Elektronický meteorologický slovník

viz index zavlažení Končkův.

úhel mezi rovinou astronomického obzoru a spojnicí místa pozorování na zemském povrchu s uvažovaným bodem na obloze, případně na nebeské sféře, např. se středem slunečního disku, hvězdou apod. Doplněk výšky nad obzorem do 90° se nazývá zenitový úhel. V atmosférických vědách má hlavní význam výška Slunce nad obzorem, která je spolu s délkou světlého dne určujícím faktorem solárního klimatu.

stadium vývoje cyklony, ve kterém tlak vzduchu ve středu cyklony klesá. Toto stadium obvykle zahrnuje stadium mladé cyklony a stadium jejího největšího rozvoje. Viz též vyplňování cyklony.

stadium vývoje cyklony, ve kterém tlak vzduchu ve středu cyklony klesá. Toto stadium obvykle zahrnuje stadium mladé cyklony a stadium jejího největšího rozvoje. Viz též vyplňování cyklony.

úhel mezi izohypsou a izolinií advehované veličiny, např. teploty nebo vlhkosti vzduchu. Označíme-li směr geostrofického větru jako směr izohypsy a v případě advekce teploty směr termálního větru jako směr izotermy, potom při úhlu advekce v intervalu od 0° do 180° mluvíme o studené advekci a při úhlu advekce od 180° do 360° o teplé advekci. Studená, resp. teplá advekce se v daném místě nebo oblasti projevuje advekčním ochlazováním nebo oteplováním. Jako kladný označujeme úhel od izohypsy k izotermě proti směru otáčení hod. ručiček. Změny teploty vyvolané advekcí jsou největší při úhlu advekce 90° a 270° ( –90°) a nulové při úhlu advekce 0° a 180°. K určování úhlu advekce lze použít mapy barické topografie se zakreslenými izotermami.

úhel mezi směrem skutečného větru a směrem gradientového větru, vanoucího podél izobar, zjišťovaný na přízemních synoptických mapách. Tato úhlová odchylka se zvětšuje s drsností povrchu, rostoucí vertikální stabilitou atmosféry a s klesající zeměp. šíkou. Směřuje do strany s nižším tlakem vzduchu. V našich zeměp. šířkách dosahuje na pevnině hodnot kolem 30° (nad mořem podstatně méně), mívá však určitý denní chod. Odchylka skutečného směru větru od směru větru gradientového se může vyskytovat i ve volné atmosféře, kde svědčí o existenci ageostrofického větru.

syn. leader [lídr] – slabě svítící prorůstající iniciální stadium blesku. Dráhu vůdčího výboje ovlivňuje max. gradient elektrického potenciálu v čele hlavy tohoto výboje a el. vodivost vzduchu na jeho dráze. Větvení vůdčího výboje blesku nastává ve směru šíření, vůdčí výboj bývá zpravidla stupňovitý, jen zřídka souvislý (tzv. trvalý).
Stupňovitý vůdčí výboj prvního dílčího výboje blesku je dvojího typu. Typ α má délku jednotlivých stupňů do 200 m (s prům. délkou 50 m) a rychlost postupu v jednotlivých stupních řádově 10⁵ m.s^–1; mezi jednotlivými stupni je pauza 30 až 100 µs, takže efektivní rychlost šíření výboje je menší. Typ β má zpočátku značně vyšší efektivní rychlost než typ α, v dalším stadiu vývoje dochází k jeho převážně horiz. větvení, jeho rychlost klesá alespoň o jeden řád, přičemž výboj někdy vůbec nedosáhne země. Proud stupňovitého vůdčího výboje bývá několik stovek ampérů až cca 2 kA.
Souvislý (tzv. trvalý) vůdčí výboj blesku nemá stupňovitý charakter. Rychlost šíření je obvykle menší než rychlost postupu stupňovitého vůdčího výboje blesku v jednotlivých stupních.

souhrn průvodních jevů při zasažení zemského povrchu, objektů na zemi nebo v atmosféře, např. letadla, bleskem. V tech. praxi se např. zjišťuje hustota úderů blesku do země, počet úderů blesku do el. vedení, pravděpodobnost úderu blesku do objektu apod.

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

jednorázový impulz záporné nebo kladné polarity velmi krátkého trvání (několik desítek nebo stovek µs) v rámci dílčího výboje blesku; vyznačuje se vysokou amplitudou proudu blesku od 10² do 3.10⁵ A.

syn. vlhkost vzduchu specifická – charakteristika vlhkosti vzduchu s, která udává hmotnost vodní páry v jednotce hmotnosti vlhkého vzduchu, tj.
$s=\frac{m_v}{m_v+m_d},$
kde m_v značí hmotnost vodní páry a m_d hmotnost suchého vzduchu v daném objemu vlhkého vzduchu. Měrnou vlhkost vzduchu lze vyjádřit pomocí tlaku vodní páry e a tlaku vzduchu p vztahem:
$s=\frac{\epsilon e}{p-\left(1-\epsilon \right)e}\cong \frac{\epsilon e}{p},$
kde konstanta ε ≈ 0,622 je poměr měrné plynové konstanty pro suchý vzduch a pro vodní páru. Měrná vlhkost vzduchu je bezrozměrná veličina, která v atmosféře dosahuje hodnot řádu 10^–3. V meteorologii ji proto často udáváme v jednotkách g.kg^–1. Číselnou hodnotou se měrná vlhkost blíží hodnotě směšovacího poměru vodní páry.

konstanta úměrnosti ve stavové rovnici daného ideálního plynu. Je vlastností plynu a lze ji vyjádřit vztahem R = R^* / m, kde R^* je univerzální plynová konstanta a m značí relativní (poměrnou) molekulovou hmotnost plynu. Pro suchý vzduch platí R_d = 287,04 J.kg^–1.K^–1 a pro vodní páru je R_v = 461,5 J.kg^–1.K^–1. Ve stavové rovnici pro vlhký vzduch používáme hodnotu R_d a teplotu nahrazujeme hodnotou teploty virtuální. Viz též teplo měrné, Mayerův vztah.

množství tepelné energie potřebné k ohřátí látky jednotkové hmotnosti o 1 K. U plynů rozlišujeme měrné teplo při stálém tlaku c_p a měrné teplo při stálém objemu c_v. Měrné teplo plynů závisí na teplotě a tlaku a lze je přímo měřit. V rozsahu podmínek běžných v atmosféře lze tuto závislost zanedbat a považovat hodnoty c_p a c_v za konstantní. Pro suchý vzduch lze užít hodnoty pro 273,16 K: c_pd = 1 004 J.kg^–1.K^–1, c_vd = 717 J.kg^–1.K^–1. Ve vlhkém vzduchu o směšovacím poměru vodní páry r_v je možné použít přibližné vztahy:
$c_p\equiv c_{pd}(1+0.86r_v),c_v\equiv c_{vd}(1+0.96r_v).$
Viz též vztah Mayerův.

množství tepelné energie potřebné k ohřátí látky jednotkové hmotnosti o 1 K. U plynů rozlišujeme měrné teplo při stálém tlaku c_p a měrné teplo při stálém objemu c_v. Měrné teplo plynů závisí na teplotě a tlaku a lze je přímo měřit. V rozsahu podmínek běžných v atmosféře lze tuto závislost zanedbat a považovat hodnoty c_p a c_v za konstantní. Pro suchý vzduch lze užít hodnoty pro 273,16 K: c_pd = 1 004 J.kg^–1.K^–1, c_vd = 717 J.kg^–1.K^–1. Ve vlhkém vzduchu o směšovacím poměru vodní páry r_v je možné použít přibližné vztahy:
$c_p\equiv c_{pd}(1+0.86r_v),c_v\equiv c_{vd}(1+0.96r_v).$
Viz též vztah Mayerův.

syn. hustota vodní páry, vlhkost vzduchu absolutní.

syn. hustota vzduchu.

objem látky o jednotkové hmotnosti. Udává se v m³.kg^–1 a je převrácenou hodnotou hustoty látky. V meteorologii se setkáváme zejména s měrným objemem vzduchu jakožto převrácenou hodnotou hustoty vzduchu. Viz též plocha izosterická.

syn. uzel.

syn. knot – jednotka používaná zejména v letecké meteorologii k vyjádření rychlosti větru. Její velikost je dána převodním vztahem:
$1 kt=\mathrm{0,514}79m.s^{–1}=\mathrm{1,853}2km.h^{–1},$
$1m.s^{-1}=\mathrm{1,942}54kt.$
Uzel je definován jako dráha 1 námořní míle, tj. 1 853,248 m za hodinu. Tato jednotka vznikla v mořeplavectví a používala se hlavně k vyjadřování rychlosti lodi nebo vodního proudu. K měření v uzlech sloužilo zařízení zvané log, na jehož šňůře, opatřené plováky a spouštěné z paluby pohybující se lodi do vody, byly navázány uzly v konstantní vzdálenosti přibližně 15 m. Údaj v uzlech byl dán počtem uzlů prošlých rukama námořníka za 28 s.

1. výraznější změna jednoho nebo více meteorologických prvků nebo ukončení některého nepříznivého met. jevu nad určitým místem nebo oblastí v průběhu několika hodin. V letecké meteorologii se zlepšení počasí charakterizuje podle mezinárodně dohodnutých pravidel, která jsou v podobě tzv. kritérií pro změnu uvedena v předpisu L3–METEOROLOGIE a mohou být dále specifikována v Dílčích dohodách o rozsahu a formě poskytovaných služeb a leteckých MET informací pro jednotlivá střediska letových a navigačních služeb Řízení letového provozu ČR;
2. rel. pojem, označující změnu počasí příznivou pro určité lidské činnosti. Za zlepšení počasí je možno považovat např. rozplynutí mlhy, ukončení srážek, podstatné zeslabení větru, nástup slunečného počasí, popř. vyjasnění, skončení mrazivého období, veder apod. Viz též zpráva o náhlé změně počasí, zhoršení počasí, změna počasí.

syn. proces ultrapolární.

děj ultrapolární – podle B. P. Multanovského vpád arkt. vzduchových hmot od severu nebo severovýchodu do evropské části Ruska, který se projevuje na přízemních synoptických mapách postupem středů anticyklon po tzv. ultrapolární ose směrem k jihu nebo jihozápadu. V současné době jde již o historický pojem související s vývojem synoptické meteorologie zejména v někdejším Sovětském svazu. Viz též vzduch arktický, vpád polární, reper.

viz klasifikace atmosférických iontů.

elmag. záření o vlnových délkách 0,1–0,4 µm. Sluneční ultrafialové záření se dále člení na vlnové oblasti: UVA 0,315–0,400 µm, UVB: 0,280–0,315 µm a UVC: 0,100–0,280 µm. Při průchodu atmosférou je intenzívně pohlcováno v ozonové vrstvě a přispívá tak významně k energetické bilanci stratosféry. Při průniku k zemskému povrchu má zejména UVB složka intenzivní biologické účinky a je důležitým klimatickým faktorem.

mezinárodně standardizovaná bezrozměrná veličina, která vyjadřuje účinky ultrafialového záření na lidské zdraví. Jeho hodnota se určuje integrací naměřené nebo předpovídané intenzity dopadajícího ultrafialového záření (obvykle v rozsahu vlnových délek mezi 250 a 400 nm), vážené tzv. erytémovým akčním spektrem.  Tento parametr vyjadřuje relativní míru reakce pokožky zčervenáním. Jeho hodnota pro vlnové délky do 298 nm je 1, dále pak s rostoucí vlnovou délkou exponenciálně klesá. Po normalizaci hodnotou 25 mW.m^-2 a zaokrouhlením na celá čísla nabývá UV index hodnot 0 a vyšších, a to obvykle v řádu jednotek, přičemž vyšší hodnota značí větší riziko poškození pokožky a očí a současně kratší dobu, po níž dojde k negativním projevům UV záření.
Hodnotu UV indexu ovlivňuje celá řada faktorů, především výška Slunce nad obzorem, množství ozonu v atmosféře, oblačnost a albedo zemského povrchu, kdy ke zvýšení UV indexu významně přispívá sněhová pokrývka. Na území ČR mohou polední maxima dosáhnout hodnot 8 až 9, v tropech 12 až 15, nicméně v horských tropických oblastech i přes 20.
Podle hodnot rozeznáváme UV index nízký (do 2), střední (3-5), vysoký (6-7), velmi vysoký (8-10) a extrémní (11 a více). Od středních hodnot UV indexu je žádoucí ochrana před slunečním zářením; nabývá-li hodnot 8 a více, je nutná už speciální ochrana (minimalizace pobytu na slunci v poledních hodinách, nezbytné jsou brýle, pokrývka hlavy i těla, opalovací krémy), aby nedošlo k nežádoucí účinkům na lidské zdraví.

v Köppenově klasifikaci klimatu jedno z pěti hlavních klimatických pásem, označené písmenem C. Prům. měs. teplota vzduchu v nejchladnějším měsíci je mezi 18 °C a –3 °C a roč. úhrn srážek je vyšší než prahová hodnota suchého klimatu. Podle roč. chodu srážek rozeznáváme tři hlavní klimatické typy mírného dešťového klimatu: celoročně vlhké (Cf), se suchým létem (Cs) a se suchou zimou (Cw). Typ se suchým létem odpovídá středomořskému klimatu, typ se suchou zimou můžeme řadit pod monzunové klima. Další členění vychází z prům. měs. teploty vzduchu v nejteplejším měsíci, která vždy dosahuje nejméně 10 °C, někdy však i přes 22 °C, jako např. u tzv. klimatu oliv (Csa). Zimy jsou zde mírné, se srážkami převážně ve formě deště, což umožňuje výskyt biomů s velkým podílem listnatých dřevin; mírné dešťové klima proto můžeme označit i jako mezotermické klima. Kryje se se subtropickým klimatem a částečně i s klimatem mírných šířek v Alisovově klasifikaci klimatu.

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

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

v Köppenově klasifikaci klimatu jedno z pěti hlavních klimatických pásem, označené písmenem C. Prům. měs. teplota vzduchu v nejchladnějším měsíci je mezi 18 °C a –3 °C a roč. úhrn srážek je vyšší než prahová hodnota suchého klimatu. Podle roč. chodu srážek rozeznáváme tři hlavní klimatické typy mírného dešťového klimatu: celoročně vlhké (Cf), se suchým létem (Cs) a se suchou zimou (Cw). Typ se suchým létem odpovídá středomořskému klimatu, typ se suchou zimou můžeme řadit pod monzunové klima. Další členění vychází z prům. měs. teploty vzduchu v nejteplejším měsíci, která vždy dosahuje nejméně 10 °C, někdy však i přes 22 °C, jako např. u tzv. klimatu oliv (Csa). Zimy jsou zde mírné, se srážkami převážně ve formě deště, což umožňuje výskyt biomů s velkým podílem listnatých dřevin; mírné dešťové klima proto můžeme označit i jako mezotermické klima. Kryje se se subtropickým klimatem a částečně i s klimatem mírných šířek v Alisovově klasifikaci klimatu.

odpovídá hodnotě měrné plynové konstanty daného plynu vynásobené jeho relativní (poměrnou) molekulovou hmotností. Hodnota univerzální plynové konstanty R^* = 8,314 J.K^–1.mol^–1, je stejná pro všechny ideální plyny a odpovídá součinu Avogadrova čísla a Boltzmanovy konstanty.

konvekce, jejíž jejíž rozmístění v prostoru vykazuje určitou pravidelnost. Lineární uspořádání konvekce se vyskytuje např. na studené frontě druhého druhu, vlhkostním rozhraní, brízové frontě, čáře instability nebo v blízkosti protáhlých pohoří. Ke složitějším prostorovým uspořádáním patří oblačné ulice a buněčná konvekce. Viz též konvekce organizovaná.

orgán poskytující met. služby. Viz též úřad meteorologický.

tlakový útvar, který určuje směr proudění vzduchu a celkovou povětrnostní situaci v dané oblasti. Nejčastěji jím bývá rozsáhlá, málo pohyblivá a studená cyklona, nebo vysoká a teplá anticyklona.

syn. napětí vodní páry – parciální tlak vodní páry ve vzduchu. Patří k zákl. charakteristikám vlhkosti vzduchu. Jednotkou v meteorologii je hektopascal (hPa), dříve se užívaly jednotky milibar nebo torr. Viz též vodní pára, izovapora, vzorec Hannův, vztah Thomsonův, tlak nasycené vodní páry.

tlak vodní páry, která je ve stavu termodynamické rovnováhy s rovným povrchem čisté vody za dané teploty. Viz též nasycení, rovnice Clausiova–Clapeyronova, vzduch nasycený.

tlak vodní páry, která je ve stavu termodynamické rovnováhy s rovným povrchem čistého ledu za dané teploty. Viz též nasycení, rovnice Clausiova–Clapeyronova, vzduch nasycený.

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

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

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

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

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

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

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

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

někdy používané označení pro stavovou rovnici ideálního plynu.

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

vzorec, který vyjadřuje úhel sklonu frontální plochy v závislosti na rychlosti proudění a teplotě vzduchových hmot po obou stranách frontální plochy. Pro stacionární frontu ho odvodil M. Margules (1906) ve tvaru
$\mathrm{tg}\alpha =\frac{\lambda }{g}\frac{v_1{T}_2-v_2{T}_1}{T_2-T_1},$
kde α je úhel sklonu atmosférické fronty, λ Coriolisův parametr, g velikost tíhového zrychlení, T₁ teplota v K a v₁ rychlost proudění studeného vzduchu, T₂ teplota a v₂ rychlost proudění teplého vzduchu. Předpokládá se při tom, že obě proudění jsou geostrofická a rovnoběžná s frontální plochou. Viz též vítr geostrofický.

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

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

syn. rovnice vertikální rychlosti v p-systému.

viz děj polytropní.

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

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

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

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

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

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

viz vztah Ferrelův.

balon z elastického materiálu, naplněný plynem lehčím než vzduch a vyvážený břemenem tak, aby v určité hladině užitečná stoupací síla balonu byla rovná nule. Používá se k určování horiz., popř. vert. rychlostí větru.

regionální označení plně vyvinuté tropické cyklony v oblastech sev. Atlantského oceánu, sv. Tichého oceánu východně od datové hranice a jv. Tichého oceánu východně od 160° v. d. Desetiminutový (v USA minutový) průměr rychlosti přízemního větru v hurikánu dosahuje nejméně 33 m.s^–1. Intenzita hurikánu se určuje nejčastěji na základě Saffirovy-Simpsonovy stupnice.

Termín je odvozen od španělského výrazu huracán, přejatého z karibského jazyka Taino, v němž označoval boha nepříznivého počasí. Je možné, že má původ ve slově hunraken „noha“, kterým Mayové označovali oj Velkého vozu, jež se u nich na obloze objevovala v době hurikánové sezóny. Španělský termín se v mnoha podobách rozšířil do dalších jazyků. Podoba hurikán do češtiny pronikla přes angličtinu, ovšem až poté, co byla z němčiny převzata forma orkán a z francouzštiny uragán, přičemž každý z těchto termínů má v současnosti odlišný význam.

vítr o prům. rychlosti 32,7 m.s^–1 a více, což je 118 km.h^–1 a více. Odpovídá dvanáctému (nejvyššímu) stupni Beaufortovy stupnice větru. Případy plošně rozsáhlého výskytu orkánu dostávají v Německu jména podle hlubokých mimotropických cyklon, které je způsobily (např. orkán Kyrill); název se přenáší i do českých médií.

Termín je odvozen od španělského výrazu huracán, viz hurikán; do češtiny pronikl přes holandštinu a němčinu.

v češtině hovorové označení pro velmi silný vítr s ničivými účinky.

hladina s dostatečně výrazným, ustáleným a co do směru nepříliš plošně proměnlivým přenosem vzduchu ve stř. troposféře, v jehož směru se v podstatě přemísťují přízemní tlakové útvary (odtud řídící proudění). Za hladinu řídícího proudění se obvykle považuje hladina, ve které leží osa výškové frontální zóny. V létě to bývá hladina okolo 500 hPa, v zimě okolo 700 hPa. Viz též proudění řídící.

výška vodní hladiny nad zvolenou výškovou úrovní v daném místě. Měří se na vodoměrných stanicích pomocí různých hladinoměrů, vyjadřuje se v centimetrech. Může sloužit k vydávání hydrologických výstrah, v případě vodních toků také k určování jejich průtoků. Viz též povodeň.

hladina v atmosféře, určená svou výškou, popř. tlakem vzduchu, v níž se vzduch stává nasyceným vodní párou při adiabatickém ději. Přechod k nasycení je vyvolán ochlazením vzduchu při adiabatické expanzi. Podle podmínek, za kterých adiabatický děj probíhá, rozlišujeme kondenzační hladinu výstupnou, konvekční a turbulentní. Viz též kondenzace vodní páry.

kondenzační hladina, ve které vystupující nenasycená vzduchová částice přejde do stavu nasycení vodní párou následkem ochlazování při adiabatické expanzi. Výstupný pohyb může být způsoben termickou nebo vynucenou konvekcí. Výstupnou kondenzační hladinu určujeme na termodynamickém diagramu jako hladinu, v níž se protíná stavová křivka vystupující částice a izograma proložená teplotou rosného bodu v počáteční hladině výstupu. Výstupnou kondenzační hladinu určujeme nejčastěji pro adiabatický výstup z přízemní hladiny. Lze ji však určit pro výstup z libovolného bodu křivky teplotního zvrstvení. Viz též teplota výstupné kondenzační hladiny.

hladina (výška), v níž se teplota vzduchové částice, vystupující nasyceně adiabaticky z výstupné kondenzační hladiny, poprvé vyrovná teplotě okolí v podmíněně instabilní atmosféře. Nad hladinou volné konvekce až do hladiny, v níž se částice stává opět chladnější než okolí, získává vzduchová částice kladné zrychlení na úkor CAPE. Na termodynamickém diagramu se poloha hladiny volné konvekce určuje jako průsečík nasycené adiabaty proložené charakteristickým bodem a křivky teplotního zvrstvení. Viz též teplota hladiny volné konvekce, instabilita atmosféry podmíněná.

hladina (výška) v atmosféře, ve které tají ledové krystalky a sněhové vločky při pádu k zemi. Odpovídá výšce izotermy 0 °C. Její poloha se mění s denní a roční dobou, v závislosti na zeměp. šířce a na vlastnostech vzduchové hmoty.

zařízení nebo přístroj k měření vodního stavu. Nejjednodušším hladinoměrem je vodočet, složitějšími různé typy limnigrafů.

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

syn. zesilování anticyklony – stadium vývoje anticyklony, v němž zesiluje anticyklonální cirkulace a které se na synoptické mapě projevuje vzestupem tlaku vzduchu nebo geopotenciálu ve středu anticyklony. Mohutnění anticyklony začíná objevením první uzavřené izobary nebo izohypsy a končí dosažením nejvyšší hodnoty tlaku vzduchu nebo geopotenciálu. Může trvat několik dnů. Viz též slábnutí anticyklony.

viz síla Coriolisova.

zrychlení g, které danému tělesu uděluje síla zemské tíže, tj. výslednice gravitační síly a odstředivé síly rotace Země. Závisí na zeměp. šířce a nadm. výšce, pro hladinu moře platí na rovníku g = 9,780 m.s^-2, na pólech g = 9,832 m.s^-2. Ve značné části meteorologických výpočtů však lze tyto závislosti zanedbat a např. používat konvenčně stanovenou hodnotu tzv. normálního tíhového zrychlení g = 9,806 65 m.s^-2, jež se vztahuje ke 45. rovnoběžce s. š. a mořské hladině. Pro přesnější barometrické výpočty realizované např. prostřednictvím barometrické formule se však závislost tíhového zrychlení na z. š. zpravidla uvažuje.  

(VMC, VFR) – met. podmínky stejné nebo lepší než stanovená minima pro dohlednost, vzdálenost od oblaků a od základny oblaků. Viz též let za viditelnosti povrchu Země, minima letištní provozní.

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.

nastavení výškoměru na takovou hodnotu tlaku vzduchu, při níž přístroj udává výšku nad zvolenou referenční hladinou, např. nad dráhou letiště nebo nad hladinou moře, nebo nad tzv. převodní hladinou udává letovou hladinu. Po průletu převodní hladinou je nastaven tlak 1 013 hPa, převodní hladinou je v ČR zpravidla výška 5 000 FT MSL.

v letecké meteorologii slovní komentář meteorologa o existujících a očekávaných podmínkách počasí na letové trati určený posádce letadla. Obsahuje zejména upozornění na nebezpečné jevy. Viz též předpověď počasí letecká.

vzduchová hmota, která má alespoň ve spodní části stabilní zvrstvení, tedy vertikální teplotní gradient menší než nasyceně adiabatický. Ve stabilní vzduchové hmotě se často vyskytují inverze teploty, izotermie a jen malá turbulence. Při dostatečné vlhkosti vzduchu v ní vznikají mlhy nebo nízké vrstevnaté oblaky, hlavně v chladné části roku. Viz též hmota vzduchová instabilní.

vzduchová hmota, která má alespoň ve spodní části stabilní zvrstvení, tedy vertikální teplotní gradient menší než nasyceně adiabatický. Ve stabilní vzduchové hmotě se často vyskytují inverze teploty, izotermie a jen malá turbulence. Při dostatečné vlhkosti vzduchu v ní vznikají mlhy nebo nízké vrstevnaté oblaky, hlavně v chladné části roku. Viz též hmota vzduchová instabilní.

v meteorologii jeden z rysů časových změn atm. dějů, který je protějškem jejich proměnlivosti a projevuje se tendencí k zachování existujícího typu počasí nebo existujících hodnot meteorologických prvků. V časových řadách met. prvků se persistence projevuje zachováváním současných hodnot i v blízké budoucnosti. Míra projevu persistence klesá s rostoucí délkou sledovaného období a obvykle závisí na zeměp. poloze, roč. době a řadě met. faktorů. Je různá podle toho, zda uvažujeme celkový charakter počasí nebo jednotlivé met. prvky. Z existence persistence vycházejí rovněž některé pomocné metody používané v předpovědích počasí, např. v souvislosti s využíváním přirozených synoptických období nebo při analýze klimatologických řad. Persistence je obecně podmíněna setrvačností dějů v atmosféře. Viz též předpověď počasí perzistentní.

Termín pochází z lat. persistentia „vytrvání“ (od persistere „vytrvat“).

nevyvíjí-li se počasí v souladu s vydanou krátkodobou předpovědí počasí, tato dříve vydaná předpověď se upřesňuje. Nejčastěji bývá upřesnění předpovědi prováděno v letištních předpovědích počasí se zřetelem na zachycení změn meteorologických prvků, které zásadně ovlivňují letecký provoz. Opravená nebo upřesněná předpověď je v letecké meteorologii označována jako AMD (amended). Viz též předpověď počasí letištní.

syn. dozimetr kolorimetrický – dříve používaný jednoduchý přístroj pro měření ultrafilového záření podle změny barvy kapaliny (leukosulfitu fuchsinu) vystavené slunečnímu záření. Viz též měření záření.

1. výraznější nepříznivá změna jednoho nebo více meteorologických prvků nebo počátek výskytu některého nepříznivého, popř. nebezpečného met. jevu nad určitým místem nebo oblastí v průběhu většinou několika hodin. V letecké meteorologii se zhoršení počasí charakterizuje podle mezinárodně dohodnutých pravidel, která jsou v podobě tzv. kritérií pro změnu uvedena v předpisu L3–METEOROLOGIE a mohou být dále specifikována v Dílčích dohodách o rozsahu a formě poskytovaných služeb a leteckých MET informací pro jednotlivá střediska letových a navigačních služeb Řízení letového provozu ČR;
2. rel. pojem označující změnu počasí nepříznivou pro určité lidské činnosti. Např. vytvoření mlhy znamená zhoršení počasí pro dopravu, podstatné zesílení větru nebo prudký pokles teploty vzduchu je zhoršení počasí pro mnohem širší okruh činností. Naopak začátek srážek považuje většina jednotlivců za zhoršení počasí, zatímco zemědělci a vodohospodáři po déle trvajícím suchém období za příznivou změnu. Viz též zlepšení počasí, změna počasí, zpráva o náhlé změně počasí.