Elektronický meteorologický slovník

výpar z vlhkých povrchů, tj. z volné vodní hladiny, z půdy, zvlhčeného povrchu rostlin apod. Zpravidla pod evaporaci zahrnujeme i sublimaci sněhové pokrývky a ledu. Intenzita evaporace závisí na fyz. vlastnostech daného povrchu (míře nasycení vodou, teplotě, drsnosti, barvě apod.) i na met. podmínkách, především na vlhkosti vzduchu, vyjádřené např. sytostním doplňkem, dále na rychlosti větru, tlaku vzduchu aj. V bioklimatologii je evaporace označována též jako neproduktivní výpar, protože není v přímé souvislosti s produkcí biomasy.

Termín pochází z lat. evaporatio „vypařování“ (z ex „z, od“ a vapor „pára, výpar“).

syn. výparoměr.

Termín se skládá ze slova evaporace a řec. μέτρον [metron] „míra, měřidlo“.

obor zabývající se měřením výparu a jeho metodikou. Viz též hygrometrie, ombrometrie.

Termín se skládá ze slova evaporace a řec. -μετρία [-metria] „měření“.

syn. výpar celkový – souborné označení pro evaporaci a transpiraci. Viz též výpar, evapotranspirometr.

Termín zavedl amer. klimatolog C. W. Thornthwaite v r. 1944. Vytvořil ho spojením slov evaporace a transpirace.

přístroj pro měření evapotranspirace. Jeho zákl. částí je nádoba obsahující vzorek půdy s vegetační pokrývkou. Úbytek celkového množství vody způsobený výparem se určuje vážením nádoby s půdou a vegetací, nebo změřením spadlých srážek a množství odteklé vody z přístroje. Evapotranspirace se pak určuje jako rozdíl váhy půdy před a po skončení měření, popř. jako rozdíl srážek a množství zachycené vody. Viz též lyzimetr.

syn. evoluce klimatu – průběh stavů klimatického systému na Zemi, v konkrétním regionu nebo místě za určité období. Tento vývoj může mít buď podobu periodického či nepravidelného kolísání klimatu, spojeného často se střídáním fází určité klimatické oscilace, nebo se projevuje dlouhodobou jednosměrnou změnou klimatu. Vývoj klimatu v různých částech Země přitom může mít odlišný charakter kvůli rozdílnému vlivu příčinných klimatických faktorů. Vývoj klimatu ustavující relativně stabilní stav klimatického systému v určitém čase označujeme jako genezi klimatu.

syn. vývoj klimatu.

vítr působený výlučně horiz. složkou síly tlakového gradientu. Vane kolmo na izobary nebo izohypsy z oblasti vyššího do oblasti nižšího tlaku vzduchu. Podmínky pro vznik Eulerova větru mohou být v reálné atmosféře přibližně splněny pouze ve volné atmosféře nad rovníkem nebo v jeho blízkosti, protože horiz. složka Coriolisovy síly klesá na rovníku k nule a ve volné atmosféře lze sílu tření zanedbat. Pojem zavedl H. Jeffreys (1922).

syn. brázda rovníková, deprese ekvatoriální – mělký pás nízkého tlaku vzduchu mezi subtropickými pásy vysokého tlaku vzduchu obou polokoulí. Oblast rovníkové deprese je charakteristická téměř ideální barotropní atmosférou a vysokými hodnotami absolutní vlhkosti, které mohou i při nepatrné změně vertikální stability atmosféry způsobit výrazné výkyvy počasí. Osu rovníkové deprese tvoří intertropická zóna konvergence, která spolu s ní vykonává sezonní pohyb v meridionálním směru. Viz též cirkulace pasátová, buňka Hadleyova, klima dešťové tropické.

syn. tišiny tropické – pásmo bezvětří nebo slabých proměnlivých větrů v některých úsecích vnitřní části intertropické zóny konvergence. Námořnické označení pro rovníkové tišiny je doldrums.

syn. brázda ekvatoriální, deprese rovníková.

syn. brázda rovníková, deprese ekvatoriální – mělký pás nízkého tlaku vzduchu mezi subtropickými pásy vysokého tlaku vzduchu obou polokoulí. Oblast rovníkové deprese je charakteristická téměř ideální barotropní atmosférou a vysokými hodnotami absolutní vlhkosti, které mohou i při nepatrné změně vertikální stability atmosféry způsobit výrazné výkyvy počasí. Osu rovníkové deprese tvoří intertropická zóna konvergence, která spolu s ní vykonává sezonní pohyb v meridionálním směru. Viz též cirkulace pasátová, buňka Hadleyova, klima dešťové tropické.

záp. větry ve spodní troposféře, které se mohou vyskytnout v úzké centrální části intertropické zóny konvergence.

syn. vzduch ekvatoriální.

syn. klima rovníkové – v Alisovově klasifikaci klimatu jedno ze čtyř hlavních klimatických pásem, charakteristické celoroční přítomností ekvatoriálního vzduchu, které je tudíž celoročně vlhké. V Köppenově klasifikaci klimatu mu přibližně odpovídá klima tropického dešťového pralesa, avšak někdy tak bývá nevhodně označováno celé pásmo tropického dešťového klimatu.

syn. klima ekvatoriální.

nevh. označení pro tropický monzun.

nevh. označení pro intertropickou zónu konvergence, která ve skutečnosti nemá charakter atmosférické fronty.

syn. odrazivost radarová efektivní – rozšíření pojmu radarová odrazivost Z na cíle mimo oblast platnosti Rayleighova rozptylu, resp. na cíle s dielektrickou konstantou odlišnou od vody. Ekvivalentní radarová odrazivost Ze je číselně shodná s odrazivostí Z souboru sférických vodních kapek, který při Rayleighově rozptylu odráží stejné množství energie. Ze se obvykle používá pro tuhé srážky (sníh, kroupy, …) a měří se v dBZ.

teplota, které teor. nabude vzduch za předpokladu dokonalého vysušení zkondenzováním veškeré v něm obsažené vodní páry a úplného vypadání srážek. Rozlišujeme:
a) adiabatickou ekvivalentní teplotu T_ae, dříve též označovanou jako pseudoekvivalentní teplota. Na termodynamickém diagramu ji přibližně určíme tak, že myšlenou vzduchovou částici necháme vystoupit z výchozí hladiny po suché adiabatě do výstupné kondenzační hladiny, kde se vystupující vzduch stane nasyceným vodní párou; odtud pokračujeme po nasycené adiabatě ve výstupu až k okraji diagramu, čímž dosáhneme úplného vysušení vzduchu. Následně částici přesuneme po suché adiabatě do výchozí hladiny, kde přečteme hledanou teplotu T_ae. Posuneme-li uvažovanou vzduchovou částici po suché adiabatě do izobarické hladiny 1 000 hPa, dostaneme adiabatickou ekvivalentní potenciální teplotu, dříve též označovanou jako pseudopotenciální teplota.
b) izobarickou ekvivalentní teplotu T_ie. Při jejím určení předpokládáme, že vodní pára zkondenzuje za stálého tlaku vzduchu p a uvolněné latentní teplo kondenzace se spotřebuje na ohřátí vzduchu. Označíme-li teplotu vzduchu po tomto ohřátí T_ie, platí pro ni vzorec
$T_{ie}=T+\frac{L_{vw}w}{c_p},$
kde T značí teplotu vzduchu, L_vw latentní teplo kondenzace, w směšovací poměr vodní páry a c_p měrné teplo vzduchu při stálém tlaku. Z tohoto vzorce vyplývá, že každý gram zkondenzované vodní páry zvyšuje při stálém tlaku teplotu jednoho kilogramu vzduchu přibližně o 2,5 K. Izobarická ekvivalentní teplota je vždy nižší než adiabatická ekvivalentní teplota a spolu s ní se používá k analýze termodyn. vlastností vzduchových hmot. Přejdeme-li na termodyn. diagramu z bodu o souřadnicích p, T_ie po suché adiabatě do izobarické hladiny 1 000 hPa, dostaneme přečtením teploty izobarickou ekvivalentní potenciální teplotu, kterou však můžeme též určit jednoduchým výpočtem pomocí Poissonových rovnic adiabatického děje, známe-li T_ie. Izobarická ekvivalentní potenciání teplota se v meteorologii zpravidla považuje za nejvýraznější termodyn. konzervativní vlastnost vzduchových hmot.
V původním významu W. Bezolda (1905) se pojem ekvivalentní teplota používal jen ve smyslu izobarické ekvivalentní teploty, s čímž se lze ještě dnes sporadicky setkat. Teprve později se, zejména s rozvojem aerologie, začala rozlišovat adiabatická a izobarická ekvivalentní teplota.

hladina v atmosféře, v níž absolutní vorticita je konzervativní vlastností vzduchových částic a její lokální změny jsou působeny pouze horiz. geostrofickou advekcí. V reálné atmosféře obvykle bývají tyto podmínky přibližně splněny ve vrstvě 500 až 400 hPa. V minulosti byla ekvivalentně barotropní hladina často ztotožňována se standardní izobarickou hladinou 500 hPa. Vzhledem k tomu, že rovnice vorticity má v ekvivalentně barotropní hladině stejný tvar jako v hladině nondivergence v barotropní atmosféře, někdy se tyto dvě hladiny nesprávně ztotožňují. Viz též model barotropní, vítr geostrofický.

syn. plocha ekvipotenciální – obecně hladina (plocha) konstantní hodnoty určitého potenciálu. V meteorologii jde zpravidla o hladinu konstantní hodnoty geopotenciálu. V tom případě nulovou ekvipotenciální (neboli geopotenciální) hladinu obvykle ztotožňujeme s ideální mořskou hladinou.

syn. plocha ekvipotenciální – obecně hladina (plocha) konstantní hodnoty určitého potenciálu. V meteorologii jde zpravidla o hladinu konstantní hodnoty geopotenciálu. V tom případě nulovou ekvipotenciální (neboli geopotenciální) hladinu obvykle ztotožňujeme s ideální mořskou hladinou.

vnější část atmosféry Země s horní hranicí kolem 20 000 až 35 000 km, plynule přecházející do meziplanetárního prostoru. V této oblasti je elektronová hustota nízká a nacházejí se zde převážně volné atomy vodíku a hélia. Působení gravitace je slabé, což má za následek, že částice mohou unikat do okolního volného prostoru. Dolní hranici exosféry kladou různí autoři do odlišných výšek v rozmezí zhruba 500 až 700 km nad zemským povrchem.

Termín se skládá z řec. ἔξω [exó] „vně, mimo“ a σφαῖρα [sfaira] „koule, míč“ (přes lat. sphaera „koule, nebeská báň“).

průsečnice roviny oběžné dráhy Země kolem Slunce s nebeskou sférou a zároveň dráha slunečního disku při jeho zdánlivém ročním pohybu po nebeské sféře. Pozorovateli na zemském povrchu se jeví jako kružnice na nebeské sféře, jež protíná rovinu světového rovníku v jarním bodě a v podzimním bodě a svírá s ní v současné době úhel cca 23,44°. Velikost úhlu je dána sklonem zemské osy k rovině oběžné dráhy Země kolem Slunce a zároveň odpovídá zeměpisné šířce obratníků. V oblasti oblohy rozprostírající se podél ekliptiky se nalézají tzv. zvířetníková souhvězdí (zvěrokruh). Zdánlivý roční pohyb Slunce po ekliptice probíhá od západu na východ, je tedy protiběžný vůči dennímu zdánlivému pohybu Slunce po obloze. Celková zdánlivá dráha Slunce po obloze během roku je superpozicí obou zmíněných pohybů; tvoří spirálovitý útvar symetrický k rovině světového rovníku a dosahující od něj na severní i jižní polokouli maximální úhlové vzdálenosti odpovídající zeměpisné šířce obratníků. Roční zdánlivý pohyb Slunce po ekliptice vytváří základní předpoklad pro tzv. solární klima. Viz též světlo zvířetníkové.

obecné označení pro klimatické podmínky, hodnocené z hlediska životních funkcí organizmů. Ekologický přístup však vyžaduje, aby organizmy byly studovány ve vztahu k celému souboru vnějších faktorů, který zahrnuje jak podmínky abiotické, k nimž patří podmínky klimatické, tak i podmínky biotické. Otázkami ekoklimatu se zabývá ekologická klimatologie.

Termín se skládá z řec. οἶκος [oikos] „dům, obydlí“ a slova klima.

syn. ekoklimatologie – odvětví bioklimatologie, které se zabývá vztahy mezi živými organizmy a klimatickou složkou vnějšího prostředí. Předmětem ekologické klimatologie jsou ekologické nároky organizmů, jejich anatomické, fyziologické a morfologické (habituální) adaptace a geogr. rozšíření rostlin a živočichů v závislosti na klimatických podmínkách. Viz též ekoklima.

syn. ekoklimatologie – odvětví bioklimatologie, které se zabývá vztahy mezi živými organizmy a klimatickou složkou vnějšího prostředí. Předmětem ekologické klimatologie jsou ekologické nároky organizmů, jejich anatomické, fyziologické a morfologické (habituální) adaptace a geogr. rozšíření rostlin a živočichů v závislosti na klimatických podmínkách. Viz též ekoklima.

věda o vztazích organizmů a společenstev (ekosystémů) k vnějšímu prostředí a o vztazích organizmů navzájem. Významnou částí vnějšího prostředí je jeho klimatická složka, kterou současně ekosystémy přímo i nepřímo ovlivňují. Viz též ekoklima, klimatologie ekologická.

Termín zavedl něm. biolog E. Haeckel v r. 1866. Vytvořil ho spojením  řec. οἶκος [oikos] „dům, obydlí“ a komponentu -λoγία [-logia] „nauka, věda“, který je příbuzný se slovem λόγoς [logos] „výklad, slovo“.

syn. klimatologie ekologická.

Termín se skládá z  řec. οἶκος [oikos] „dům, obydlí“ a slova klimatologie.

hodnocení kvality (též bonity) klimatu malého měřítka z hlediska vhodnosti pro určitý účel, např. v zemědělství, stavebnictví, rekreaci, lázeňství apod. Jde o znalecké a komplexní posouzení klimatických rozdílů zpravidla v měřítku mikroklimatu a místního klimatu prováděné podle metodických schémat, v nichž se např. přihlíží k podmínkám provětrávání čili ventilace daného území, k převládajícím větrům, sklonu k vytváření inverzí teploty vzduchu a mrazových kotlin. Klimatologická bonitace vychází především ze zvláštností reliéfu krajiny a jeho důsledků pro místní klimatické podmínky. Zejména v městských oblastech a průmyslových aglomeracích je vhodné zahrnout do klimatologické bonitace také obsah znečišťujících látek v ovzduší. Je také vhodné, aby klimatologická bonitace byla ověřována ambulantním terénním meteorologickým měřením. Počátky klimatologické bonitace jsou u nás spojovány s pracemi A. Gregora, J. Mrkose a E. Quitta. Viz též bodování počasí.

zeslabení záření procházejícího daným prostředím. V meteorologii jde nejčastěji o zeslabení přímého slunečního záření následkem jeho rozptylu nebo absorpce v zemské atmosféře. Extinkce v atmosféře závisí na vlnové délce záření a je největší v případě krátkých vlnových délek. Viz též koeficient extinkce.

1. v klimatologii nejvyšší hodnota (maximum) nebo nejnižší hodnota (minimum) meteorologického prvku, zaznamenaná během určitého období. Rozdíl mezi maximem a minimem se nazývá amplituda. Lze hovořit o extrémech v denním nebo ročním chodu meteorologických prvků podobně jako o extrémech zjištěných v jednotlivých dnech, měsících, sezonách, letech nebo delších obdobích. Nejvyšší a nejnižší hodnoty met. prvku zaznamenané za celou dobu měření se označují jako absolutní extrémy, tj. absolutní maximum a absolutní minimum. Z extrémů jednotlivých dní, měsíců atd. je možné vypočítat průměrné extrémy, tj. průměrné denní, měsíční a roční maximum a minimum. Světové extrémy jsou evidovány WMO (http://wmo.asu.edu).
2. V meteorologii maximální, popř. minimální hodnota met. prvku za kratší období, např. 1, 3 nebo 6 hodin v případě maximálních hodnot rychlosti větru, 12 hodin v případě extrémů teplot ve zprávách SYNOP z evropských zemí.
3. Událost charakteristická přítomností výrazných meteorologických nebo klimatických anomálií, viz ohrožení hydrometeorologické.

Termín pochází z lat. extremus „nejzazší, krajní“, do češtiny pronikl přes němčinu.

absolutní maxima úhrnů srážek v závislosti na době jejich akumulace. Např. nejvyšší roční úhrn srážek na Zemi o hodnotě 26 470 mm byl zaznamenán od srpna 1860 do července 1861 na stanici Cherrapunji (Indie), označované jako jeden z pólů dešťů. Pokud uvažujeme kalendářní roky, je absolutním maximem 22 990 mm v roce 1861 na téže stanici. Za nejvyšší úhrnsrážek během 24 hodin byl prohlášen úhrn 1 825 mm, dosažený 7. – 8. 1. 1966 na stanici Foc–Foc na ostrově Réunion (často uváděný úhrn 1 870 mm z roku 1952 je chybný). V případě hodinové intenzity srážek je absolutním maximem na Zemi hodnota 305 mm, naměřená 22. 6. 1947na stanici Holt ve státě Missouri (USA).
Na území ČR je za nejvyšší roční úhrn srážek považována hodnota 2254,7 mm, dosažená v roce 1913 na stanici Lysá hora. Dosud nepřekonaný denní úhrn srážek 345,1 mm pochází z 29. 7. 1897, kdy byl dosažen v Jizerských horách na stanici Nová Louka. Oficiálně uznávané absolutní maximum hodinové intenzity srážek na území ČR je 116,6 mm, změřené 3. 9. 1956 na ombrografické stanici Hamry poblíž Chrudimi. Podstatně větší intenzita srážek však byla zjištěna v otevřených nádobách dne 25. 5. 1872 (před vznikem husté sítě srážkoměrných stanic), kdy v obci Mladotice na Plzeňsku mělo během cca jedné hodiny spadnout přibližně 234 mm srážek.
Mezi srážkové extrémy lze počítat i nejdelší dobu bez zaznamenaných srážek, a to na stanici Arica v Chile od října 1903 do ledna 1918.

nejnižší a nejvyšší hodnoty meteorologického prvku v určitém časovém intervalu, např. během dne (denní minimum a maximum), měsíce (měsíční minimum a maximum), roku (roční minimum a maximum), příp. za celou dobu pozorování stanice (absolutní minimum a maximum). Viz též extrém.

absolutní maxima rychlosti přízemního větru, a to zpravidla maximální rychlosti větru. To bylo na Zemi zaznamenáno 10. 4. 1996 při přechodu cyklonu Olivia přes Barrow Island v blízkosti severozápadního pobřeží Austrálie. Maximální rychlost větru zde dosáhla 113,2 m.s^–1, maximální hodnota pětiminutové rychlosti větru 48,8 m.s^–1. Pokud neuvažujeme tropické cyklony, je nejvyšší naměřenou hodnotou maximální rychlosti větru hodnota 103,3 m.s^–1, zjištěná 12. dubna 1934 na horské meteorologické stanici Mount Washington ve státě New Hampshire (USA). Ještě podstatně vyšší rychlosti větru mohou být dosaženy v tornádu, jsou však určovány nepřímo z měření dopplerovských meteorologických radarů. Zatím nejvyšší takto stanovená rychlost větru je 135 m.s^–1, dosažená 3. 5. 1999 v Bridge Creek, Oklahoma (USA).
Na území ČR má absolutní maximum rychlosti větru v nárazu hodnotu 57,8 m.s^–1; bylo dosaženo 19. 1. 2007 na stanici Labská bouda v Krkonoších, kdy vítr o síle orkánu souvisel s mimotropickou cyklonou Kyrill. Viz též pól větrů.

souhrnné označení pro maximální teplotu, minimální teplotu a přízemní minimální teplotu vzduchu. Hodnoty extrémních teplot se vždy vztahují k určitému časovému období, které je stanoveno doporučeními Světové meteorologické organizace nebo národními předpisy. Ve zprávách v kódu BUFR jsou extrémní teploty uvedeny spolu s údaji o časovém období a výšce senzoru nad zemí pro získání přesného popisu těchto dat. Měření extrémních teplot se na většině stanic ČR provádí automatickým vyhodnocením dat měřených elektrickým teploměrem za dané období. Viz též extrémy teploty vzduchu, teploměr extrémní.

označení pro absolutní minimum a absolutní maximum teploty vzduchu, naměřené standardním způsobem. Abs. maximum teploty vzduchu na Zemi podle WMO dosahuje 56,7 °C. Bylo zaznamenáno 10. 7. 1913 na stanici Furnace Creek v kalifornském Údolí smrti (USA) v nadmořské výšce –54 m. Dříve uváděná hodnota 58 °C z libyjské stanice El Azizia byla v roce 2012 po důkladném šetření zamítnuta. Abs. minimum teploty vzduchu na Zemi je –89,2 °C. Bylo naměřeno 21. 7. 1983 na stanici Vostok v Antarktidě v nadmořské výšce 3 420 m. Tato stanice bývá někdy označována jako pól chladu. Na území ČR dosahuje abs. maximum teploty vzduchu hodnoty 40,4 °C, naměřené 20. 8. 2012 na středočeské stanici Dobřichovice. Za abs. minimum teploty vzduchu se považuje hodnota –42,2 °C, změřená 11. 2. 1929 na stanici Litvínovice u Českých Budějovic. Viz též pól tepla.

1. v klimatologii nejvyšší hodnota (maximum) nebo nejnižší hodnota (minimum) meteorologického prvku, zaznamenaná během určitého období. Rozdíl mezi maximem a minimem se nazývá amplituda. Lze hovořit o extrémech v denním nebo ročním chodu meteorologických prvků podobně jako o extrémech zjištěných v jednotlivých dnech, měsících, sezonách, letech nebo delších obdobích. Nejvyšší a nejnižší hodnoty met. prvku zaznamenané za celou dobu měření se označují jako absolutní extrémy, tj. absolutní maximum a absolutní minimum. Z extrémů jednotlivých dní, měsíců atd. je možné vypočítat průměrné extrémy, tj. průměrné denní, měsíční a roční maximum a minimum. Světové extrémy jsou evidovány WMO (http://wmo.asu.edu).
2. V meteorologii maximální, popř. minimální hodnota met. prvku za kratší období, např. 1, 3 nebo 6 hodin v případě maximálních hodnot rychlosti větru, 12 hodin v případě extrémů teplot ve zprávách SYNOP z evropských zemí.
3. Událost charakteristická přítomností výrazných meteorologických nebo klimatických anomálií, viz ohrožení hydrometeorologické.

Termín pochází z lat. extremus „nejzazší, krajní“, do češtiny pronikl přes němčinu.

označení pro absolutní minimum a absolutní maximum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře. Absolutní maximum vypočtené z měření nízko položené met. stanice na Zemi dosahuje 1 083,3 hPa. Bylo dosaženo 31. 12. 1968 na sibiřské stanici Agata (Rusko) v nadmořské výšce 261 m. V kategorii stanic s nadmořskou výškou přes 750 m, kde se redukce tlaku vzduchu na hladinu moře standardně neprovádí, byla zjištěna nejvyšší hodnota 1084,8 hPa, a to 19. 12. 2001 na mongolské stanici Tosontsengel v nadmořské výšce 1 724,6 m. Abs. minimum tlaku vzduchu na Zemi 870 hPa bylo zjištěno 12. 10. 1979 v centru supertajfunu Tip v Tichém oceánu (17° N, 138° E). Hodnoty tlaku vzduchu ve středu tornáda však mohou být ještě podstatně nižší.
Na území ČR je za abs. maximum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře považována hodnota 1 057,2 hPa, zjištěná ke dni 23. 1. 1907 na stanici Bystřice pod Hostýnem. Abs. minimum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře má v ČR hodnotu 967,2 hPa, bylo zaznamenáno 26. 2. 1989 na stanici Čáslav. Viz též anticyklona sibiřská.

syn. výstřednost oběžné dráhy Země kolem Slunce – míra odlišnosti eliptické oběžné dráhy Země kolem Slunce od kružnice. Vyjadřuje se jako poměr tzv. lineární excentricity a velikosti velké osy elipsy, přičemž lineární excentricita je rovna vzdálenosti ohnisek elipsy od jejího středu. Excentricita oběžné dráhy Země kolem Slunce je velmi malá (v současnosti 0,0167), přičemž kolísá s periodou cca 100 tis. let, což je hlavní příčinou jednoho z tzv.  Milankovičových cyklů. Viz též perihelium, afelium.

syn. excentricita oběžné dráhy Země kolem Slunce.

zpravidla absorpční vlhkoměr, jehož čidlo mění el. vodivost nebo kapacitu při změnách vlhkosti vzduchu. Proti vlasovým a blánovým vlhkoměrům má vyšší citlivost a přesnost. Dříve uváděný nedostatek spočívající v závislosti měření na teplotě byl již u nových el. vlhkoměrů odstraněn.

teploměr, jehož čidlo má el. vlastnosti závislé na teplotě. Nejčastěji se užívají odporové teploměry s kovovými vodiči nebo polovodiči a termočlánky. V porovnání se skleněnými teploměry mají zpravidla podstatně nižší setrvačnost a menší rozměry čidla. V běžné praxi postupně nahrazují teploměry kapalinové. Na meteorologických stanicích ČR se používají odporová platinová čidla Pt100.

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

silové pole podmíněné el. napětím mezi zemským povrchem a atmosférou. Vyznačuje se přibližně vert. orientací siločar a za podmínek odpovídajících elektřině klidného ovzduší intenzitou u zemského povrchu 130 – 140 V.m^–1. Za těchto podmínek je el. náboj zemského povrchu záporný, kladný náboj je rozestřen v atmosféře. Pod základnami mohutných oblaků, zejména oblaků druhu cumulonimbus, u nichž  musíme počítat s působením oblačné, potažmo bouřkové elektřiny, bývá intenzita el. pole zesíiena až o dva řády a má opačný směr, neboť v dolní části těchto oblaků bývá koncentrován rel. velký záporný náboj.

1. elektřina generovaná mechanismy v oblacích kvalitativně stejnými jako u elektřiny bouřkové, ale kvantitativně natolik slabšími, že nedochází k výbojům blesku.
2. souhrnné označení pro veškeré elektrické děje v oblacích včetně bouřkové elektřiny.

přístroj užívaný samostatně nebo ve spojení s radiosondou k měření el. potenciálu ve volné atmosféře.

Termín se skládá z řec. ἤλεκτρον [élektron] „jantar“ a slova sonda. Na jantaru byly elektrické jevy poprvé zkoumány, proto byla pozorovaná síla nazvána elektrickou („jantarovou“).

viditelný nebo slyšitelný projev atmosférické elektřiny. K elektrometeorům počítáme např. blesk, hrom (bouřku), oheň svatého Eliáše a polární záři. Viz též meteor.

Termín se skládá z řec. ἤλεκτρον [élektron] „jantar“ a slova meteor. Na jantaru byly elektrické jevy poprvé zkoumány, proto byla pozorovaná síla nazvána elektrickou („jantarovou“).

[el niňo] – teplá fáze ENSO, provázená zápornou fází jižní oscilace, tedy zeslabením Walkerovy cirkulace. V obecně chladnější vých. části Tichého oceánu dochází podél rovníku k nárůstu teploty povrchu moře oproti dlouhodobému průměru až o více než 3 °C. To zde způsobuje nadnormální srážky, které zasahují i na záp. pobřeží Jižní Ameriky, kde vyvolávají mnohdy katastrofální záplavy. Naopak v Austrálii, západním Tichomoří i Indii často nastává sucho. Pokles tlaku vzduchu ve vých. Tichomoří způsobuje zeslabení pasátů, takže slábnou povrchové oceánské proudy i upwelling hlubinné vody bohaté na živiny při záp. pobřeží Jižní Ameriky. To zde vede k hynutí ryb a potažmo působí značné hospodářské škody. Stejně jako opačný jev La Niña se El Niño zpravidla projevuje nejsilněji od prosince do dubna, což vedlo k jeho pojmenování (chlapeček, jezulátko).

druh aerologického diagramu se souřadnicovými osami T, –ln p, kde T je teplota vzduchu a p tlak vzduchu. Má vlastnosti energetického diagramu. Původní emagram, zavedený v r. 1884 H. Hertzem, měl pravoúhlé souřadnicové osy. Pozdější varianta s šikmými izotermami je nazývána zkosený diagram, v odb. slangu skew-T diagram. Viz též diagram Refsdalův.

Termín zavedl norský meteorolog A. Refsdal jako zkratku angl. energy per unit mass diagram „diagram energie na jednotku hmotnosti“, tedy energetický diagram.

varianta emagramu, jehož souřadnicové osy T, –log p jsou kosoúhlé (T je teplota vzduchu, p tlak vzduchu). Izobary zůstávají vodorovné, izotermy jsou však vůči vertikálám pootočeny nejčastěji o 45° ve směru pohybu hodinových ručiček, aby byly lépe znázorněny plochy mezi jednotlivými křivkami na diagramu. Zkosený diagram je vhodný např. pro grafické vyjádření velikosti CAPE a CIN. Zkosení izoterem navrhl v r. 1947 N. Herlofson (1947), proto byl zkosený diagram ve starší literatuře označován jako Herlofsonův diagram. V současném odb. slangu se běžně používá anglické označení skew-T diagram.

[skjú tý] – v odb. slangu označení pro zkosený diagram.

1. množství znečišťující látky, zpravidla její hmotnost, vstupující za jednotku času ze zdroje znečišťování do ovzduší;
2. vypouštění nebo únik znečišťujících látek do atmosféry, tj. primární znečišťování ovzduší.
Sekundárním znečišťováním ovzduší se naproti tomu rozumí vznik znečišťující látky přímo v atmosféře v důsledku různých chem. a fyz. pochodů. Viz též imise, exhalace, transmise exhalátů, regulace emisí, vlečka kouřová.

Termín pochází z lat. emissio „vysílání, vypouštění“ (z ex „z“ a mittere „posílat“).

termodynamický diagram, na němž plocha vymezená uzavřenou křivkou, která vyjadřuje uzavřený transformační cyklus, je úměrná práci vykonané uzavřeným systémem (např. hmotností vzduchu), který byl tomuto cyklu podroben. Úměrnost plochy a práce musí platit po celé ploše diagramu. Na energetickém diagramu je možné kvalitativně určit mj. energii vertikální instability. Energetickým diagramem jsou např. emagram, zkosený diagram, tefigram a Refsdalův diagram.

poměr zářivého toku dΦ vysílaného zdrojem do elementárního prostorového úhlu dα, jehož osa leží v daném směru, a velikosti tohoto úhlu
$I=\frac{d\Phi }{d\alpha }.$
Jednotkou zářivosti je W.sr^–1. Zářivost je zákl. veličinou v aktinometrii. Je-li pro daný zdroj jeho zářivost nezávislá na směru, jde o izotropní zářič.

1. v met. literatuře velmi často syn. pro tepelnou bilanci zemského povrchu;
2. ve slovním spojení energetická bilance soustavy Země-atmosféra syn. pro tepelnou bilanci soustavy Země-atmosféra;
3. vyjádření zákona zachování energie v jednotce hmotnosti vzduchu, které lze pro tepelnou energii napsat ve tvaru
${\mathrm{\ϵ}}_1+{\mathrm{\ϵ}}_2+{\mathrm{\ϵ}}_3+D=c_v\frac{dT}{dt}+p\frac{d\alpha }{dt},$
kde ε₁ značí zisk, popř. ztrátu tepla turbulentní a molekulární difuzí v jednotce hmotnosti vzduchu za jednotku času, ε₂ zisk, popř. ztrátu tepla radiačními procesy, ε₃ teplo uvolňované, popř. spotřebovávané při fázových změnách, D je teplo vzniklé disipací mech. energie, c_v měrné teplo vzduchu při stálém objemu, t čas, T značí teplotu, p tlak a α měrný objem vzduchu. Prvý, resp. druhý člen na pravé straně popisuje časovou změnu vnitřní energie jednotky hmotnosti vzduchu, resp. práci spojenou s rozpínáním nebo stlačováním této jednotky. Při rozšíření úvahy o transformaci kinetické a potenciální energie v atmosféře lze uvedenou rovnici zobecnit do tvaru
$\frac{d}{dt}\left(\frac{v^2}{2}+gz+c_{v}T+p\alpha \right)={\mathrm{\ϵ}}_1+{\mathrm{\ϵ}}_2+{\mathrm{\ϵ}}_3+\alpha \frac{dp}{dt}+D,$
kde v je rychlost proudění, g velikost tíhového zrychlení, z výška nad nulovou geopotenciální hladinou a výrazy v²/2, gz, c_v T + pα představují kinetickou energii, poten. energii a entalpii vztaženou k jednotce hmotnosti vzduchu.

viz záření.

(Convective Inhibition – inhibice /zabraňování, brzdění/ konvekce) – energie, kterou je nutné vynaložit při adiabatickém výstupu vzduchové částice z přízemní hladiny z₀ do hladiny volné konvekce. Na termodynamickém diagramu je to oblast mezi stavovou křivkou a křivkou zvrstvení, kde je vystupující částice chladnější než okolí. Jako kladnou veličinu ji definujeme vztahem:
$CIN[\text{J}{\text{.kg}}^{\text{<mo>-</mo>1}}]=-\underset{z_0}{\overset{HVK}{\int }}B\text{d}z=-\underset{z_0}{\overset{HVK}{\int }}g\frac{T^{\prime }-T}{T}\text{d}z,$
kde B je vztlak, T‘ značí teplotu adiabaticky vystupující částice a T teplotu okolního vzduchu, HVK značí výšku hladiny volné konvekce. Vzhledem k tomu, že vztlaková síla je definovaná pomocí rozdílu hustoty vystupující částice a okolního vzduchu, uvádí se v literatuře někdy definice CIN pomocí virtuální teploty. V tom případě se pak ve vzorci pro výpočet hodnoty CIN nahradí teplota T virtuální teplotou T_v. Viz též CAPE.

syn. energie turbulentní – střední (časově průměrovaná) kinetická energie příslušející turbulentním fluktuacím rychlosti proudění. Označíme-li po řadě turbulentní fluktuace x-ové, y-ové a z-ové složky rychlosti proudění $\stackrel{}{{v^{\prime }}_x^{}}, \stackrel{}{{v^{\prime }}_y^{}}, \stackrel{}{{v^{\prime }}_z^{}},$potom energii turbulence vztaženou k jednotce hmotnosti vzduchu vyjádříme jako
$\frac{1}{2}\left(\overline{{v^{\prime }}_x^2}+\overline{{v^{\prime }}_y^2}+\overline{{v^{\prime }}_z^2}\right),$
kde pruh nad veličinou vyjadřuje časové zprůměrování. Viz též turbulence.

syn. energie turbulence.

viz záření.

termodyn. veličina, která vyjadřuje celkový tepelný obsah jednotky hmotnosti dané látky. Patří mezi termodynamické potenciály. Označíme-li entalpii H, pak její změna dH odpovídá teplu získanému nebo odevzdanému při izobarickém procesu a je dána vztahem dH = c_p dT, kde c_p značí měrné teplo při stálém tlaku a dT změnu teploty v K. V met. literatuře se termín entalpie též užívá jako synonymum termínu zjevné teplo v protikladu k teplu latentnímu. Viz též děj izentalpický.

Termín pochází z hol. slova enthalpie, které zavedl nizozemský fyzik H. Kamerlingh Onnes před r. 1909. Vytvořil ho odvozením od řec. ἐνθάλπειν [enthalpein] „ohřívat, zahřívat“.

termodyn. veličina definovaná až na aditivní konstantu. Je mírou termické neuspořádanosti daného systému. Pro jednotku hmotnosti ideálního plynu je vyjádřena vztahem
$s=c_{p}lnT-Rlnp+konst.,$
v němž c_P značí měrné teplo při stálém tlaku, T teplotu v K, R měrnou plynovou konstantu a p tlak vzduchu. Z met. hlediska je významnou vlastností entropie její konzervativnost, tj. zachovávání konstantní hodnoty entropie při adiabatických dějích v nenasyceném vzduchu. Viz též děj izentropický, izentropa.

Termín je přejat z něm. slova Entropie, které zavedl něm. fyzik R. E. Clausius v r. 1850. Vytvořil ho analogicky ke slovu energie z řec. ἐν [en] „v“ a τρόπη [tropé] „změna, obrat“, které je příbuzné s řec. τρόπος [tropos] „obrat, způsob“, srov. např. troposféra, barotropie). Termín tedy doslova označuje „obsah změn“.

křivka získaná na základě aerologických měření, která vyjadřuje adiabatickou vlhkou teplotu jako funkci tlaku vzduchu.

Termín zavedl skotský meteorolog C. W. B. Normand v r. 1931. Pochází ze zkratky angl. termínu saturation temperature „teplota nasycení“ a řec. γράμμα [gramma] „písmeno, zápis“. Termínem saturation temperature se totiž dříve označovala vlhká teplota.

standard měřící jednotky nebo stupnice určité veličiny. Slouží k realizaci a uchovávání této jednotky nebo stupnice a k jejímu přenosu na měřidla nižší přesnosti.

Termín je přejat z franc. étalon, které nemá zcela objasněný původ.

syn. etalon barometrický – přesný tlakoměr, jímž lze měřit tlak vzduchu absolutně, tj. měření atmosférického tlaku vůči ideálnímu vakuu.

anomálie spočívající ve zvyšování rel. zastoupení ultrafialové složky v rozptýleném slunečním záření přicházejícím ze zenitu / nadiru, jestliže se Slunce blíží k obzoru. Je způsobena zvýšeným rozptylem slunečního záření na molekulách ozonu. Umkehrefekt umožňuje určit vertikální rozložení ozonu ve stratosféře pomocí měření pozemních i družicových spektrofotometrů.

Termín zavedl objevitel tohoto jevu, něm. geofyzik F. W. P. Götz v r. 1930 (v němčině Umkehreffekt „efekt obratu“). Slovo Umkehr „obrat“ odkazuje ke tvaru křivky závislosti množství rozptýleného světla na zenitovém úhlu Slunce, která po dosažení maxima kolem 86° prudce klesá.

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

viz porucha ionosférická náhlá.

proces separace elektrického náboje nastávající při spontánním tříštění vodních kapek, které dorostou během svého pádu v atmosféře do kritické velikosti a stanou se hydrodynamicky nestabilní. Kapka se přitom rozpadá na několik větších zbytků a určitý počet maličkých kapiček. Lenardův efekt pak spočívá v tom, že větší zbytky rozpadlých kapek nesou kladný náboj, maličké kapičky náboj záporný, který kromě toho difunduje do okolí ve formě záporných iontů. Obdobný el. jev nazývaný rovněž Lenardův efekt vzniká i při tříštění vodních kapek dopadajících jako atm. srážky na zemský povrch, ve vodopádech, apod. Lenardův efekt poprvé popsal bratislavský rodák, něm. fyzik P. Lenard (1862–1947) v r. 1904.

zvětšování podílu dopředného rozptylu záření s rostoucí hodnotou poměru poloměru r rozptylujících částic a vlnové délky rozptylovaného záření λ na sférických částicích, pro jejichž poloměr platí nerovnost 2πr ≥ λ. Mieův efekt lze vysvětlit pomocí teorie Mieova rozptylu. V meteorologii se s ním setkáváme zejména při rozptylu přímého slunečního záření na oblačných částicích, na kapičkách mlhy nebo na různých aerosolových částicích v atmosféře, kdy vytváří výrazné protažení rozptylové indikatrice ve směru dopadajících paprsků. Prostřednictvím Mieova efektu se vysvětlují vzácné optické atmosférické jevy modré nebo zelené slunce a modrý nebo zelený měsíc.

výška osy kouřové vlečky po ukončení jejího vzestupu nad vodorovnou rovinou procházející patou komína, tj. součet stavební výšky komína a vznosu kouřové vlečky. Max. přízemní imise daného zdroje v rovinném terénu jsou podle nejčastěji používaných mat. modelů šíření kouřových vleček nepřímo úměrné čtverci efektivní výšky komína.

rozdíl krátkovlnného a dlouhovlnného záření, které dopadá na vodorovnou abs. černou plochu z prostorového úhlu 2π, a vlastního dlouhovlnného vyzařování této plochy. Je-li černá plocha obrácena směrem nahoru, mluvíme o efektivním záření směřujícím dolů, je-li tato plocha obrácena směrem dolů, měříme na ní efektivní záření směřující nahoru. Efektivní záření je sledováno hlavně v noci, kdy umožňuje při známé teplotě černého povrchu určovat výpočtem zpětné záření atmosféry. V tomto případě se záporně vzatá hodnota efektivního záření často nazývá nočním vyzařováním, popř. efektivním vyzařováním, a její velikost se pohybuje přibližně od –0,04 kW.m^–2 za husté mlhy a silné inverze teploty vzduchu do +0,2 kW.m^–2 při jasné obloze ve velkých nadm. výškách. Efektivní záření se měří pyrgeometry. Viz též vyzařování zemského povrchu efektivní.

syn. odrazivost radarová ekvivalentní.

odb. termín s různými významy v jednotlivých vědních disciplínách:
1. ve fyzice záření: teplota povrchu absolutně černého tělesa, který vyzařuje z jednotky plochy stejné celkové množství energie elektromagnetického záření jako jednotka plochy povrchu daného reálného tělesa. Určuje se prostřednictvím Stefanova–Boltzmannova zákona. V heliofyzice by šlo o povrchovou teplotu Slunce za zjednodušujícího předpokladu, že Slunce se při zachování svého zářivého výkonu chová přesně jako absolutně černé těleso;
2. v bioklimatologii: jedna z variant stanovení pocitové teploty. Je rovna teplotě nehybného vzduchu o stanovené relativní vlhkosti vzduchu (zpravidla 100 nebo 50 %), která vyvolá u člověka stejný tepelný pocit jako aktuální podmínky v atmosféře. Pojem efektivní teplota zavedl franc. bioklimatolog A. Missenard (1933), který ji počítal ze vzorce
$T_{ef}=T-\mathrm{0,4}\left(T-10\right)\left(1-\frac{r_v}{100}\right),$
kde T_ef je efektivní teplota, T teplota vzduchu ve °C a r_v relativní vlhkost;
3. v agrometeorologii rozdíl aktivní teploty a tzv. biologického minima teploty neboli biologické nuly. Jako kritéria pro hodnocení vlivu teploty vzduchu na růst a vývoj rostlin se používá zpravidla sum efektivních teplot odlišných pro různé plodiny;
4. v technické klimatologii charakteristika pro hodnocení tepelných ztrát budov. Podle L. S. Gandina se počítá např. podle vztahu
$T_e=T-c{v}^2\left(T_b-T\right),$
kde T_e je efektivní teplota, T venkovní teplota vzduchu, T_b teplota vzduchu uvnitř budovy, v rychlost větru v m.s^–1 a c bezrozměrný parametr vyjadřující tepelnou propustnost stěn budov;

poměr počtu kapek, které se srazí a splynou s větší kapkou (kolektorem), a celkového počtu kapek v objemu vymývaném kolektorem. Jde tedy o součin kolizní účinnosti a koalescenční účinnosti, který vyjadřuje rychlost růstu kapek v oblaku na základě jejich kolizí a následné koalescence. Pokud předpokládáme, že koalescenční účinnost je rovna 1, je sběrová účinnost rovna kolizní účinnosti.

syn. účinnost srážková.

poměr počtu kapek, které splynou s větší padající kapkou (kolektorem) po vzájemné kolizi, a počtu těchto kolizí. Lze ji interpretovat jako pravděpodobnost, že kapka při kolizi s kolektorem skutečně splyne, takže dochází ke koalescenci. Obvykle se předpokládá koalescenční účinnost rovna jedné. Viz též účinnost sběrová.

syn. účinnost srážková  - poměr počtu kapek, které narazí na padající větší kapku (kolektor) vlivem setrvačné a aerodynamické síly působící při obtékání kolektoru vzduchem, a celkového počtu kapek, které se nacházejí v geometrickém objemu vymývaném kolektorem. Kolizní účinnost lze interpretovat jako pravděpodobnost, že dojde ke srážce kolektoru s menší kapkou, která se náhodně vyskytuje v geometrickém objemu vymývaném kolektorem.Viz též účinnost koalescenční, účinnost sběrová.

běžný akustický jev, kdy se zpravidla slábnoucí měrou i vícenásobně opakuje vjem daného zvuku. Je působena odrazy zvukových vln od překážek, nalézajících se v okolí stanoviště pozorovatele. Viz též šíření zvuku v atmosféře.

(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.).