Elektronický meteorologický slovník

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

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

1. vítr o prům. rychlosti 0,3 až 1,5 m.s^–1 nebo 1 až 5 km.h^–1. Odpovídá prvnímu stupni Beaufortovy stupnice větru;
2. obecné označení pro zpravidla slabý vítr místní cirkulace charakteristický výraznou denní změnou směru, jakým je např. bríza.

Termín je odvozen od slovesa vanout (od vát, které má  indoevropský kořen společný s něm. wehen „vát“, dále s čes. vítr, lat. ventus i angl. wind a něm. Wind).

místní název větru v Makedonii. Jde o studený padavý vítr sv. směru vanoucí hlubokým údolím řeky Vardar do Soluňského zálivu. Vyskytuje se zvláště v zimě, kdy je tlak vzduchu nad vých. Evropou vyšší než nad Egejským mořem. Trvá většinou dva až tři dny a dosahuje prům. rychlosti 16 až 25 km.h^–1, v nárazech až 55 km.h^–1.

Termín je přejat z názvu stejnojmenné řeky, obsahuje zřejmě indoevr. kořen označující černou, tmavou vodu.

(4D VAR) – je metoda asimilace dat do numerického modelu předpovědi počasí, která formuluje optimální počáteční podmínku modelu tak, že tato počáteční podmínka minimalizuje váženou sumu kvadratických odchylek předpovězených a naměřených hodnot v asimilačním okně. Váhy lze použít k zohlednění přesnosti měření. Tato metoda vychází z předpokladu, že minimalizací chyby v asimilačním okně se získá počáteční podmínka, která bude minimalizovat i chybu modelové předpovědi. Řešení minimalizačního problému je velmi komplikované vzhledem k nelineárnosti modelu i vzhledem k rozměru problému, protože počáteční podmínky pro model představují typicky minimálně 10⁵ zpravidla však o několik řádů více hodnot. Praktické řešení minimalizačního problému spočívá ve zjednodušení modelu (např. použije se adiabatický model) a snížení dimenze problému (zmenšení rozlišení). Pro minimalizaci se aplikuje metoda největšího spádu, přičemž gradient se počítá pomocí adjungovaného modelu.

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

syn. mikrobarovariograf.

Termín se skládá z lat. varius „různorodý, pestrý“ a z komponentu -γραφos [-grafos], odvozeného od slovesa γράφειν [grafein] „psát“.

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

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

viz zákony Fourierovy.

viz termín synoptický.

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

syn. slunce nepravé.

synoptické pozorování prováděné ve vedlejších synoptických termínech, tj. v 03, 09, 15 a 21 hodin světového času.

syn. období vegetační.

syn. klima porostové.

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

přístroj k měření sklonu a směru padajícího deště. V ČR se běžně nepoužívá.

Termín se skládá ze slova vektor (rozumí se veličina určená velikostí i směrem), které pochází z lat. vector „nosič, dopravce; jezdec“ (od vehere „vézt, přepravovat; jet“, příčestí minulé vectus), a ze slova pluviometr.

syn. halo 46°, kolo velké – fotometeor, patřící mezi halové jevy a jevící se obvykle jako slabší bělavě nebo duhově zbarvený světelný kruh kolem zdroje světla (Slunce nebo Měsíce) se zdánlivým úhlovým poloměrem 46°. Jeho intenzita bývá podstatně slabší než intenzita malého hala a též jeho výskyt je mnohem méně častý. Vzniká dvojitým lomem světelných paprsků na šestibokých hranolcích ledových krystalků, kdy paprsek do hranolku vstupuje plochou podstavy a vystupuje plochou pláště nebo naopak, tzn. že jde o lom na hranolu s lámavým úhlem 90°. V české literatuře se jako synonymum někdy vyskytuje velké kolo, z čehož však mohou vznikat nedorozumění, neboť do vydání české verze Mezinárodního atlasu oblaků v r. 1965 se termín velké halo též vyskytoval jako označení pro velké i malé halo.

v češtině nevhodné označení pro typ makrosynoptické situace.

předpověď počasí na dobu 0 až 12 hodin nebo kratší, např. na dobu 0 až 6 hodin. Mezi tento druh předpovědí patří např. letecké předpovědi počasí, předávané ve formě předpovědí typu trend nebo TAF, specializované předpovědi pro zimní údržbu silnic, popř. předpovědi pro další aktivity ovlivňované počasím. Často se využívá objektivní extrapolační nowcasting srážek nebo oblačnosti využívající zejména metod dálkové detekce. V současné době se provozují též hybridní systémy optimálně využívající jak metod dálkové detekce, tak numerických modelů předpovědi počasí. Viz též předpověď počasí krátkodobá, nowcasting.

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

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

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

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

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

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

syn. index ventilační.

v oboru kvality ovzduší číselné vyjádření rozptylových podmínek. Je definován jako součin výšky směšovací vrstvy a prům. rychlosti větru v ní za uvažovaný časový úsek. V Česku ventilační index nabývá zpravidla hodnot od stovek do 30 000 m².s⁻¹. Hodnoty pod 1 100 m².s⁻¹ indikují nepříznivé rozptylové podmínky, hodnoty mezi 1 100 a 3 000 m².s⁻¹ mírně nepříznivé a hodnoty nad 3 000 m².s⁻¹ příznivé rozptylové podmínky. Ventilační index je v ČHMÚ standardně počítán modelem ALADIN.

meteorograf vybavený zařízením pro umělou ventilaci čidel pro měření meteorologických prvků. Používá se v případech, kdy přirozená ventilace čidel by byla nedostatečná (např. při pohybu meteorografu).Viz též meteorograf.

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

v meteorologii lokální pokles tlaku vzduchu, lokální zesílení větru a vznik nárazů větru v určitých místech, kde dochází vlivem orografie ke zhuštění proudnic. Příkladem Venturiho efektu je efekt tryskový, efekt nálevkový a lokální jevy při přetékání vzduchu přes horské překážky. Nejnebezpečnější projevy Venturiho efektu se vyskytují na závětrné straně překážek, kde často vznikají rozsáhlé škody na lesních porostech, venkovních el. vedeních apod.

zpravidla slabě narůžovělý pás, jenž krátce po západu nebo před východem Slunce odděluje soumrakový oblouk od části oblohy osvětlované rozptýleným slunečním světlem. Vzniká působením zpětného rozptylu slunečních paprsků na molekulách plynných složek vzduchu. Bývá pozorován při jasné obloze v dostatečně čistém vzduchu.

v čes. literatuře zřídka používané syn. pro divergenci proudění ve smyslu veličiny, která nabývá i záporných hodnot, označovaných jako konvergence proudění.

Termín pochází z lat. vergere „klesat; sklánět se, chýlit se“; srov. divergence a konvergence.

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

(ve) [vertebrátus] – jedna z odrůd oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Části oblaku jsou uspořádány tak, že připomínají páteř, žebra nebo rybí kostru. Vyskytuje se u druhu cirrus.

Termín byl přejat z lat. vertebratus „mající klouby, mající obratle“, odvozeného od vertebra „kloub; obratel páteře“ (od vertere „otáčet, točit“).

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

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

vzdálenost, kterou při vertikálním pohybu vzduchu urazí pohybující se vzduchové částice za jednotku času ve vert. směru. V z-systému se definuje vztahem $v_z=\frac{dz}{dt},$
kde z je vert. souřadnice dané částice a t značí čas. Obdobně se definuje v souřadnicových soustavách se zobecněnou vertikální souřadnicí, kde ji označujeme jako zobecněnou vertikální rychlost.

zobecněná vertikální rychlost vyjádřená jako změna tlaku vzduchu uvnitř vzduchové částice za jednotku času následkem jejího pohybu ve vert. směru. Definuje se vztahem $\omega =\frac{dp}{dt},$
kde p značí tlak vzduchu a t čas. Rychlost ω má analogický význam jako vertikální rychlost v z-systému, přičemž při výstupných pohybech je ω < 0, při sestupných je ω > 0. Při hydrostatické aproximaci platí mezi rychlostí ω a vertikální rychlostí v_z v z-systému vztah $\omega =-v_z\frac{gp}{RT},$
v němž g značí velikost tíhového zrychlení, R měrnou plynovou konstantu a T teplotu vzduchu. V případě intenzivních vertikálních pohybů, např. v oblacích druhu cumulonimbus, však tento přibližných vztah neplatí. Viz též rovnice vertikální rychlosti v p-systému, složka proudění vzduchu vertikální.

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

dělení atmosféry Země ve vertikálním směru do několika vrstev podle různých hledisek:
a) podle vertikálního profilu teploty vzduchu a jejích vertikálních gradientů rozeznáváme troposféru, stratosféru, mezosféru a termosféru, příp. i exosféru;
b) podle chemického složení atmosféry Země vymezujeme homosféru a heterosféru;
c) podle koncentrace atmosférických iontů a volných elektronů dělíme atmosféru Země na neutrosféru a ionosféru;
d) vzhledem k interakci atmosféry Země se zemským povrchem rozlišujeme mezní vrstvu atmosféry a volnou atmosféru;
Bez přesnějšího vymezení zůstává dělení na spodní, střední a horní atmosféru.

konvekce o velkém vertikálním rozsahu, často zasahující celou troposféru a někdy i pronikající 2 až 3 km do stratosféry. Jejím projevem jsou konv. bouře. Nevhodná označení vertikálně mohutné konvekce jsou konvekce hluboká nebo pronikavá.

označení pro padající srážky, které se běžně používá v chemii atmosféry, v meteorologii jen zřídka.

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

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

rozdělení β a γ záření v zemské atmosféře s výškou. Intenzita radioaktivního záření v atmosféře je dána jak přirozenou radioaktivitou atmosféry, tak umělou radioaktivitou atmosféry. Intenzita přirozené radioaktivity, tzv. přirozené pozadí, se v blízkosti zemského povrchu pohybuje mezi 0,025 a 0,09 µGy.h^–1 a s výškou vzrůstá tak, že ve výšce okolo 25 km je přibližně 5 až 8 µGy.h^–1. Zjišťováním odchylek od těchto hodnot lze sledovat kontaminaci atmosféry umělou radioaktivitou. Vertikální profily beta a gama záření se zjišťují při sondáži radioaktivity ovzduší pomocí sond pro měření radioaktivity.

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

vertikální rozložení koncentrace ozonu v atmosféře s výškou. Vertikální profil koncentrace ozonu je prostorově i časově proměnlivý a většinou se vyjadřuje hodnotami parciálního tlaku ozonu v mPa ve standardních tlakových hladinách nebo v hladinách významných (zlomových) bodů profilu. Mezi faktory, které nejvíce ovlivňují profil koncentrace ozonu, patří všeobecná cirkulace atmosféry a chemické procesy v atmosféře. Měření vertikálního profilu koncentrace ozonu se nejčastěji provádí pomocí ozonových sond a lidarů. Jako vertikální profil koncentrace ozonu lze označit i měření celkového množství ozonu v Dobsonových jednotkách ve zvolených vrstvách atmosféry pomocí ozonových spektrofotometrů a družicových spektrofotometrů využívajících tzv. Umkehr efekt. Viz též ozon přízemní, vrstva ozonová, sonda ozonová, sondáž ovzduší ozonometrická.

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

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

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

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

syn. řez aerologický – grafické zobrazení vertikálního profilu meteorologického prvku podél určité horiz. linie nebo jeho vývoje za určitý časový úsek. Podle toho, zda horiz. osa vyjadřuje vzdálenost nebo čas, rozlišujeme prostorové, resp. časové vertikální řezy atmosférou. Vert. osa zpravidla představuje nadmořskou výšku nebo tlak vzduchu, příp. jinou charakteristiku na nich funkčně závislou. Hodnoty jednoho nebo více znázorňovaných meteorologických prvků se vyjadřují pomocí izolinií, v případě směru a rychlosti větru pomocí šipek větru. Vertikální řezy atmosférou, sestavované z výstupů aerologických měření, byly v minulosti často využívány v synoptické a především v letecké meteorologii. V současnosti slouží především ke znázornění výstupů z modelů numerické předpovědi počasí.

rozdíl mezi výškou základny a výškou vrcholku oblaku. Některé oblaky mají malý vert. rozsah (např. Cu hum, Cs, Ac, Ci), jiné naopak velký (Cb, Ns). Vrstvou oblaků malého vert. rozsahu může prosvítat Slunce nebo Měsíc. Vertikální rozsah oblaku se dá při malých hodnotách určit některými typy přístrojů pro měření výšky základny oblaků, v ostatních případech pomocí radiolokátorů nebo letadlových měření.

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

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

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

vítr dosahující vysoké rychlosti, takže může v daném místě způsobit podstatné škody. V Beaufortově stupnici větru jde přibližně o stupně 9 až 12, tedy vichřice až orkán. Může postihovat různě velké území a trvat různě dlouho v závislosti na příčinách. Rozsáhlé a často vícedenní větrné bouře jsou spojeny s hlubokými cyklonami, přičemž v tropické cykloně dosahují obecně větší intenzity než v mimotropické cykloně. V souvislosti s konvektivními bouřemi vznikají větrné bouře různých typů, viz např. derecho, downburst, húlava, tornádo. Větrné bouře mohou být podmíněny i orograficky, viz např. padavý vítr, efekt tryskový, vlnové proudění. Viz též extrémy rychlosti větru.

větrná směrovka, u níž se směr větru určuje vizuálně porovnáním polohy její otočné části vůči směrové růžici. Větrná korouhev bývala někdy doplněna o výkyvnou desku k určení síly větru, jako v případě Wildova anemometru.

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.

přístroj k měření směru větru. Má otočnou část, která se účinkem větru nastavuje po směru proudnic. Její poloha se určuje buď vizuálně podle pevné směrové růžice, jak tomu bylo u dříve používaných větrných korouhví, nebo při dálkovém přenosu polohového úhlu se odčítá na indikační, popř. registrační části přístroje. Většinou je otočná kolem svislé osy a měří tedy horiz. složku směru větru. Speciálně zkonstruované tzv. dvojsměrovky neboli dvoukomponentní větrné směrovky mohou měřit i vert. složku směru větru, dnes se však k tomu účelu používají spíše třírozměrné ultrasonické anemometry. Měřicí vlastnosti směrovky jsou závislé zejména na rotačním momentu a tvarování její otočné části. Např. lehké směrovky s rozbíhavými plochami ocasní části jsou citlivé na krátkodobé změny směru větru zejména při nízkých rychlostech větru, zatímco hmotné směrovky s ocasní částí kapkovitého tvaru udávají částečně shlazené hodnoty směru větru. Mezi větrné směrovky můžeme v širším smyslu řadit i větrný rukáv.

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

slang. označení pro větrný rukáv.

pomocné zařízení k ochraně srážkoměru, obklopující okraj srážkoměru s cílem zmenšit chybu měření srážek, k níž dochází vlivem turbulence vzduchu proudícího kolem jeho těla. Používá se především v exponovaných polohách, hlavně na horách, případně na letištích.  V minulosti se v Česku užívaly především tři druhy větrných štítů. Tzv. ochrana podle Niphera, která se dosud užívá na totalizátorech, je tvořena tuhým kovovým ochranným prstencem ve tvaru trychtýře. Ochrana podle Altera se skládá z kovových pohyblivých lamel na kruhovém prstenci, který obklopuje srážkoměrnou nádobu a je připevněn k podstavci srážkoměru. Třetím typem štítů byla tzv. ochrana podle Treťjakova, která představuje přechod mezi výše uvedenými typy. V současné době je v ČHMÚ používán štít MWS 500, skládající se z kovových lamel, umístěných na pevném prstenci. Je instalován na připravený betonový povrch nebo na výsuvný podstavec.

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

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

málo užívané čes. označení pro anemometr.

zařízení pro orientační určení směru a částečně i rychlosti větru. Skládá se z otevřeného kužele zhotoveného z tkaniny a upevněného na širším konci ke kovovému kruhu volně otočnému kolem svislé osy tak, aby se působením větru mohl spolu s ním otáčet. Větrný rukáv má být na každém letišti. Používá se rovněž pro orientační určení větru na dálnicích, především jako upozornění na boční vítr, a na průmyslových, zpravidla chem. zařízeních s produkcí škodlivých látek do ovzduší. Slang. bývá nazýván větrný pytel.

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

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

oblast frontální zóny, ve které dochází ke konfluenci (sbíhání) izohyps absolutní barické topografie, a tím i k dyn. vzestupu tlaku zejména v nižších vrstvách atmosféry. Viz též pole deformační.

viz zrcadlení.

blesk, který se skládá ze dvou nebo více dílčích výbojů. Tyto blesky tvoří asi polovinu všech blesků mezi oblakem a zemí. Viz též blesk jednoduchý.

obvykle horiz. velmi rozsáhlá cyklona, v jejíž centrální části lze na synoptické mapě nalézt několik oblastí sníženého tlaku s alespoň jednou uzavřenou izobarou či izohypsou.

dvě i více vrstev, odpovídajících definici tropopauzy, které leží kvazihorizontálně nad základní neboli první tropopauzou. Vícevrstvá tropopauza se vyskytuje nejčastěji v subtropických oblastech v souvislosti se subtropickým tryskovým prouděním. Viz též listovitost tropopauzy.

viz obleva vánoční.

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“.

distrometr tvořený nejméně jednou vysokofrekvenční kamerou snímkující dešťové kapky nebo jiné srážkové částice, které padají do jeho záchytného prostoru. Pokud je detekce prováděna dvojicí kamer umístěných ve dvou navzájem kolmých směrech, označujeme přístroj jako 2D videodistrometr. Srovnání hodnot krátkodobé intenzity srážek, získaných z měření 2D videodistrometrem a citlivým člunkovým srážkoměrem, ukázalo dobrou shodu s rozdíly pod 10 %.
Kromě vlastností kapek, pro jejichž stanovení bylo zařízení hlavně vyvinuto, lze pomocí 2D videodistrometru sledovat i základní vlastnosti včetně tvaru u krup, krupek a sněhových vloček.

Termín se skládá z komponentu video- (od lat. videre „vidět“) a slova distrometr.

syn. dóza Vidieho – kovová krabička s tenkými stěnami z pružného materiálu, z níž je částečně nebo zcela vyčerpán vzduch. Vzdálenost stěn Vidieho aneroidové krabičky se zmenšuje při růstu tlaku vzduchu a zvětšuje při jeho poklesu. Starší Vidieho aneroidové krabičky mají vnitřní nebo vnější napínací pružiny, novější jsou samopružící. Deformaci stěn Vidieho aneroidové krabičky rušivě ovlivňuje teplota okolního vzduchu. Její vliv se kompenzuje zbytkovou náplní vzduchu v krabičce, zařazením bimetalu do převodního systému nebo volbou materiálů s vhodnými koeficienty roztažnosti. Vidieho aneroidová krabička se používá jako čidlo aneroidu nebo barografů.

syn. krabička aneroidová Vidieho.

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

nevh. označení pro dohlednost.

viz Vídeňská konvence na ochranu ozonové vrstvy.

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

viz Vídeňská konvence na ochranu ozonové vrstvy.

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

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

viz měření větru radiotechnickými prostředky.

1. vítr o prům. rychlosti 20,8 až 24,4 m.s^–1 nebo 75 až 88 km.h^–1. Odpovídá devátému stupni Beaufortovy stupnice větru.
2. hovorové označení pro větrnou bouři.

(vir), syn. pruhy srážkové – jedna ze zvláštností oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Má tvar srážkových pruhů, které směřují svisle nebo šikmo pod základnu oblaku a nedosahují však k zemskému povrchu. Virga se řadí mezi zvláštnosti oblaků, protože srážkové pruhy lze považovat za prodloužení oblaku. Vyskytuje se nejčastěji u druhů cirrocumulus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, cumulus a cumulonimbus.

Termín byl přejat z lat. virga „prut“, přeneseně též „(úzký) pruh“.

historický termín pro vorticitu.

1. proudění vzduchu v oblasti hor, které je vázáno na vrstvu vzduchu s rychlostí větru rostoucí s výškou, přičemž však rychlost zpravidla nepřevyšuje 10 m.s^–1 a v úrovni horského hřebene dochází k jejímu ustálení. Za horskou překážkou se vytváří pouze jeden vír s horiz. osou. Význačná turbulence se vyskytuje jen za překážkou a obvykle se nevytvářejí typické vlnové oblaky;
2. v dynamické meteorologii se termínem vírové proudění označuje proudění s nenulovou rel. vorticitou. Termín vírové proudění se v tomto smyslu nevztahuje k vířivým turbulentním pohybům.

syn. spektrum turbulentních vírů.

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

syn. vazkost turbulentní.

viz tření v atmosféře.

viz tření v atmosféře.

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

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

syn. bilance půdní vody.

vžitý název pro Minářův koeficient vláhové jistoty, který zavedl M. Minář (1948) pro podrobnější klimatologické členění tehdejšího Československa. Tento index humidity má tvar
$k_M=\frac{\overline{R}-30\left(\overline{T}+7\right)}{\overline{T}}$,
kde $\overline{R}$ je prům. roč. úhrn srážek v mm a $\overline{T}$ je prům. roč. teplota vzduchu ve °C. Nejsušší oblasti ČR mají k_M s hodnotami zápornými a nejvlhčí oblasti s hodnotami nad 35.

orografický oblak, který tvarem připomíná vlajku. Tvoří se při silném větru za izolovaným horským vrcholem v důsledku snížení teploty vzduchu vyvolaného poklesem tlaku v aerodyn. úplavu. Je typickým oblakem horských oblastí, který se vyskytuje v omezeném prostoru na závětrné straně jednotlivých vrcholů a při příznivém proudění se neustále obnovuje. Popisován je např. na Matterhornu v Alpách, u nás se vyskytuje např. na Milešovce v Českém Středohoří apod. Vrchol s vlajkovým oblakem bývá lid. označován jako „kouřící hora“. Vlajkový oblak nesmí být zaměňován se sněhem, který je unášen větrem z hřebenů nebo vrcholů hor.

viz úkazy přechodné světelné.

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

křivka na termodynamickém diagramu, která vyjadřuje vztah mezi dvěma stavovými proměnnými (zpravidla mezi teplotou a tlakem) při adiabatickém ději ve vlhkém nenasyceném vzduchu. Protože rozdíl mezi adiabatou pro suchý vzduch a adiabatou pro vlhký nenasycený vzduch je velmi malý, do termodynamického diagramu se vlhké adiabaty nezakreslují a pro adiabatický děj v nenasyceném vzduchu se používají suché adiabaty. V americké terminologii se termínem vlhká adiabata (moist adiabat) označuje nasycená adiabata.

syn. klima humidní.

viz klima humidní.

1. teplota, které teoreticky nabude původně nenasycený vzduch po nasycení vodní párou. Podle toho, zda tento proces proběhne jako adiabatický nebo izobarický děj, rozlišujeme:
a) adiabatickou vlhkou teplotu T_av. Pomocí termodynamického diagramu ji přibližně určíme tak, že uvažovanou vzduchovou částici převedeme po suché adiabatě do výstupné kondenzační hladiny, kde se vystupující vzduch stane nasyceným vodní párou. Odtud pak vzduchovou částici necháme sestoupit po nasycené adiabatě do výchozí hladiny, na níž přečteme T_av. Převedeme-li částici po nasycené adiabatě dále do tlakové hladiny 1 000 hPa, dostaneme adiabatickou vlhkou potenciální teplotu. Adiabatická vlhká potenciální teplota má ve vzduchu obsahujícím nasycenou vodní páru z hlediska podmínek pro vertikální stabilitu atmosféry analogický význam jako potenciální teplota v nenasyceném vzduchu;
b) izobarickou vlhkou teplotu T_iv. Při jejím určení předpokládáme, že k nasycení (vzhledem k rovinnému vodnímu povrchu) dojde za stálého tlaku vypařováním vody do uvažované vzduchové částice, jíž se odnímá teplo spotřebované na výpar. Tuto teplotu lze vypočítat podle vzorce
$T_{iv}=T-\frac{L_{wv}\left(w_s-w\right)}{c_p},$
kde T značí teplotu vzduchu, L_wv latentní teplo vypařování, c_p měrné teplo vzduchu při stálém tlaku, w a w_s skutečný směšovací poměr vodní páry, resp. směšovací poměr vodní páry odpovídající stavu nasycení.
Izobarická vlhká teplota je vždy vyšší než adiabatická vlhká teplota. Spolu s ní se v meteorologii používá k analýze termodyn. vlastností vzduchových hmot. Přejdeme-li na termodyn. diagramu z bodu určeného teplotou T_iv v uvažované tlakové hladině po nasycené adiabatě do hladiny 1 000 hPa, zjistíme na teplotní stupnici izobarickou vlhkou potenciální teplotu.
2. v meteorologii běžné zkrácené označení pro teplotu vlhkého teploměru, která se v ideálním případě (z hlediska funkce vlhkého teploměru a na něj působících vnějších faktorů) blíží izobarické vlhké teplotě. Ztotožňování teoreticky určené izobarické vlhké teploty a změřené teploty vlhkého teploměru, k čemuž někdy v praxi dochází, však není zcela přesné.

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

adiabatický teplotní gradient částice vlhkého, ale nenasyceného vzduchu. Protože rozdíl mezi hodnotou suchoadiabatického teplotního gradientu a vlhkoadiabatického teplotního gradientu je velmi malý, obvykle se adiabatická změna teploty vlhké nenasycené vzduchové částice popisuje suchoadiabatickým teplotním gradientem. Na rozdíl od češtiny se v amerických textech používá termín vlhkoadiabatický teplotní gradient jako synonymum pro nasyceně adiabatický teplotní gradient. Viz též adiabata vlhká.

syn. hygrometr – přístroj pro měření vlhkosti vzduchu, zpravidla relativní vlhkosti vzduchu, tlaku vodní páry nebo teploty rosného bodu. Pracuje nejčastěji na principu:
a) psychrometrickém (psychrometry);
b) deformačním (vlasové a blánové vlhkoměry);
c) absorpčním (absolutní vlhkoměry nebo elektrické vlhkoměry);
d) kondenzačním (kondenzační vlhkoměry).

syn. humidita klimatu.

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

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

atmosférické rozhraní v mezosynoptickém nebo až synoptickém měřítku, kde dochází k výrazné prostorové změně množství ve vzduchu obsažené vodní páry. Pro vlhkostní rozhraní je typický zvětšený horiz. gradient charakteristik vlhkosti vzduchu; např. gradient teploty rosného bodu může dosahovat velikosti až 10 °C na 10 km. V blízkosti vlhkostního rozhraní dochází podobně jako v případě atmosférické fronty často ke stáčení větru, naopak výskyt brázdy nízkého tlaku vzduchu podél rozhraní není typický. Rozdíly v teplotě vzduchu mezi suchou a vlhkou stranou bývají poměrně malé, přičemž vzduch na suché straně bývá ve dne o něco teplejší a v noci o něco chladnější než na vlhké straně.
Menší vlhkostní rozhraní typicky vznikají v zónách, kde se setkává vzduch z oblastí s rozdílnou vlhkostí půdy a s různým vegetačním pokryvem i využíváním krajiny člověkem. Výrazná vlhkostní rozhraní typicky vznikají ve stř. zeměp. šířkách v důsledku velkoprostorového konfluentního proudění z různých ohnisek vzniku vzduchových hmot, a to především v místech styku tropického mořského a pevninského vzduchu. Kvazistacionární vlhkostní rozhraní, charakteristické pouze reverzibilním denním chodem pohybu, se často vyskytuje na jaře a v létě východně od Skalnatých hor, kde bývá nezřídka odpovědné za explozivní zesílení konvektivních bouří provázených tornády a krupobitím. Obdobná vlhkostní rozhraní se objevují i v jiných částech světa, např. na severu Indie, ve vých. oblastech Číny a na Pyrenejském poloostrově.
V odb. slangu se pro vlhkostní rozhraní používá angl. označení dryline. Viz též pole frontogenetické.

vžité označení pro jeden z dvojice rtuťových teploměrů tvořících psychrometr. Jeho nádobka je pokryta tkaninovým obalem, tzv. punčoškou, pomocí níž se vytváří film čisté vody nebo ledu na povrchu nádobky. Film se vypařuje při relativní vlhkosti vzduchu nižší než 100 %, čímž se nádobce odnímá teplo potřebné pro výpar, jehož množství je úměrné, mimo jiné, sytostnímu doplňku. Měřená teplota je proto většinou nižší než teplota vzduchu v okolí nádobky, tzn. nižší než údaj suchého teploměru. Může být výjimečně vyšší než teplota suchého teploměru při záporných teplotách ve °C a husté mlze, kdy je nádobce dodáváno latentní teplo kapiček mlhy, které na této nádobce mrznou. Při čtení se zjišťuje, zda při záporných teplotách je na punčošce voda nebo led a podle toho se k vyhodnocení vlhkosti vzduchu použije příslušně označený oddíl psychrometrických tabulek. Na profesionálních stanicích ČR se údaje z vlhkého teploměru používají při nefunkčnosti automatického měřicího systému, pro pravidelné srovnávací měření a na vybraných stanicích pro souběžná měření s automatickým měřicím systémem.

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

viz též vlny.

syn. vlna veder.

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

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

jeden z tvaru kouřové vlečky. Pro vlnění kouřové vlečky je příznačný kruhový nebo eliptický průřez vlečky ve směru kolmém na její podélnou osu. Vlečka má tvar protáhlého kužele s téměř vodorovnou osou. Vlnění kouřové vlečky je charakteristické pro počasí s mírným až silným větrem a s mírně stab. teplotním zvrstvením ovzduší v celé vrstvě, v níž se vlečka šíří. Rozptyl exhalací je v tomto případě působen v rozhodující míře nevelkými víry při mechanické turbulenci. Vlnění je nejběžnějším tvarem kouřové vlečky, může se vyskytovat v kterékoli části dne a roku.

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

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

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

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

viz vlny gravitační.

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

vyvýšená konvekce vznikající uvnitř vrstevnaté oblačnosti. Pokud k ní dochází uvnitř srážkových oblaků, projevuje se lokálním a přechodným zesílením trvalých srážek. K tomuto jevu dochází u cyklonálních srážek i uvnitř vrstevnaté složky mezosynoptických konvektivních systémů.

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

výstraha pro letectvo před pozorovaným nebo očekávaným, popř. již probíhajícím překročením stanovené hodnoty tlaku vzduchu, rychlosti větru, resp. před výskytem dalších jevů. Letecká meteorologická služba ČHMÚ vydává pro vnitrostátní potřebu výstrahy na pokles tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře podle standardní atmosféry (QNH) pod hodnotou 977 hPa, na rychlost větru 50 KT a více v hladině 850 a 700 hPa, 80 KT a více v hladinách nad 500 hPa, dále na výskyt vlnového proudění za horskými překážkami a na výrazné atmosférické fronty. Výstrahy tohoto druhu se vydávají v otevřené řeči a doba jejich platnosti je max. 9 hodin. Viz též služba meteorologická letecká, zpráva o náhlé změně počasí.

(Volatile Organic Compounds, těkavé organické látky) – organické sloučeniny, jejichž počáteční bod varu, měřený za standardního atmosférického tlaku 101,3 kPa, je nižší nebo roven 250 °C. Důsledkem je vysoký tlak jejich nasycených par v oboru normálních (pokojových) teplot a intenzivní výpar nebo sublimace z kapalné nebo pevné fáze do okolního ovzduší, kde jsou široce rozšířené. Řada VOC je škodlivá lidskému zdraví (benzen, formaldehyd), mnohé VOC patří k významným prekurzorům přízemního ozonu (nemethanické alkany, alkeny, některé alkyny, aldehydy, ketony, uhlovodíky obsahující ve své struktuře benzenová jádra apod.).
Uvedené vymezení VOC je dáno Směrnicí Evropského parlamentu a Rady 2004/42/ES ze dne 21. dubna 2004 o omezování emisí těkavých organických sloučenin, vznikajících při používání organických rozpouštědel v některých barvách a lacích a výrobcích pro opravy nátěru vozidel, a o změně směrnice1999/13/ES. Dle této Směrnice se do VOC, na rozdíl od dříve obvyklé praxe, zařazuje i metan. Pro těkavé organické látky jiné než metan se běžně používá termín nemethanické VOC (NMVOC, non-methane volatile organic compounds). Používání a emise VOC antropogenního původu, které mají široké využití např. jako rozpouštědla, jsou regulovány legislativou. Podstatnou součástí VOC jsou též biogenní těkavé organické látky (BVOC) přírodní povahy. Patří sem především izoprén C₅H₈, monoterpeny C₁₀H₁₆ a další látky. Jejich zdroji jsou zejména lesní a křovinné porosty, plantáže citrusových plodů apod. Produktem rozpadových reakcí VOC v přírodě je především formaldehyd, procesem nukleace z nich však též vznikají sekundární organické aerosoly.

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

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.

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

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

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

soubor vodních kapiček, které byly odtrženy z hladiny větších vodních ploch větrem a vyneseny obvykle na krátkou vzdálenost do vzduchu. K odtrhávání kapiček dochází hlavně na hřebenech vln. U nás je vodní tříšť pozorována jen na meteorologických stanicích na březích vodních nádrží při silnějším nárazovitém větru, kde způsobuje zvlhnutí předmětů až do vzdálenosti několika set metrů od místa vzniku. Vodní tříšť patří k hydrometeorům.

nevh. označení pro vodní obsah oblaku.

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

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

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

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.

místo na vodním toku nebo jiném hydrologickém útvaru vybavené zařízením nebo přístrojem k měření jeho vodního stavu, popř. i průtoku.

viz dohlednost.

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

termín samostatně užívaný zpravidla ve smyslu Helmholtzova volná energie, neboli Helmholtzův potenciál. Pojem volná energie se však též někdy vyskytuje ve spojení Gibbsova volná energie, což je syn. ke Gibbsovu potenciálu.

syn. potenciál Helmholtzův.

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

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

(vol) [volůtus] – jeden z tvarů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Tvar volutus označuje dlouhý, nízko položený, horizontální válcovitý oblačný útvar, často pomalu rotující kolem své horizontální osy. Rotorový oblak volutus je samostatný a není spojen s žádným jiným oblakem. Je příkladem vlnové poruchy typu "undular bore". Tvar oblaku volutus se vyskytuje u druhů altocumulus a stratocumulus. Byl zaveden do mezinárodní morfologické klasifikace oblaků v roce 2017.

Termín byl přejat z lat. volutus „zavinutý, stočený“ (příčestí minulého slovesa volvere „valit, točit“, srov. revolver).

jedna z význačných aerodyn. veličin. Nemá fyz. rozměr a její hodnota je blízká 0,4. Vystupuje jako konstanta úměrnosti κ ve vztahu pro směšovací délku l turbulentních elementů
$l=\kappa .\left(z+z_0\right),$
kde z značí výšku nad zemským povrchem a z₀ parametr drsnosti zemského povrchu. V met. aplikacích se vyskytuje ve vztazích vyjadřujících vert. průběh rychlosti proudění v přízemní vrstvě atmosféry. Viz též měřítko atmosférických vírů.

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

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

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

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

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

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

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

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

termín vyskytující se ve starší meteorologické literatuře jako syn. pro vertikální instabilitu atmosféry.

viz zrcadlení.

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

viz oblak vrstevnatý.

oblak vyskytující se v horiz. rozsáhlé vrstvě. Jsou pro něj charakteristické výstupné rychlosti dosahující řádu 10^–1 m.s^–1. V řadě případů, např. v podinverzní vrstevnaté oblačnosti, jejíž vývoj je řízen radiačními procesy, jsou však hodnoty vertikální rychlosti zanedbatelné. Jako vrstevnaté označujeme oblaky druhu stratus, nimbostratus, altostratus a cirrostratus. Pojem vrstevnatý oblak není přesně vymezen a v mezinárodní morfologické klasifikaci oblaků se nepoužívá. Viz též oblak kupovitý.

viz izohypsa.

vrstva, v níž je dohlednost snížena kouřmem. Může se vyskytovat při zemském povrchu nebo v určité výšce nad ním, zpravidla pod zadržujícími vrstvami.

syn. vrstva atmosféry přízemní

vrstva vzduchu obvykle u zemského povrchu nebo v nižších hladinách troposféry, ve které bude vzduchová částice stoupající z libovolné výšky vykazovat hodnotu CAPE dostatečnou pro vznik vertikálně mohutné konvekce (obvykle se používá práh 100 J/kg) a ve které zároveň není přítomna výraznější zadržující vrstva vyjádřená CIN (za prahovou hodnotu se často považuje 100, někdy 250 J/kg). Z této vrstvy může konvektivní bouře čerpat energii pro svůj růst a další vývoj.

syn. vrstva směšovací.

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

syn. infiltrace.

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

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

syn. cirkulace atmosféry globální – systém atmosférické cirkulace v planetárním měřítku. Projevuje se meridionální, zonální i vert. výměnou vzduchu spojenou s přenosem energie, hybnosti a vlhkosti. Na jejím vzniku se podílejí meridionální rozdíly bilance záření na Zemi, nerovnoměrné rozložení pevnin a oceánů, rotace Země a tření. Tyto faktory podmiňují existenci klimatických akčních center atmosféry a primární cirkulaci v rámci všeobecné cirkulace atmosféry. Její zjednodušený tříbuněčný model tvoří Hadleyova buňka, Ferrelova buňka a polární buňka, při uvažování sezonních výkyvů dále monzunová cirkulace. Všeobecná cirkulace atmosféry patří k základním faktorům podílejícím se na utváření makroklimatu. Je také hlavní přičinou vzniku povrchových oceánských proudů jako součásti velkoprostorové oceánské cirkulace, se kterou je dále spjata složitými zpětnými vazbami. Studium všeobecné cirkulace atmosféry je dnes založeno na modelech klimatu, které zahrnují všechny složky klimatického systému.

syn. klimatologie obecná.

syn. všeobecná – část klimatologie zabývající se obecnými zákonitostmi geneze klimatu a klimatických změn, vztahy mezi klimatotvornými faktory a jevy i mezi klimatickými prvky navzájem. Studuje také vlivy klimatu na ostatní složky přírodního prostředí. Viz též klimatologie regionální.

předpověď počasí pro určité území (např. pro ČR, nebo některý kraj), určená široké veřejnosti a rozšiřovaná hromadnými sdělovacími prostředky včetně internetu zpravidla několikrát denně. Obsahuje předpověď oblačnosti, extrémních hodnot denní teploty vzduchu, směru a rychlosti větru a výskytu a množství srážek i jejich druhu. Upozorňuje na nebezpečné jevy, jako bouřky, vichřice, náledí, mlhy, ranní přízemní mrazy apod. Všeobecná předpověď počasí používá předepsaných formulací a odborných termínů s přesným kvantit. významem, takže je snadno obj. zhodnotitelná. Bývá většinou uváděna stručnou charakteristikou celkové povětrnostní situace a v ČR bývá vydávána na 12 až 48 h (vícekrát denně), resp. na 48 až 168 h (zpravidla jednou denně). Viz též předpověď počasí speciální.

dříve používaná met. informace o pravděpodobném výskytu nebo dalším trvání nebezpečných met. jevů během několika nejbližších hodin až několika dnů na určitém místě nebo v určité oblasti. Za nebezpečné met. jevy se pokládaly zejm. intenzivní srážky, silný vítr, náhlý pokles teploty, ranní mrazíky ve vegetačním období, mlha, námrazky a náledí. Všeobecné výstrahy bývaly určeny širokému okruhu zájemců, např. výstraha před výskytem mlhy a náledí všem uživatelům silnic, před výskytem intenzivních srážek vodohospodářům, pracovníkům povodňové služby, vodákům a všem obyvatelům oblastí s možnými zátopami apod. Všeobecné výstrahy byly proto rozšiřovány především rozhlasem a televizí a prostřednictvím internetu. V dnešní praxi je tato výstraha nahrazena Systémem integrované výstražné služby.

(CAP – Common Alerting Protocol) – strojově zpracovatelný formát určený k publikování a výměnu varování před nebezpečnými jevy a k popisu jejich dalšího vývoje, a to bez ohledu na použitou aplikaci nebo technologii. Umožňuje: a) zcela volné určení oblasti, ke které se varování vztahuje, formou obecného polygonu nebo množiny dílčích oblastí se stanovenými identifikátory; b) distribuci textového popisu jevu a dalších instrukcí ve více jazycích a pro různé odběratele; c) různé způsoby rozfázování časů platnosti varování; d) různé způsoby aktualizace nebo rušení varování; e) podporu různých šablon pro sestavení varovných zpráv; f) použití digitálního podpisu; g) přenos odkazů na digitalizované obrazové materiály, audiozáznamy nebo videozáznamy. Technicky vzato se jedná o jedno konkrétní schéma xml souboru, sestavené organizací OASIS. CAP není určen výhradně pro přenos varování před hydrometeorologickými ohroženími, ale může být použit i k výměně zpráv mezi složkami záchranného systému ohledně zemětřesení, tsunami, sopečné činnosti, jaderných katastrof atd. V Českém hydrometeorologickém ústavu se CAP používá pro distribuci informací v rámci Systému integrované výstražné služby (SIVS) a Smogového varovného a regulačního systému (SVRS).

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

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

syn. hřeben vysokého tlaku vzduchu.

syn. dohlednost mimořádná – dohlednost nejméně 50 km na stanicích s neomezeným obzorem. Např. na Milešovce (837 m n. m.) se v období 1951–1960 vyskytovala prům. 34 dnů za rok.
 

převládající vých. větry ve vysokých zeměp. šířkách na vnější straně subpolárního pásu nízkého tlaku vzduchu, které vanou při zemi a mají jen malý vertikální rozsah. Zvlášť stálé a silné východní větry se vyskytují na okrajích rozsáhlé a mohutné antarktické anticyklony.

nepoužívané označení pro pasáty.

postupné ubývání oblačnosti až do úplného vymizení oblaků na obloze. Viz též protrhávání oblačnosti.

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

období, ve kterém je třeba v závislosti na povětrnostních podmínkách vytápět obytné prostory.

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

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

vertikální (výstupný nebo sestupný) pohyb vzduchu vznikající vynuceně v původně horizontálním proudění, a to i při zápornému vztlaku. V tlakových útvarech dochází k vynuceným vertikálním pohybům vzduchu vlivem přízemní nebo výškové divergence proudění. Na atmosférických frontách a dalších obdobných rozhraních nastávají výkluzné pohyby vzduchu, případně i sestupné klouzavé pohyby vzduchu. Uvedené výstupné pohyby mívají rychlost v řádu 10^–2 až 10^–1 m.s^–1, oproti konvekci však mají podstatně větší plošný rozsah.  K vynuceným vertikálním pohybům vzduchu dále dochází vlivem orografie nebo prostorové proměnlivé drsnosti povrchu.
V případě podmíněné instability atmosféry mohou vynucené vertikální pohyby, pokud přivedou vzduchovou částici do hladiny volné konvekce, vést k uvolnění instability a vzniku konvekce, kterou označujeme jako volnou. Obdobně mohou vynucené vertikální pohyby vzduchu vést k uvolnění symetrické nebo potenciální instability atmosféry.

1. fázový přechod vody z kapalného do plynného skupenství, jímž vzniká vodní pára, přičemž dochází ke spotřebování latentního tepla výparu. V případě, že probíhá do nenasyceného vzduchu, převažuje nad opačným procesem, kondenzací vodní páry.
2. meteorologický prvek vyjadřující množství vody, které se za určitou dobu vypaří z nejrůznějších povrchů (evaporace) popř. i prostřednictvím rostlinných těl (transpirace) nebo oběma způsoby (evapotranspirace). Přitom se rozlišuje výpar potenciální (někdy též maximálně možný) a výpar skutečný (někdy též aktuální nebo efektivní). Vyjadřuje se obdobně jako úhrn srážek výškou vodního sloupce v mm. Provádí se měření výparu pomocí výparoměru, častěji však je výpar určován výpočtem. Představuje jednu z hlavních složek hydrologické bilance a významně ovlivňuje tepelnou bilanci zemského povrchu a přilehlého vzduchu. V tomto smyslu se pod výpar řadí i vznik vodní páry sublimací. Viz též vzorec Kuzminův, izoatma, izoombra, vztah Šatského.

syn. výpar potenciální.

syn. evaporimetr – přístroj k měření výparu. Nejčastěji se měří výpar z volné vodní hladiny výparoměry a výpar z půdy s vegetací evapotranspirometry. Pro mikroklimatická měření v porostech je používán tzv. Picheův výparoměr.

výparoměr používaný na vybraných stanicích ČHMÚ pro měření výparu z volné vodní hladiny. Je tvořen nerezovou kruhovou nádobou o ploše průřezu 3 000 cm², hlubokou 60 cm, která se zapouští do země tak, aby hladina vody byla v úrovni okolního terénu. Vlastní měřící zařízení je umístěno v nerezové nádobě válcovitého tvaru o průměru 7,5 cm s víkem, spojené s nádobou výparoměru. Využitím principu spojitých nádob dochází k vyrovnání hladin ve výparoměrné a měřící nádobě. Hladina vody v měřící nádobě je měřena plovákovým způsobem, přičemž poloha plováku je sledována digitálním optickým snímačem polohy s rozlišením 0,025 mm. Kontinuálně se registrují jak úbytky vody výparem, tak i vzestupy hladiny vlivem srážek. Výsledná hodnota výparu je dána součtem diferencí hladin a úhrnu spadlých srážek. Pro měření povrchové teploty vody v nádobě je využíván snímač Pt100.

starší typ výparoměru, na stanicích ČHMÚ nahrazovaný po roce 2000 výparoměrem EWM.

výparoměr tvořený dostatečně rozměrným zásobníkem vody, ve kterém lze přesně měřit výšku vodní hladiny. Pro svou nákladnost, velké rozměry a náročnost obsluhy a údržby se používá jen na specializovaných pracovištích.

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

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

neurčitý pojem pro obzvlášť dlouhé suché období, nebo pro období obecně chudé na atmosférické srážky, provázené vysokou teplotou vzduchu a nízkou relativní vlhkostí vzduchu.

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.

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.

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

syn. cyklona studená.

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

viz oblaky vysokého patra.

čes. překlad pro altostratus.

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

zvířený prach nebo písek dosahující nad úroveň očí pozorovatele (cca 150 cm nad zemí), takže dohlednost je znatelně snížena. Viz též sníh vysoko zvířený.

zvířený sníh, jehož částice jsou zdviženy do značné výšky nad zemí a unášeny větrem, takže vodorovná dohlednost ve výšce očí pozorovatele je zpravidla velmi malá a může být snížená ještě ve výšce 1 km nad zemí.

zařízení automaticky indikující pravděpodobnost příchodu bouřky pomocí detekce zvýšeného gradientu elektrického potenciálu atmosféry způsobeného výskytem blesků.

syn. excentricita oběžné dráhy Země kolem Slunce.

syn. pohyb vzduchu výstupný.

(VKH, popř. LCL z angl. lifting condensation level) – 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.

vert. rychlost volně letícího pilotovacího nebo radiosondážního balonu. Tento balon vystupuje v atmosféře působením celkové stoupací síly balonu, která je vyjádřena Archimédovým zákonem jako rozdíl tíhy balonem vytlačeného vzduchu a tíhy plynu lehčího než vzduch, který objem balonu vyplňuje. Když od této síly odečteme tíhu balonu, popř. i zavěšené zátěže, dostaneme užitečnou stoupací sílu balonu (A). Při ustáleném vert. výstupu balonu působí proti této síle odpor vzduchu. Výsledný vztah, který vyjadřuje stoupací rychlost balonu (w), můžeme napsat ve tvaru
$w=d\frac{\sqrt{A}}{c\sqrt{\rho }},$
kde ρ je hustota vzduchu, c obvod balonu a d koeficient charakterizující odpor prostředí. Teor. výpočty i praktická měření ukazují, že při zmenšování hustoty vzduchu stoupací rychlost balonu s výškou vzrůstá, ve výšce 5 km o 10 % a ve výšce 30 km až o 100 %. V meteorologii se ke stanovení výšky základny oblaků, při pilotovacích měřeních anebo aerologických měřeních pomocí radiosond balony obvykle plní na počáteční stoupací rychlost 1,5 až 3,5 nebo 5 m.s^–1.

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

syn. vítr anabatický.

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.

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

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

viz výška základny oblaků.

výška cíle h se vypočítá podle vzorce
$h=r\sin \alpha +\frac{r^2}{2R_e}+h_0$
kde r je vzdálenost od radaru, α elevační úhel antény, R_e efektivní poloměr Země a h₀ nadmořská výška radaru (osy antény).

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

viz výška nad obzorem.

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

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

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

nevh. označení pro úhrn srážek.

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

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

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

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

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

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

viz pozorování aerologické.

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

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

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

zákal ve vrstvě, jejíž spodní hranice leží nad zemským povrchem. Viz též vrstva zákalová.

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.

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 klimatotvorných faktorů. Vývoj klimatu ustavující relativně stabilní stav klimatického systému v určitém čase označujeme jako genezi klimatu.

konvekce, při níž dochází k výstupnému pohybu vzduchu bezprostředně nepřiléhajícího k zemskému povrchu, u kterého je vzduch stabilně zvrstvený. Nejčastěji bývá iniciována vynucenou konvekcí, dále může jít o noční termickou konvekci. Vyvýšená konvekce může způsobit silnou konvektivní bouři i v místech, kde charakteristiky konv. prostředí, vztažené k přízemní vrstvě atmosféry, vznik konvektivních bouří nenaznačují (např. nulová hodnota SBCAPE, tedy CAPE vzduchové částice u zemského povrchu).

čes. překlad termínu altocumulus.

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

hladiny uváděné ve zprávách PILOT a TEMP, v nichž podle aerologických měření nabývá teplota vzduchu, relativní vlhkost vzduchu, směr a rychlost větru hodnot, významných pro sestrojení křivek vertikálního profilu teploty, vlhkosti vzduchu a větru. Za význačné hladiny teploty se v troposféře považují zejména dolní a horní hranice inverzí teploty, resp. izotermií v případě, že tlakový rozdíl mezi základnou a horní hranicí těchto vrstev je alespoň 20 hPa, nebo je-li vrstva charakterizována významnou změnou vlhkosti vzduchu. Výběr dalších význačných hladin u teploty a vlhkosti vzduchu se provádí tak, aby se rozdíl změřené teploty a vlhkosti vzduchu nelišil od profilu zkonstruovaného pomocí význačných hladin o více než 1 °C do výšky hladiny 300 hPa, nebo první tropopauzy, o 2 °C nad touto výškou a o 15 % rel. vlhkosti v celém rozsahu měření vlhkosti. Pro výběr význačných hladin větru jsou rozhodující odchylky od vert. průběhu změřené rychlosti a směru větru o více než 10° u směru a 5 m.s^–1 u rychlosti větru. Za význačnou hladinu se považuje i tropopauza, hladina maximálního větru, počáteční a nejvyšší bod měření. Jestliže se vert. průběh měřeného prvku vynáší do termodynamického diagramu pomocí lomené čáry, označují se význačné hladiny často jako zlomové body, popř. „zlomy".

v letecké meteorologii souborné označení pro následující jevy: bouřku, tropickou cyklonu, výrazné čáry instability, kroupy, mírnou a silnou turbulenci, mírnou a silnou námrazu na letadlech, významné závětrné vlny, rozsáhlé písečné nebo prachové bouře, namrzající déšť, popř. ledovku aj. Tyto jevy se někdy zkráceně označují jako význačné počasí. Viz též mapy význačného počasí, informace SIGMET, informace AIRMET, indikátory změny v přistávacích a letištních předpovědích.

viz jevy počasí význačné.

viz voda srážková potenciální.

viz záření.

syn. záření atmosféry.

viz záření zemského povrchu.

bouřka, při níž je v daném místě slyšitelné alespoň jedno zahřmění a doba mezi bleskem a zahřměním je delší než 10 s (tj. bouřka se vyskytuje ve vzdálenosti více než 3 km). V pozorovací praxi vzdálené bouřky rozdělujeme na bouřky vzdálené do 5 km od místa pozorování a na bouřky vzdálené více než 5 km od místa pozorování. Největší vzdálenost vzdálené bouřky závisí především na hladině akust. šumu v místě pozorování a na směru větru. Ve dne bývá zpravidla 15 až 20 km, v noci až 25 km (výjimečně jsou možné i delší vzdálenosti). Viz též bouřka blízká, bouřka na stanici, hrom.

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

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

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

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

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

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

zast. název pro vzduchovou hmotu. V čes. met. literatuře byl běžný do konce 2. světové války.

syn. vzdutí bouřlivé – zvýšení hladiny oceánu v prostoru tropické nebo hluboké mimotropické cyklony. Je vyvoláno především konfluentním prouděním vzduchu ve spodních hladinách, v menší míře i snížením tlaku vzduchu uvnitř cyklony. Vzdutí výrazně narůstá v blízkosti pobřeží v důsledku hromadění větrem hnané vody, a to především v hlubokých zálivech či ústích řek, kde může dosáhnout i několika metrů. Při odhadu dosahu mořské vody je třeba dále uvažovat i výšku mořských vln. V případě plochého pobřeží je vzdutí moře v tzv. nebezpečném půlkruhu tropické cyklony jejím nejnebezpečnějším projevem. Viz též příliv zvýšený bouří, meteotsunami.

pohyb podpovrchové vody vlivem působení kapilárních sil proti směru zemské tíže.

syn. převýšení kouřové vlečky – výška nad úrovní ústí zdroje znečišťování ovzduší, v níž osa kouřové vlečky po počátečním vzestupu nabývá horiz. polohu. Je to tedy rozdíl mezi efektivní výškou komína a jeho skutečnou neboli stavební výškou. V praxi bývá hodnota vznosu kouřové vlečky nahrazována největší změřitelnou výškou osy vlečky nad ústím zdroje. Vznos kouřové vlečky se za jinak stejných podmínek zvětšuje, jestliže vzrůstá teplota exhalací, jejich objem a výstupní rychlost. Při růstu rychlosti větru se vznos kouřové vlečky zmenšuje. Při instabilním teplotním zvrstvení ovzduší dochází za jinak konstantních podmínek k většímu vznosu kouřové vlečky než při stabilním teplotním zvrstvení. Vznos kouřové vlečky významně ovlivňuje přízemní imise. Účinné zlepšení kvality ovzduší lze často dosáhnout dodržováním „pravidla jednoho komína“ (z angl. one stack rule): při vypouštění exhalací jedním společným komínem se obvykle dosáhne vyššího vznosu kouřové vlečky, a proto nižších přízemních imisí, než při vypouštění týchž exhalací několika komíny umístěnými blízko sebe a stejně vysokými nebo i poněkud vyššími než společný komín.

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

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

prostorově omezený výstupný pohyb vzduchu, vyvolaný instabilitou okolního prostředí, který dává vznik oblakům cumulus a cumulonimbus. V případě silnějších výstupných proudů uvnitř konvektivních bouří mohou hodnoty maxima vertikální rychlosti dosáhnout až kolem 60 m.s^-1. Projevem nejvyšších partií výstupných proudů konv. bouří jsou přestřelující vrcholy, přičemž nejsilnější výstupné konv. proudy generují nejvýraznější přestřelující vrcholy. Slangově se v češtině používá původní angl. termín updraft.

viz též formule, vzorec, zákon, rovnice, věta.

průměrná maximální teplota nejteplejšího měsíce, zpravidla července, na daném letišti. Na letišti Praha–Ruzyně je 23,6 °C (JUL). Hodnoty pro další letiště lze nalézt v Letecké informační příručce (AIP ČR).

v dynamické meteorologii označení pro vertikálně orientovanou výslednici síly zemské tíže a vztlakové síly působící na danou vzduchovou částici. V případě, že je výslednice těchto sil orientována od zemského povrchu, mluvíme o kladném vztlaku, v opačném případě o záporném vztlaku. V důsledku toho vzniká vertikální pohyb uvažované vzduchové částice směrem vzhůru při kladném, resp. dolů při záporném vztlaku. V obecné mechanice tekutin se ovšem vztlakem obvykle rozumí pouze vztlaková síla. V aerodynamice jsou rozhodující dynamické složky vztlaku, vznikající při obtékání profilu tělesa (např. křídla letadla) vzdušným proudem. Viz též konvekce.