr rtuťového sloupce (mm Hg), nahrazená později jednotkou torr. Vzhledem k závislosti údaje na teplotě je vhodné umístění rtuťových tlakoměrů uvnitř budov v místech, kde nedochází k rychlým změnám teploty vzduchu, navíc se tak tlumí oscilace vyvolané nárazovitosti proudění. Pro měření tlaku vzduchu na stanicích na území ČR se už rtuťové tlakoměry nepoužívají. Viz též trubice barometrická, „pumpování" tlakoměru.

kapalinový teploměr, jehož teploměrnou kapalinou je rtuť. Bod tuhnutí rtuti je –38,8 °C. V meteorologii se používal převážně v provedení jako staniční, maximální a půdní. Prodej rtuťových teploměrů byl již v ČR zakázán.

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.

anemometr, který pozorovatel drží při měření v ruce ve výšce asi 2 m nad zemí. Používá se pro operativní měření v terénu, která mají informativní charakter. Nejčastěji se používají přístroje s přímým čtením okamžité rychlosti větru, méně mech. přístroje, které měří prům. rychlost větru za stanovené období expozice (60 až 100 s). Jako čidla se používá zpravidla miskový anemometr. Na profesionálních stanicích ČR se používají při nefunkčnosti automatického měřicího systému.

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