▶
validace numerického modelu
ověřování procesů v
modelu numerické předpovědi počasí nebo
klimatologickém modelu z hlediska toho, zda odpovídají reálným dějům v atmosféře Země. Validace modelu slouží spolu s verifikací jeho výstupů k optimalizaci nastavení jeho parametrů tak, aby model počítal následné předpovědi co nejsprávněji, a to jak z hlediska výsledných
polí meteorologických prvků, tak s ohledem na simulace procesů, které je určují. Viz též
verifikace meteorologické předpovědi.
▶
vánek
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.
▶
vánek jezerní
starší označení pro
brízu jezerní.
▶
vánek mořský
starší označení pro brízu mořskou.
▶
vánek pevninský
starší označení pro brízu pevninskou.
▶
vánice sněhová
lid. označení pro
sněžení při vysoké rychlosti větru, kdy pozorujeme vysoko
zvířený sníh. Kromě padajícího sněhu může být větrem unášen také již napadlý, především čerstvý sníh, zvláště při nízké teplotě vzduchu. Viz též
bouře sněhová,
blizard.
▶
vánky pobřežní
starší označení pro
brízu.
▶
vardar
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.
▶
variabilita klimatu
syn. proměnlivost klimatu – vlastnost
klimatického systému, daná kombinací
vnitřní variability klimatu a krátkodobých přechodných změn působení vnějších
klimatotvorných faktorů. Projevuje se
kolísáním klimatu.
▶
variabilita klimatu vnitřní
syn. proměnlivost klimatu vnitřní – přirozená vlastnost
klimatického systému daná jeho nelineární povahou, projevující se proměnlivostí
klimatických prvků kolem jejich průměrných hodnot. Vnitřní variabilita se projevuje i v případě, že všechny vnější
klimatotvorné faktory zůstávají neměnné. Do vnitřní variability klimatu nezahrnujeme
denní a
roční chod meteorologických prvků. Viz též
kolísání klimatu,
oscilace.
▶
variace unitární
variace v
denním chodu vert.
gradientu elektrického potenciálu v atmosféře, které probíhají simultánně po celé Zemi, tzn. že nezávisí na místním čase. Jsou dány časovými změnami celkového rozdílu hodnot el. potenciálu mezi
elektrosférou a zemským povrchem, které souvisejí se stavem globální bouřkové činnosti na celé Zemi. Jsou přímo detekovatelné zejména nad oceány, v kontinentálních oblastech bývají překryty lokálními vlivy.
▶
variometr
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.
▶
vazba dálková
statisticky významný vztah mezi
oscilací v jedné oblasti a
kolísáním klimatu v jiné oblasti.
▶
vazba zpětná
řetězec navzájem podmíněných reakcí různých složek
klimatického systému na narušení rovnováhy tohoto systému. Rozlišujeme
záporné a
kladné zpětné vazby.
▶
vazba zpětná kladná
syn. vazba zpětná pozitivní – druh
zpětné vazby, která vede k zesilování původního impulzu a tím přispívá k destabilizaci
klimatického systému. Viz též
vazba zpětná záporná.
▶
vazba zpětná záporná
syn. vazba zpětná negativní – druh
zpětné vazby, která vede k tlumení účinku prvotního impulzu, čímž udržuje stabilitu
klimatického systému. Viz též
vazba zpětná kladná.
▶
vazkost molekulární
syn. viskozita molekulární – viz
tření v atmosféře.
▶
vazkost turbulentní
syn. tření turbulentní, tření virtuální, viskozita turbulentní – v meteorologii vnitřní tření v proudícím vzduchu vznikající následkem statisticky náhodných a
turbulencí podmíněných přemísťování makroskopických
vzduchových částic napříč převládajícího směru proudu. Projevuje se silami působícími tečně k vrstvám proudícího vzduchu. Vztáhneme-li tyto tečné síly k jednotkové ploše, mluvíme o turbulentních
tečných neboli Reynoldsových
napětích. Z fyz. hlediska je turbulentní tření spjato s
turbulentním přenosem hybnosti proudícího vzduchu, např. v
mezní vrstvě atmosféry směrem dolů, což kompenzuje zanikání hybnosti vnějším třením proudícího vzduchu o zemský povrch. Viz též
tření v atmosféře,
síla tření.
▶
vedro
stav vznikající v létě za suchého počasí při vysoké teplotě a slabém proudění vzduchu za intenzivního
přímého slunečního záření zpravidla v odpoledních hodinách. Působí zvýšenou zátěž lidskému organismu, vadnutí rostlin apod. Zvláště nepříznivě se projevuje ve městech v důsledku přehřátí umělého
aktivního povrchu. Vedro nemá charakter odb. termínu. Viz též
den tropický,
noc tropická,
dny psí,
vlna veder.
▶
vědy o atmosféře
souborné označení vědních oborů studujících
atmosféru Země. Ústřední místo mezi nimi patří
meteorologii, jež je někdy považována za obor, který všechny ostatní vědy o atmosféře zahrnuje; v tomto smyslu jsou pak termíny vědy o atmosféře a meteorologie synonyma. Pokud meteorologii chápeme jako jednu z dílčích věd o atmosféře, můžeme ji v podstatě ztotožnit s
fyzikou atmosféry; za další disciplíny můžeme považovat např.
klimatologii a
chemii atmosféry.
▶
vektopluviometr
přístroj k měření sklonu a směru padajícího deště. V ČR se běžně nepoužívá.
▶
vektor Corfidiho
vektor určující výsledný pohyb
konvektivní bouře (
multicely nebo
mezosynoptického konvektivního systému) daný vektorovým součtem vektoru pohybu průměrné oblačné vrstvy a vektoru opačného k přízemnímu proudění. První sčítaný vektor udává advekční složku pohybu systému, druhý reprezentuje vznik nových konvektivních buněk na straně bouře proti směru přízemního proudění. Výsledný vektor představuje odhad směru pohybu bouře, pokud není řízena výraznou
gust frontou.
V případě bouří, které jsou řízeny výraznou gust frontou, se navíc tento výsledný vektor sčítá ještě jednou s vektorem pohybu průměrné oblačné vrstvy, který tentokrát aproximuje pohyb gust fronty. Tento odhad je založen na předpokladu, že vzduch vytékající z pohybující se bouře již má nenulovou složku rychlosti ve směru proudění a propagace gust fronty je tedy v tomto směru výraznější.
▶
vektor větru
zkrácené označení vektoru
rychlosti větru.
▶
velkopočasí
v češtině nevhodné označení pro
typ makrosynoptické situace.
▶
velkopodnebí
málo užívané čes. označení pro
makroklima, které použil A. Gregor v r. 1950; pojem se však neujal.
▶
velopauza
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.
▶
velum
(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.
▶
ventilace
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.
▶
ventilátory protimrazové
tech. zařízení používaná v
ochraně před mrazíky ve vegetačním období. Jejich úkolem je při teplotách těsně nad nulou rozrušovat
inverzi teploty vzduchu, která se při
radiačním ochlazování vytváří v nočních a ranních hodinách v blízkosti zemského povrchu. Použitím protimrazových ventilátorů se sníží riziko poklesu teploty v této vrstvě pod nulu, při němž dochází v některých fázích vývoje ovocných stromů, vinné révy, popř. dalších plodin k značným ztrátám na výnosech. Protimrazové ventilátory jsou zpravidla vybaveny rozměrnou vrtulí, jíž se promíchává v kritickém období okolní vzduch. Obdobnou funkci mohou plnit i nízko letící vrtulníky.
▶
vergence
v čes. literatuře zřídka používané syn. pro
divergenci proudění ve smyslu veličiny, která nabývá i záporných hodnot, označovaných jako konvergence proudění.
▶
verifikace meteorologické předpovědi
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.
▶
verifikace meteorologické předpovědi objektově orientovaná
jedna z metod
verifikace meteorologické předpovědi vhodná k posouzení
úspěšnosti předpovědi s vysokým prostorovým rozlišením. Kritéria používaná při objektově orientované verifikaci srovnávají objekty v poli předpovědi s objekty v poli měření. Většina kritérií vyžaduje přímé určení odpovídajících si objektů (např. CRA, MODE), některé porovnávají vlastnosti všech nalezených objektů dohromady (kritérium SAL). Objekty bývají definovány jako plochy s nadprahovou hodnotou příslušného
meteorologického prvku.
▶
verifikace meteorologické předpovědi prostorová
jedna z metod
verifikace meteorologické předpovědi vhodná k posouzení
úspěšnosti předpovědi s vysokým prostorovým rozlišením. Kritéria používaná při prostorové verifikaci počítají s určitým stupněm nejistoty předpovědi, např. přibližnou hodnotou, přibližnou lokalizací nebo přibližným časem výskytu, které zohledňují nejčastěji pomocí zvětšujícího se prostorového, resp. časového okna, ve kterém je shoda prognostických a diagnostických
polí meteorologických prvků hodnocena. Ze závislosti hodnot verifikačního kritéria na velikosti okna je možné určit prostorovou chybu předpovědi (např. kritériem FSS).
▶
verifikace meteorologické předpovědi tradiční
souborné označení metod
verifikace meteorologické předpovědi používaných především k posouzení
úspěšnosti předpovědi s nízkým prostorovým rozlišením. Kritéria používaná při tradiční verifikaci hodnotí přesnou shodu měření s předpovědí dané hodnoty nebo jevu. Mezi běžně používaná kritéria patří střední chyby předpovědi, jako je střední chyba (ME – mean error), střední absolutní chyba (MAE – mean absolute error) a střední kvadratická chyba (RMSE – root mean square error), nebo verifikační kritéria založená na kontingenční tabulce, např. pravděpodobnost detekce (POD – probability of detection) apod. Nevýhodou tradiční verifikace je zatížení
dvojitou penalizací při hodnocení předpovědi s vysokým horizontálním rozlišením.
▶
vertebratus
(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.
▶
věta termodynamická hlavní
tzv. hlavní termodynamické věty představují základní principy v oboru
termodynamiky. První hlavní věta termodynamická je vyjádřením zákona zachování energie při termodynamických procesech a stanoví, že teplo dodané termodynamickému systému se spotřebuje na zvýšení
vnitřní energie systému a na vykonání vnější práce. Pro
ideální plyn lze první hlavní větu termodynamickou vyjádřit ve tvaru
kde d
q je množství tepelné energie dodané jednotce hmotnosti ideálního plynu, d
u odpovídající přírůstek vnitřní energie,
p tlak a d
α přírůstek
měrného objemu. Uvedený matematický zápis první hlavní věty termodynamické patří k základním rovnicím termodynamiky atmosféry. Druhá hlavní věta termodynamická postuluje princip nemožnosti trvalého přechodu tepla z chladnějšího na teplejší těleso bez vynaložení práce. Třetí hlavní věta termodynamická se týká nedosažitelnosti teploty absolutní nuly, tj. nulové teploty v
Kelvinově teplotní stupnici.
▶
větev atmosférické fronty
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.
▶
větrolam
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.
▶
větroměr
málo užívané čes. označení pro
anemometr.
▶
větry Bersonovy západní
záp. větry ve
stratosféře nad centrální částí tropického pásma, které se zde vyskytují současně s východními
větry Krakatoa, s nimiž se v různých výškách vrstvy od 20 do 35 km periodicky střídají v rámci
kvazidvouleté oscilace. Byly objeveny něm. meteorologem A. Bersonem roku 1908 (Süring, 1910), kdy vanuly ve spodních hladinách uvedené vrstvy, což vedlo k chybné představě o jejich trvale nižší výšce oproti větrům Krakatoa.
▶
větry horské a údolní
větry
místní cirkulace v horských oblastech s denní periodicitou, které se vyskytují v údolích a rovinách, do nichž údolí ústí. Přes den se údolí intenzívně prohřívají, což napomáhá proudění vzduchu údolím v podélném směru vzhůru k horským hřebenům. Uvedený
anabatický vítr se nazývá údolní vítr. Naopak v noci stéká chladný vzduch údolím dolů do rovin. Tento
katabatický vítr se nazývá horský vítr. Nad horskými, stejně jako nad údolními větry vznikají protisměrné kompenzační vzdušné proudy. Horské a údolní větry se kombinují s
větry svahovými. V někt. oblastech mají svá místní jména, např.
breva a
tivano v oblasti jezera Lago di Como v sev. Itálii. Horské a údolní větry jsou zřetelněji vyvinuty jen při ustáleném
anticyklonálním počasí, kdy dochází k silnému radiačnímu ohřívání svahů ve dne a radiačnímu ochlazování horských partií v noci. Jsou potlačeny při výraznější všeobecné cirkulaci vzduchu. Horské větry bývají slabší než větry údolní. Vysvětlení horských a údolních větrů podal rakouský meteorolog A. Wagner (1932).
▶
větry Krakatoa
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.
▶
větry pobřežní
starší označení pro
brízu.
▶
větry východní polární
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.
▶
větry východní rovníkové
vých. proudění velkého vert. rozsahu v rovníkovém pásmu mnohdy zabírající celou
troposféru. V tomto pásmu se však mohou vyskytovat i
rovníkové západní větry.
▶
větry východní subtropické
(východní tropické) jiný název pro
pasáty, pokud nezasahují do velkých výšek a mají výrazný vert.
střih větru.
▶
větry východní tropické
nepoužívané označení pro
pasáty.
▶
větry západní rovníkové
záp. větry ve spodní
troposféře, které se mohou vyskytnout v úzké centrální části
intertropické zóny konvergence.
▶
větry západní stálé
silné a značně stálé větry, které vanou v
pásmu západních větrů mezi 35° a 65° zeměp. šířky nad oceány a na přilehlých pevninách. Jsou výrazněji vyvinuty na již. polokouli, kde převládají rozsáhlé plochy oceánů. Kvůli dobré využitelnosti pro plavbu plachetnic bývaly nazývány „hodné“, nicméně vedly i k pojmenování příslušných zeměp. šířek jižní polokoule jako
řvoucí čtyřicítky.
▶
vchod frontální zóny
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.
▶
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.
▶
videodistrometr
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.
▶
viditelnost
nevh. označení pro
dohlednost.
▶
viditelnost dráhová (RVR)
vzdálenost ve směru vzletu n. přistání letadla, na kterou jsou při prahu kontrastu 0,05 viditelná buď vzletová a přistávací dráha, popř. stanovená světelná návěstí (zpravidla o svítivosti 104 kandel), či značky vyznačující vzletovou a přistávací dráhu. Tuto vzdálenost uvažujeme z místa nad stanoveným bodem, ležícím ve výšce očí pilota ve vert. rovině proložené osou vzletové a přistávací dráhy. V praxi se uvažuje 5 m nad rovinou vzletové a přistávací dráhy. V. d. se určuje vizuálně n. se nepřímo měří, popř. počítá z příslušných naměřených veličin. V. t. měření dráhové viditelnosti.
▶
viditelnost horizontální
syn. viditelnostvodorovná.
▶
viditelnost letová
viditelnost pozorovaná n. měřená z letícího letadla. V oblacích druhu
cirrus, cirrostratus a
cirrocumulus bývá několik stovek m, v oblacích druhu
altocumulus a
altostratus desítky až stovky m a v základnách oblaků druhu
cumulonimbus klesá někdy až na 10 m. V. 1. se snižuje zejm. pod vrstvami
inverzí teploty vzduchu vlivem prachu, kouře a vodní páry. Ve vysokých vrstvách
troposféry a ve
stratosféře lze v. 1. určovat podle barvy oblohy a jasu hvězd.
▶
viditelnost mimořádná
syn. viditelnost výborná.
▶
viditelnost svislá
(vertikální) největší vzdálenost, na niž pozorovatel vidí a identifikuje objekt ležící na vertikále n. nad ním.
▶
viditelnost šikmá
viditelnost ve směru odkloněném o urč. ostrý úhel od vodor. roviny. V letecké meteorologiise určuje z vyvýšeného bodu směrem k zem. povrchu při úhlu přibližně 3 stupně. V. š. při závěrečné fázi letu se označuje též jako viditelnost „na přistání", resp. přistávací viditelnost.
▶
viditelnost technická
vzdálenost, ve které lze bezpečně rozeznat světelné zdroje. Tato viditelnost je závislá nejen na průzračnosti atmosféry, ale také na intenzitě a barvě světla světelného zdroje. Používá se běžně v
letecké meteorologii.
▶
viditelnost vertikální
syn. viditelnost svislá.
▶
viditelnost vodorovná
(VIS), viditelnost horizontální největší vzdálenost, na niž pozorovatel vidí a identifikuje objekt ležící v blízkosti horiz. roviny proložené jeho stanovištěm.
▶
viditelnost výborná
(mimořádná) v klimatologii na stanicích s neomezeným obzorem viditelnost nejméně 50 km. Např. na Milešovce (837 m n. m.) se v období 1951–1960 vyskytovala prům. 34 dnů za rok.
▶
vichřice
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.
▶
vichřice mohutná
vítr o prům. rychlosti 28,5 až 32,6 m.s
–1 nebo 103 až 117 km.h
–1. Odpovídá jedenáctému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vichřice prachová nebo písečná
▶
vichřice silná
vítr o prům. rychlosti 24,5 až 28,4 m.s
–1 nebo 89 až 102 km.h
–1. Odpovídá desátému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vír atmosférický
rotační pohyb vzduchu, který může být zviditelněn unášenými částicemi
atmosférického aerosolu. Atmosférické víry vznikají z rozmanitých příčin, které určují
měřítko vírů i směr jejich rotace, jejíž osa bývá většinou orientována přibližně vertikálně. Největším takovým vírem, který tvoří součást
všeobecné cirkulace atmosféry, je
cirkumpolární vír. V
synoptickém měřítku rozlišujeme
cyklony a
anticyklony, přičemž obzvlášť vysoké rotační rychlosti dosahují
tropické cyklony. Kromě cyklon můžeme pomocí
meteorologických družic detekovat i další
oblačné víry, a to i
mezosynoptického měřítka, např.
polární cyklony a
závětrné víry. Nejmenšími víry s přibližně vertikální osou jsou
tromby, které mohou být viditelné díky rotujícím nebo na zemském povrchu vířeným pevným nebo kapalným částicím. V atmosféře se dále tvoří i stabilní víry s přibližně horiz. osou, tzv.
rotory. Prakticky neustále jsou v atmosféře přítomny náhodně se pohybující nestabilní
turbulentní víry s různou orientací osy rotace. Viz též
vorticita,
proudění vírové,
měřítko atmosférických vírů.
▶
vír cirkumpolární
syn. vír polární – největší
atmosférický vír v systému
všeobecné cirkulace atmosféry. Tvoří ho převážně západní proudění kolem geografických pólů ve středních a vysokých zeměpisných šířkách, a to ve vyšších vrstvách
troposféry a ve
stratosféře. Ve vyšší troposféře hovoříme o troposférickém cirkumpolárním víru, který se zde projevuje uzavřenými, cyklonálně zakřivenými
absolutními izohypsami, neboť je vyplněn studeným vzduchem. Jeho okraj přitom leží v jádru oblasti nejsilnějších západních větrů, tedy mezi 40. a 60. stupněm zeměpisné šířky. Troposférický cirkumpolární vír existuje celoročně; nejsilnější je v zimě, kdy je v jeho jádru nejstudenější vzduch. Stratosférický cirkumpolární vír sahá od horního okraje
tropopauzy do vyšších hladin stratosféry, přičemž jeho intenzita i horizontální rozsah roste s výškou; v horních hladinách stratosféry leží maxima jeho rychlosti kolem 50. stupně zem. šířky. Na rozdíl od troposférického cirkumpolárního víru existuje střídavě vždy na jedné polokouli. Vytváří se na podzim příslušné polokoule, trvá do jara, obvykle na přelomu jara a léta zaniká. Viz též
oteplení stratosférické.
▶
vír mlžný
malá a slabá
tromba vznikající jen zřídka nad nezamrzlou vodní hladinu, od níž se ohřívá a labilizuje
přízemní vrstva podstatně chladnějšího vzduchu. Mlžné víry se často vyskytují ve větších skupinách, zpravidla současně s
mlhou z vypařování. Podmínky pro jejich vznik nastávají hlavně při
vpádu studeného vzduchu v chladné části roku, nutnou podmínkou je však rovněž vznik vertikální
vorticity. Mlžné víry jsou slabší obdobou
prachových nebo písečných vírů, na rozdíl od nich však jejich viditelnost způsobují kapičky vody, vznikající opětovnou
kondenzaci vodní páry, vypařené z vodní hladiny. Podle
Mezinárodního atlasu oblaků patří mlžný vír mezi
hydrometeory.
▶
vír oblačný
1. seskupení oblačnosti pozorované např. na
družicových snímcích. Vyskytují se jednak velké víry, např.
cyklony, nebo víry menšího měřítka, např. v
závětří ostrovů či izolovaných hor.
2. jakýkoliv oblačný vír pozorovaný ze zemského povrchu, např. vír související s
trombou či
tornádem, různé turbulentní víry na spodní základně oblačnosti
konvektivních bouří nebo vytvářející se za silnějšího proudění v blízkosti výrazných orografických překážek proudění (např. hor).
▶
vír ohnivý
nevh. označení pro
požárový vír.
▶
vír požárový
tromba vznikající v souvislosti s extrémním přehřátím zemského povrchu při požáru nebo při sopečné erupci. Z hlediska svého vzniku je obdobou
prachového nebo písečného víru. Požárový vír mohou zviditelňovat plameny,
kouř i produkty
kondenzace vodní páry.
▶
vír prachový nebo písečný
syn. rarášek –
tromba vznikající nad silně přehřátým zemským povrchem ve vrstvě vzduchu s výraznou
vertikální instabilitou atmosféry. Zdrojem rotace je vertikální
vorticita. Ta vzniká buď v důsledku
horizontálního střihu větru, nebo transformací horizontální vorticity, vzniklé působením
vertikálního střihu větru. Poloměr víru s výškou roste, osa rotace je víceméně vertikální. Směr rotace může být po směru nebo proti směru otáčení hodinových ručiček, přičemž uprostřed víru nemusí být prach nebo písek přítomen. Mohutné víry mohou mít vyvinutý kromě výstupného proudu i sestupný proud uprostřed víru, podobně jako u
tornáda.
Byly zdokumentovány víry tohoto typu, které dosáhly výšky kolem 1 000 m, převažují však výšky kolem 30 m. Víry od výšky 100 m bývají už využitelné i pro bezmotorové létání. Rychlost rotace víru se může měnit od méně než 15 m/s do více než 30 m/s. Mohou se vyskytovat i za jasného počasí a mohou způsobovat škody v úzkém pásu o šířce několika metrů, jímž postupují. Prachový nebo písečný vír řadíme mezi
litometeory.
▶
vír sněhový
malá a slabá
tromba vznikající jen zřídka nad
sněhovou pokrývkou, a to v důsledku přízemního
horizontálního střihu větru. Podle
Mezinárodního atlasu oblaků patří sněhový vír mezi
hydrometeory.
▶
vír závětrný
atmosférický vír vyskytující se v
závětří orografických překážek, často v sérii. Závětrné víry mohou mít buď přibližně horizontální, nebo přibližně vertikální osu. Víry první skupiny neboli
rotory vznikají při přetékání horských hřebenů v podmínkách
vírového,
vlnového nebo
rotorového proudění. Víry s přibližně vert. osou vznikají při obtékání ostrovů nebo izolovaných horských vrcholů a vytvářející tzv. Kármánovu vírovou dráhu. Ta je tvořena dvěma liniemi vzájemně protiběžně rotujících vírů, jež jsou unášeny prouděním a při svém pohybu dále do závětrného prostoru postupně zanikají. Takové víry lze často sledovat na
družicových snímcích v podobě
oblačných vírů (např. za ostrovem Jan Mayen). Ve starší české literatuře o závětrných jevech se pojem závětrný vír obvykle vyskytuje ve smyslu zde zmíněné první skupiny. Viz též
perioda uvolňování vírů.
▶
virga
(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.
▶
vírnatost
historický termín pro
vorticitu.
▶
viskozita molekulární
syn. vazkost molekulární – viz
tření v atmosféře.
▶
vítr
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.
▶
vítr "prepadový"
slovenský název pro silné padavé větry na již. straně Vysokých Tater. Největší náraz byl při v. p. registrován na Skalnatém plese 29. listopadu 1965 v 21.20 SEČ a činil 97 m.s–1, čili 350 km. h–1 V. t. extrémy rychlosti větru.
▶
vítr ageostrofický
syn.
proudění ageostrofické – rozdíl vektorů rychlosti skutečného a
geostrofického větru. Ve
volné atmosféře se geostrofický vítr v základním přiblížení nejčastěji interpretuje jako výslednice čtyř složek, tj. složky izalobarické (izalohyptické), kinetické, konv. a cyklostrofické. Tyto složky bývají někdy označovány jako
vítr izalobarický,
kinetický,
konvekční a
cyklostrofický. V podrobnějším přiblížení lze odvodit i další příspěvky k ageostrofickému větru vznikající např. u proudění, které má současně vertikální i meridionální složky pohybu. Teoreticky lze dokázat, že každé proudění s meridionální složkou pohybu musí obsahovat ageostrofickou složku. Velikost rychlosti ageostrofického větru bývá ve volné atmosféře u proudění velkých měřítek zpravidla alespoň o řád menší než velikost rychlosti větru geostrofického, přesto má ageostrofický vítr zásadní význam pro transformace kinetické energie v atmosféře a vývoj
pole atmosférického tlaku.
▶
vítr anabatický
syn. vítr výstupný – vítr se vzestupnou složkou. Při zemském povrchu se jedná především o výstup teplého vzduchu do vyšších poloh, tedy denní fázi
horského a údolního větru a
svahového větru. V uvedeném smyslu sem patří i vynucené výstupy vzduchu v
cyklonách, na
návětří hor apod. Anabatický charakter mají také
výkluzné pohyby vzduchu na
anafrontách. Opačného smyslu je
katabatický vítr.
▶
vítr antibarický
syn. proudění antibarické – horiz. proudění bez
tření v atmosféře, při němž síla horiz.
tlakového gradientu má stejný směr jako
Coriolisova síla a jejich výslednice je v rovnováze s
odstředivou silou. Antibarický vítr se nevyskytuje jako součást velkoprostorových pohybů v rámci
všeobecné cirkulace atmosféry čili
primární cirkulace. Antibarický vítr se však může blížit proudění ve tvaru malých vírů s přibližně vert. osou, pozorovaných někdy u zemského povrchu při uvolňování
výstupních konvektivních proudů. Tyto víry se lid. nazývají
rarášek nebo čertík.
▶
vítr antitriptický
rovnoměrné, přímočaré a horiz. proudění vzduchu za předpokladu, že
síla tření je v rovnováze s horizontální složkou
síly tlakového gradientu a ostatní horiz. síly působící na
vzduchovou částici lze zanedbat. Antitriptický vítr vane kolmo na
izobary. Skutečné horiz. proudění se mu může blížit, jestliže tečné i normálové zrychlení pohybu vzduchových částic je nepatrné a
Coriolisova síla zanedbatelná vůči síle tření. Tento případ nastává v
mezní vrstvě atmosféry v blízkosti rovníku a při některých
místních cirkulacích vzduchu. Název antitripický vítr zavedl angl. meteorolog H. Jeffreys v r. 1922.
▶
vítr barický
syn. proudění barické – horiz. proudění bez
tření v atmosféře, pří kterém síla horiz.
tlakového gradientu a
Coriolisova síla směřují proti sobě. Příkladem barického větru je
geostrofický vítr a
gradientový vítr.
▶
vítr boční
vodorovná složka
rychlosti větru (vzhledem k zem. povrchu) kolmá ke směru pohybu tělesa, např. letadla, lodě, automobilu.
▶
vítr bouřlivý
vítr o prům. rychlosti 17,2 až 20,7 m.s
–1 nebo 62 až 74 km.h
–1. Odpovídá osmému stupni
Beaufortovy stupnice větru. Ve výkazech met. pozorování je jako bouřlivý vítr uváděn vítr o prům. rychlosti alespoň 17,2 m.s
–1. V době, kdy stanice nebyly vybaveny větroměrnými přístroji, byl jako bouřlivý vítr uváděn vítr odpovídající osmému stupni Beaufortovy stupnice a vyšším.
▶
vítr cyklostrofický
syn. proudění cyklostrofické –
1. jedna ze složek
ageostrofického větru. Vektor rychlosti cyklostrofického větru
vc je pak:
kde
λ značí
Coriolisův parametr,
KH horiz. křivost proudnic, kterou lze aproximovat
křivostí izobar nebo izohyps,
vg rychlost
geostrofického větru a
t jednotkový horiz. vektor orientovaný ve směru geostrofického větru. Cyklostrofický vítr má při záporné křivosti
KH (anticyklonálním zakřivení) stejný směr jako vítr geostrofický, zatímco v případě
KH > 0 (cyklonálního zakřivení) směřuje přesně proti geostrofickému větru. Cyklostrofický vítr tedy působí při
cyklonálních situacích zmenšení a při
anticyklonálních situacích zvětšení rychlosti skutečného horiz. proudění vůči rychlosti geostrofického větru;
2. horiz. proudění, u něhož je zrychlení působené
Coriolisovou silou zanedbatelné ve srovnání s celkovým normálovým zrychlením, tj. na celkové rychlosti proudění má převažující podíl cyklostrofická složka ageostrofického větru. Příklad cyklostrofického větru poskytuje především proudění v
tropických cyklonách. Termín cyklostrofického větru zavedl angl. meteorolog N. Shaw.
▶
vítr čerstvý
vítr o prům. rychlosti 8,0 až 10,7 m.s
–1 nebo 29 až 38 km.h
–1. Odpovídá pátému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vítr dosti čerstvý
vítr o prům. rychlosti 5,5 až 7,9 m.s
–1 nebo 20 až 28 km.h
–1. Odpovídá čtvrtému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vítr Eulerův
vítr působený výlučně horiz. složkou
síly tlakového gradientu. Vane kolmo na
izobary nebo
izohypsy z oblasti vyššího do oblasti nižšího tlaku vzduchu. Podmínky pro vznik Eulerova větru mohou být v reálné atmosféře přibližně splněny pouze ve
volné atmosféře nad rovníkem nebo v jeho blízkosti, protože horiz. složka
Coriolisovy síly klesá na rovníku k nule a ve volné atmosféře lze
sílu tření zanedbat. Pojem zavedl H. Jeffreys (1922).
▶
vítr geostrofický
syn. proudění geostrofické – model
horizontální složky proudění vzduchu s tečným i normálovým zrychlením rovným nule, tedy bez vlivu
tření v atmosféře. Směřuje podél přímkových
izobar, popř.
izohyps tak, že postavíme-li se na sev. polokouli čelem po směru proudění, máme po pravé ruce vyšší a po levé nižší tlak. Geostrofický vítr řadíme pod
barický vítr, neboť horiz. složky
síly tlakového gradientu a
Coriolisovy síly mají opačný směr; navíc jsou stejně velké, což označujeme termínem geostrofická rovnováha. Rychlost geostrofického větru
vg určujeme v
z-systému ze vztahu
v němž
λ značí
Coriolisův parametr,
ρ hustotu vzduchu,
vektor
horizontálního tlakového gradientu a
k je jednotkový vektor ve směru vert. osy
z.
S výjimkou nízkých zeměp. šířek lze geostrofickou aproximaci používat pro vyjádření skutečné rychlosti proudění vzduchu ve
volné atmosféře. Viz též
měřítko geostrofické,
vítr subgeostrofický,
vítr supergeostrofický,
proudění ageostrofické,
aproximace kvazigeostrofická,
aproximace semigeostrofická.
▶
vítr gradientový
syn. proudění gradientové – ideální horiz. proudění bez
tření v atmosféře, s nulovým tangenciálním, ale obecně s nenulovým normálovým zrychlením. Velikost rychlosti gradientového větru nejčastěji určujeme z přibližného vzorce
v němž
vg značí velikost rychlosti
geostrofického větru,
λ Coriolisův parametr a
K křivost
izobar nebo
izohyps. V případě
cyklonálního zakřivení izobar nebo izohyps, kde
K > 0, platí
vgr <
vg, naopak pro
anticyklonální zakřivení izobar nebo izohyps (
K < 0) je rychlost gradientového větru větší než rychlost větru geostrofického. Rychlost gradientového větru je součtem rychlostí geostrofického větru a cyklostrofické složky
ageostrofického větru. Zvláštním případem gradientového větru, kdy
K = 0, je geostrofický vítr směřující podél přímkových izobar, jejichž poloměr zakřivení má nekonečně velkou hodnotu. Gradientový vítr je dobrým přiblížením ke skutečnému větru ve
volné atmosféře v
cykloně nebo
anticykloně. Má uplatnění v různých modelech a výpočtech týkajících se atm. podmínek nad hladinou
barické topografie 850 hPa, kde se již zanedbává tření. Pojem zavedl N. Shaw. Viz též
vítr subgradientový,
vítr supergradientový.
▶
vítr gravitační
katabatický vítr způsobený horizontálními rozdíly v
hustotě vzduchu. Jedná se o součást
místní cirkulace, kdy je vzduch v blízkosti horského svahu či ve výše položeném terénu (např. nad náhorní plošinou) ochlazován od zemského povrchu a stéká do nižších poloh. V důsledku
radiačního ochlazování vznikají noční fáze
horského a údolního větru a
svahového větru. Jiným typem gravitačního větru je
ledovcový vítr. Někteří autoři označují jako gravitační vítr i
padavý vítr typu
bóry.
▶
vítr halný
polský název (wiatr halny) pro
padavý vítr charakteru
fénu na svazích a předhořích polské strany Tater a ostatních horských pásem Západních Karpat. Vzniká při
advekci teplých
vzduchových hmot od jihu přes hřebeny uvedených pohoří. Přetékající vzduch se při klesání do nižších poloh dynamicky otepluje a rel. vysušuje, čímž nabývá charakteru teplého suchého větru, který v období výskytu sněhové pokrývky, zvláště ke konci zimy, způsobuje rychlý úbytek sněhu táním a vypařováním. Vítr halný patří do skupiny
orografických větrů.
▶
vítr horský a údolní
vítr
místní cirkulace s denní
periodicitou v horských údolích a přilehlých rovinách, který se vyskytuje současně se
svahovým větrem. Při
anticyklonálním počasí se údolní vzduch ve dne intenzívně prohřívá, což vede ke vzniku
anabatického větru ve směru osy údolí vzhůru (tzv. údolní vítr). Naopak v noci stéká radiačně ochlazený vzduch ve formě
katabatického větru údolím dolů. Tento tzv. horský vítr bývá zpravidla rychlejší (až 8 m.s
–1) než údolní vítr. Nad horským a údolním větrem zpravidla existuje kompenzující protisměrné proudění. Jakožto
místní vítr mívá horský a údolní vítr různá regionální označení, např. tivano (horský vítr) a breva (údolní vítr) v oblasti jezera Lago di Como v sev. Itálii. Vysvětlení horských a údolních větrů podal rakouský meteorolog A. Wagner (1932).
▶
vítr ionosférický
označení pro shluky (oblaky) ionizovaných částic v nižší
ionosféře, které se pohybují spolu s nenabitými částicemi se vzdušným proudem v dané hladině.
▶
vítr izalobarický
syn. vítr alobarický – jedna ze složek
ageostrofického větru. Lze ho interpretovat jako odchylku vektoru skutečného větru od vektoru rychlosti
geostrofického větru, způsobenou časovými změnami tlaku vzduchu a v
z-systému určit pomocí vztahu
kde
viz značí vektor izalobarického větru,
α měrný objem vzduchu,
λ Coriolisův parametr,
p tlak vzduchu,
t čas a
horiz.
gradient. Z toho vyplývá, že vektor izalobarického větru směřuje do místa s největším časovým poklesem atm. tlaku, čili do
izalobarického středu. V
p-systému se k výpočtu izalobarického větru používá vztah:
v němž
g je velikost
tíhového zrychlení,
z výška
absolutní barické topografie uvažované
tlakové hladiny a
izobarický gradient. V tomto případě se však spíše používá názvu izalohyptický (méně vhodně alohyptický) vítr. Pojem izalobarický vítr definovali angl. meteorologové D. Brunt a C. K. M. Douglas r. 1928.
▶
vítr jezerní
starší označení pro
brízu jezerní.
▶
vítr katabatický
syn. vítr sestupný – vítr se sestupnou složkou. Při zemském povrchu se jedná především o
gravitační vítr; v uvedeném smyslu sem patří rovněž
padavý vítr typu
fénu i
bóry. Katabatický charakter má také klesavý pohyb vzduchu na
katafrontách a
subsidence vzduchu v oblastech vyššího tlaku vzduchu. Opačného smyslu je
anabatický vítr.
▶
vítr kinetický
jedna ze složek
ageostrofického větru. Vektor rychlosti kinetického větru
vki je dán vztahem:
kde
λ značí
Coriolisův parametr,
rychlost
geostrofického větru,
n jednotkový horiz. vektor kolmý ke směru geostrofického větru a směřující od něho vlevo, zatímco ∂/∂
s reprezentuje prostorovou derivaci ve směru geostrofického větru. Z uvedeného vzorce vyplývá, že kinetický vítr směřuje kolmo ke směru geostrofického větru, a to vlevo (vpravo) od něho, jestliže rychlost geostrofického větru ve směru proudění roste (klesá).
▶
vítr konvekční
jedna ze složek
ageostrofického větru. Vektor rychlosti konvekčního větru
vko je v
z-systému dán vztahem:
kde
g značí velikost
tíhového zrychlení,
vz vertikální rychlost,
λ Coriolisův parametr,
T teplotu vzduchu a
horiz. gradient. Z uvedeného vzorce vyplývá, že konvekční vítr směřuje ve směru největšího horiz. vzrůstu (poklesu) teploty vzduchu, jestliže vert. rychlost v z-systému je záporná (kladná). V
p-systému lze konvekční vítr vyjádřit ve tvaru
v němž
α znamená
měrný objem vzduchu, ω
vertikální rychlost v p-systému a
izobarický gradient.
▶
vítr lavinový
vzduchová tlaková vlna vznikající při pohybu
sněhových lavin a při průvodních jevech, jako jsou sesuny půdy, řícení balvanů apod. Vytváří se před čelem mas pohybujících se prudce dolů po svazích.
▶
vítr ledovcový
syn. vítr glaciální –
vítr místní cirkulace proudící nad
ledovcem nebo sněžným polem ve směru jeho spádu. Je podmíněn ochlazováním přízemní vrstvy vzduchu, který následně stéká nad teplejší nezasněžené plochy. Na rozdíl od jiných druhů
gravitačního větru nemá opačnou fázi, naopak dosahuje maxima v odpoledních hodinách. Ledovcový vítr vzniká nad horskými ledovci i na okrajích pevninských ledovců, přičemž především na pobřeží Antarktidy dosahuje vysokých rychlostí a velké
nárazovitosti.
▶
vítr lesní
část
místní cirkulace, která vzniká na okraji lesa v důsledku rozdílu teploty mezi lesem a jeho okolím. Vane od lesa a jeho rychlost zpravidla nepřesahuje desetiny m.s
–1 s výjimkou případů, kdy po
radiačním ochlazení horních částí korun stromů a vzduchu v této vrstvě, zvláště v době olistění stromů a při dostatečném korunovém zápoji, dochází ke krátkodobému zesílení cirkulace mezi lesem a okolím. Tehdy může lesní vítr dosáhnout rychlosti vyšší než 1 m.s
–1 a tím může být významný např. při leteckých aplikacích jemných látek s výrazně selektivním účinkem.
▶
vítr maximální (MAX WIND)
v
aeorologii a
letecké meteorologii označení pro max. rychlost větru ve
vertikálním profilu větru. Označení maximální vítr se používá jen pro rychlosti větru větší než 30 m.s
–1 vyskytující se ve
význačných hladinách nad
izobarickou hladinou 500 hPa. Může se vyskytovat i několik hladin s maximálním větrem za předpokladu, že mezi dvěma sousedními hladinami s maximy rychlosti poklesne rychlost větru alespoň o 10 m.s
–1. Používá se též zkráceného označení MAX WIND. Uvádí se v aerol. zprávách a jeho prostorové rozložení se zobrazuje na
mapách maximálního větru používaných při met. zabezpečení leteckého provozu. Viz též
mapa tropopauzy.
▶
vítr měřený radiotechnickými prostředky
▶
vítr mírný
vítr o prům. rychlosti větru 3,4 až 5,4 m.s
–1 nebo 12 až 19 km.h
–1. Odpovídá třetímu stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vítr místní
vítr specifický pro dané místo či region. Místní větry, které jsou projevem
místní cirkulace, mívají různá regionální označení, a to i v případě obdobných příčin a vlastností.
▶
vítr mořský
starší označení pro
mořskou brízu.
▶
vítr nárazovitý
vítr, jehož rychlost kolísá natolik, že opakovaně dochází k
nárazům větru. Viz též
pulzace větru.
▶
vítr orografický
málo používané společné označení pro orograficky podmíněné druhy
místního větru, tedy pro
padavý vítr,
svahový vítr a
horský a údolní vítr.
▶
vítr padavý
katabatický vítr na závětrné straně hor, orograficky zesílený. Může se vyznačovat vysokými rychlostmi a značnou
nárazovitostí. Jde o součást
místní cirkulace, která na rozdíl od
gravitačního větru vzniká modifikací proudění většího měřítka. Rychlost padavého větru je tak podmíněna vlastnostmi orografické překážky (tvarem, převýšením, strmostí svahů) a
synoptickou situací (především velikostí horizontálního
tlakového gradientu a jeho orientací vůči překážce, teplotou a vlhkostí vzduchu,
vertikální stabilitou atmosféry apod.). V užším smyslu jde o vítr charakteru
bóry, v širším smyslu tak označujeme i orografický
fén. Jako typický příklad ve stř. Evropě se v oblasti Vysokých Tater uvádí přetékaní rychlého proudění přes Lomnické sedlo do doliny Skalnatého plesa.
▶
vítr pevninský
starší označení pro
pevninskou brízu.
▶
vítr pouštní
vítr vanoucí z pouště. Je velmi suchý a obvykle prašný, takže snižuje
dohlednost, velmi horký v létě, chladnější v zimě, s velkými
denními amplitudami teploty. Místní názvy pouštního větru jsou např.
harmatan,
chamsin,
samum,
gibli, případně
scirocco. Viz též
bouře písečná.
▶
vítr pravý
vektor
rychlosti větru v souřadnicové soustavě pevně spojené se zemským povrchem. Viz též
vítr zdánlivý.
▶
vítr proměnlivý
vítr krátkodobě měnící směr o více než 45° (není normováno). Nejčastějším zdrojem těchto odchylek je buď
mechanická turbulence v proudění za blízkými překážkami nebo termická turbulence při uvolňování přehřátého stoupajícího vzduchu.
▶
vítr prudký
vítr o prům. rychlosti 13,9 až 17,1 m.s
–1 nebo 50 až 61 km.h
–1. Odpovídá sedmému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vítr převládající
syn. směr větru převládající –
směr větru nejčastěji měřený nebo pozorovaný v daném místě za určité období, např. den, měsíc, sezonu nebo rok. Je jednou ze základních klimatických charakteristik určitého místa.
▶
vítr přízemní
v meteorologii
vítr měřený na met. stanici v dohodnuté výšce nad zemským povrchem, obvykle ve výšce 10 m (v letectví v souladu s předpisem L3–Meteorologie standardně ve výšce 10±1 m), v níž je rušivý vliv místních překážek a terénu na proudění již výrazně menší než v těsné blízkosti povrchu. Měření přízemního větru by mělo být prováděno na otevřeném prostranství v místě bez vlivu okolních překážek. Za minimální vzdálenost od překážek se považuje desetinásobek jejich výšky, doporučuje se však větší vzdálenost, zejména od překážek z
převládajících směrů větru.
▶
vítr silný
vítr o prům. rychlosti 10,8 až 13,8 m.s
–1 nebo 39 až 49 km.h
–1. Odpovídá šestému stupni
Beaufortovy stupnice větru. Ve výkazech met. pozorování je jako silný vítr uváděn vítr o prům. rychlosti větru 10,8 až 17,1 m.s
–1. V době, kdy stanice nebyly vybaveny větroměrnými přístroji, byl jako silný vítr uváděn vítr odpovídající 6. až 7. stupni Beaufortovy stupnice.
▶
vítr slabý
vítr o prům. rychlosti 1,6 až 3,3 m.s
–1 nebo 6 až 11 km.h
–1. Odpovídá druhému stupni
Beaufortovy stupnice větru.
▶
vítr sluneční
spojitý výron plazmy ze
sluneční koróny do okolního prostoru. Typická rychlost slunečního větru dosahuje hodnot přibližně od 300 do 750 km.s
–1, přičemž sluneční plazma proniká do vzdáleností převyšujících padesátinásobek vzdálenosti Země od Slunce. Sluneční vítr je jednou z forem korpuskulárních toků. Ovlivňuje fyz. procesy v
zemské magnetosféře a v
horní atmosféře (
polární záře, magnetické pole Země atd.). Viz též
aktivita sluneční.
▶
vítr subgeostrofický
vítr, jehož rychlost je menší než rychlost
geostrofického větru odpovídající danému horiz.
tlakovému gradientu.
▶
vítr subgradientový
vítr, jehož rychlost je menší než rychlost
gradientového větru odpovídající danému horiz.
tlakovému gradientu a zakřivení
izobar nebo
izohyps.
▶
vítr supergeostrofický
vítr, jehož rychlost převyšuje rychlost
geostrofického větru odpovídající danému horiz.
tlakovému gradientu.
▶
vítr supergradientový
vítr, jehož rychlost převyšuje rychlost
gradientového větru odpovídající danému horiz.
tlakovému gradientu a zakřivení
izobar nebo
izohyps.
▶
vítr svahový
vítr
místní cirkulace s denní
periodicitou na svazích horských hřebenů, kopců apod. Ve dne se vzduch nad osluněnými svahy ohřívá a stoupá ve formě
anabatického větru, dále od svahu pak zpravidla existují kompenzující sestupy vzduchu. Pokud stoupající vzduch dosáhne
konvektivní kondenzační hladiny, začnou se tvořit
orografické oblaky. Naopak v noci při intenzívním
radiačním ochlazování svahů stéká vzduch do nižších poloh jako
vítr katabatický. V údolích se kromě svahového větru uplatňuje i
horský a údolní vítr. Viz též
klima svahové.
▶
vítr termální
vektorový rozdíl rychlosti větru
v1ve výše ležící hladině
z1 a rychlosti větru
v2 v níže ležící hladině
z2 (
). Vektor
vT směřuje podél izoterem prům.
virtuální teploty ve vrstvě vzduchu mezi hladinami
z1 a
z2 tak, že postavíme-li se čelem po směru vektoru
vT, máme na sev. polokouli po pravé ruce vyšší a po levé ruce nižší hodnoty prům. virtuální teploty. Na již. polokouli je tomu naopak. Velikost termálního větru je úměrná hustotě těchto izoterem a vyjadřuje míru
baroklinity atmosféry. Zpravidla se vyhodnocuje jako rozdíl skutečné rychlostí větru v hladině 500 a 850 hPa a zakresluje se do
map relativní topografie. Viz též
vorticita termální,
stáčení větru studené,
stáčení větru teplé.
▶
vítr turbulentní
nevh. označení pro
turbulentní proudění.
▶
vítr výsledný
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.
▶
vítr výškový
označení pro vítr vanoucí v různých hladinách
mezní vrstvy a
volné atmosféry, měřený nejčastěji pomocí
pilotovacích balonů nebo radiotechnických prostředků. Výškový vítr takto měřený, se počítá jako prům. hodnota z určité vrstvy, jejíž tloušťka je obvykle dána
stoupací rychlostí balonu za zvolený časový interval. Pojem výškový vítr se obecně považuje za komplementární ve vztahu k
přízemnímu větru, a potom se za výškový vítr zpravidla považují údaje o rychlosti větru už z hladin okolo 20 m nad zemským povrchem. Pro použití v
synoptické a
letecké meteorologii se výškový vítr šifruje ve
zprávě z pozemní (mořské) stanice o tlaku, teplotě, vlhkosti a větru ve vyšších hladinách a ve
zprávě z pozemní (mořské) stanice o výškovém větru. Jiným způsobem měření výškového větru je dálková detekce pomocí
sodarů nebo
windprofileru. Viz též
profil větru,
měření větru radiotechnickými prostředky,
sondáž akustická.
▶
vítr výškový změřený letadlem (SPOTWIND)
výškový vítr vypočítaný z navigačních prvků letu, tj. vzdušné rychlosti, kursu letu a úhlu snosu. Rychlost tohoto větru se uvádí s přesností na 2 až 3 m.s–1. Příslušná hlášení se označují termínem SPOTWIND REPORT a obsahují identifikační údaje o letadle, souřadnice bodu, k němuž se údaje o větru vztahují, čas, výšku, směr a rychlost větru, jakož i hodnotu teploty vzduchu.
▶
vítr zádový
v letectví označení pro vítr vanoucí ve směru letu.
▶
vítr zdánlivý
vektor
rychlosti větru v souřadnicové soustavě pevně spojené s pohybujícím se objektem (např. lodí). Zdánlivý vítr je dán vektorovým rozdílem
pravého větru a vektoru rychlosti pohybu tělesa vzhledem k pevnému bodu na Zemi.
▶
vláha
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.
▶
vlastnosti vzduchových hmot konzervativní
vlastnosti, které se v průběhu času nemění, resp. mění se tak pomalu, že po jistý časový úsek jejich číselná hodnota charakterizuje danou
vzduchovou hmotu. Za konzervativní pokládáme v praxi takové vlastnosti, které minimálně podléhají vnějším vlivům a změnám při
adiabatických dějích. Ve
volné atmosféře k nim počítáme např.
izobarickou ekvivalentní potenciální teplotu, méně už
potenciální teplotu a dále
měrnou vlhkost vzduchu, u zemského povrchu např.
teplotu rosného bodu.
▶
vlečka kouřová
prostorový útvar v ovzduší obsahující
kouř a další
znečišťující látky souvisle emitované z jednotlivého
zdroje znečišťování ovzduší nebo skupiny zdrojů. Délka i tvar kouřové vlečky jsou podmíněny met. podmínkami pro
šíření a
rozptyl příměsí v ovzduší. Viz též
tvar kouřové vlečky,
emise,
vznos kouřové vlečky,
stupnice Ringelmannova.
▶
vlečka teplé fronty
nejspodnější část
teplé fronty, která se v důsledku tření o zem. povrch značně opozdila oproti ostatním částem fronty a pod níž se při zemi udržuje tenká vrstva neboli
„blána" studeného vzduchu. K zániku v. t. f. dochází promícháním stud. vzduchu s teplým
turbulencí a
konvekcí.
▶
vlhkoměr
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).
▶
vlhkoměr absorpční
vlhkoměr, jímž se
vlhkost vzduchu zjišťuje na základě absorpce vodní páry hygroskopickou látkou. Hygroskopická látka buď pohltí všechnu vodní páru obsaženou v uzavřeném vzorku vzduchu, nebo se vlhkostí vzduchu v okolí čidla vlhkoměru vyrovnává tlak vodních par nad povrchem použité hygroskopické látky, která tvoří zákl. část čidla. V prvním případě se zjišťuje přírůstek hmotnosti hygroskopické látky (absolutní metoda,
absolutní vlhkoměr), nebo změna objemu, popř. změna tlaku uzavřeného vzorku vzduchu. Ve druhém případě se mění el. vodivost čidla v závislosti na změně vlhkosti vzduchu; tyto vlhkoměry patří mezi
elektrické vlhkoměry. Někdy se nazývají chem. vlhkoměry.
▶
vlhkoměr blánový
vlhkoměr pracující na deformačním principu. Jeho čidlo je zhotoveno ze zlatotepecké blány (fólie z hovězího slepého střeva). Blána je napjata v kruhovém rámečku a má tvar trychtýře, jehož střed se vytahuje při vzrůstu
relativní vlhkosti vzduchu. Posuvy středu blány se přenášejí mech. převody na stupnici dělenou na procenta relativní vlhkosti. V současné době se již téměř nepoužívají, jejich výroba byla ukončena.
▶
vlhkoměr elektrický
zpravidla
absorpční vlhkoměr, jehož čidlo mění el. vodivost nebo kapacitu při změnách
vlhkosti vzduchu. Proti
vlasovým a
blánovým vlhkoměrům má vyšší citlivost a přesnost. Dříve uváděný nedostatek spočívající v závislosti měření na teplotě byl již u nových el. vlhkoměrů odstraněn.
▶
vlhkoměr kondenzační
vlhkoměr sloužící k určení
teploty rosného bodu nebo
teploty bodu ojínění stanovením teploty uměle ochlazovaného, zpravidla leštěného, kovového povrchu v okamžiku, kdy se na něm objeví kapalná nebo pevná fáze vody.
▶
vlhkoměr vlasový
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.
▶
vlhkost efektivní
pojem vyjadřující využitelnost srážek ve vztahu k jiným met. procesům a charakterizující vlhkostní ráz krajiny. Malá efektivní vlhkost způsobuje
ariditu klimatu, velká
humiditu klimatu. Lze ji hodnotit různými
indexy humidity.
▶
vlhkost půdy
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.
▶
vlhkost vzduchu
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.
▶
vlhkost vzduchu absolutní
▶
vlhkost vzduchu měrná
syn.
vlhkost vzduchu specifická – charakteristika
vlhkosti vzduchu s, která udává hmotnost
vodní páry v jednotce hmotnosti
vlhkého vzduchu, tj.
kde
mv značí hmotnost vodní páry a
md hmotnost
suchého vzduchu v daném objemu
vlhkého vzduchu. Měrnou vlhkost vzduchu lze vyjádřit pomocí
tlaku vodní páry e a
tlaku vzduchu p vztahem:
kde konstanta
ε ≈ 0,622 je poměr
měrné plynové konstanty pro suchý vzduch a pro vodní páru. Měrná vlhkost vzduchu je bezrozměrná veličina, která v atmosféře dosahuje hodnot řádu 10
–3. V meteorologii ji proto často udáváme v jednotkách g.kg
–1. Číselnou hodnotou se měrná vlhkost blíží hodnotě
směšovacího poměru vodní páry.
▶
vlhkost vzduchu poměrná
▶
vlhkost vzduchu relativní
syn. vlhkost vzduchu poměrná – charakteristika
vlhkosti vzduchu měřená na met. stanicích, která vyjadřuje stupeň nasycení vzduchu vodní párou. Je definována jako poměr skutečné
hustoty vodní páry ρv a hustoty vodní páry
ρvs ve
vzduchu nasyceném vodní párou při dané teplotě. Vyjadřuje se obvykle v %, tzn.
Místo hustoty vodní páry lze v definici relativní vlhkosti použít
tlak vodní páry a přibližně i
měrnou vlhkost vzduchu nebo
směšovací poměr.
Relativní vlhkost lze obecně definovat vzhledem k vodě nebo vzhledem k ledu. V meteorologické praxi se pod pojmem relativní vlhkost rozumí hodnota relativní vlhkosti vzhledem k rovné hladině kapalné vody.
▶
vlhkost vzduchu specifická
▶
vliv směsi znečišťujících látek na živé organismy
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.
▶
vlivy euryklimagenní
dnes nepoužívané označení
klimatotvorných faktorů působících na klima daného místa z velké vzdálenosti. Termín navrhl B. Hrudička (1935). Viz též
vlivy stenoklimagenní.
▶
vlivy místní
činitelé vyvolávající místní zvláštnosti počasí a klimatu, ke kterým patří především odlišné fyz. a geometrické vlastnosti
aktivního povrchu. Podmiňují např. častější vytváření mlh,
jezer studeného vzduchu, zesilování větru, vznik
tepelného ostrova měst apod. Uplatňují se v měřítkách
mikroklimatu,
mezoklimatu a
místního klimatu. Viz též
faktory klimatotvorné,
počasí místní,
klima místní,
srážky místní,
vítr místní,
efekt nálevkový,
efekt návětrný,
efekt závětrný.
▶
vlivy stenoklimagenní
dnes nepoužívané označení
klimatotvorných faktorů regionální nebo místní povahy. Termín navrhl B. Hrudička (1935). Viz též
vlivy euryklimagenní.
▶
vlna cyklonální
méně vhodné označení pro
frontální vlnu.
▶
vlna dlouhá
1. v
letecké meteorologii nevhodné označení pro
vlnové proudění v
závětří horských hřebenů, které vzniká při proudění vzduchu kolmo na překážku, je-li dostatečně rychlé, vert. mohutné a při stabilním
teplotním zvrstvení ovzduší;
2. v
synoptické meteorologii nevhodné označení pro
vlny Rossbyho.
▶
vlna fénová
podle K. Keila a S. P. Chromova označení pro
vlnové proudění za horskou překážkou.
▶
vlna frontální
1. vlnová porucha na
atmosférické frontě. Rozeznávají se „stabilní“ (amplituda vlny se nezvětšuje) a instabilní frontální vlny. „Stabilní“ vlna po určité době (řádově desítkách hodin) zaniká.
Instabilní vlna bývá počátkem vývoje
frontální cyklony. Na jedné
hlavní frontě vzniká po sobě zpravidla několik frontálních vln. V období mezi vznikem dvou po sobě následujících frontálních vln se první z nich posune a zpravidla přejde do dalšího
vývojového stádia cyklony. Jednotlivé frontální vlny jsou od sebe odděleny
hřebeny vysokého tlaku vzduchu nebo
nízkou (postupující)
anticyklonou;
2. označení pro první stadium vývoje frontální cyklony. Viz též
série cyklon.
▶
vlna horská
méně vhodné označení pro
vlnové proudění za horskou překážkou.
▶
vlna instabilní
v
synoptické meteorologii označení pro
frontální vlnu, jejíž amplituda se s časem postupně zvětšuje. Za vhodných podmínek se může vyvinout ve
frontální cyklonu.
▶
vlna překrývající
velmi vzácný a literárně ojediněle zmiňovaný jev, kdy
vlnové proudění za překážkou tvořenou zpravidla horským hřebenem působí jako nová překážka, která vytváří další (shora překrývající) systém vlnového proudění ve vyšších atmosférických hladinách, v nichž se vyskytuje silné proudění s výrazným
vertikálním střihem větru. Uvedený český název je pokusem zavést nový český termín na základě překladu z angličtiny.
▶
vlna rázová
prudká porucha v poli tlaku, hustoty a teploty vzduchu, jejíž postup je doprovázen výraznými akustickými projevy. Vznik rázové vlny lze např. vysvětlit tak, že oblast zhuštění vzduchu, tvořící součást
zvukových vln, postupuje rychleji než oblast zředění a dohání ji. K tomuto jevu dochází, pohybuje-li se zdroj zvukových vln (např. letadlo, raketa, dělostřelecký granát) nadzvukovou rychlostí vzhledem k okolnímu vzduchu. Doprovodné akustické projevy se pak označují jako
sonický třesk Rázové vlny vznikají také v důsledku
adiabatického oteplování v oblasti zhuštění zvukové vlny a adiabatického ochlazování v oblasti jejího zředění, neboť rychlost zvuku ve vzduchu roste s rostoucí teplotou. K uplatnění tohoto mechanizmu vzniku rázových vln však může docházet pouze tehdy, je-li velikost přetlaku v oblasti zhuštění, resp. velikost podtlaku v oblasti zředění řádově alespoň srovnatelná s okolním tlakem vzduchu. K transformaci běžné zvukové vlny na vlnu rázovou tak může dojít při jejím šíření do vysokých řídkých vrstev atmosféry, neboť velikost zmíněného přetlaku, resp. podtlaku klesá s výškou podstatně pomaleji než velikost atm. tlaku stanovená podle
barometrické formule. Ve fyzice a v technické praxi se pojem rázové vlny používá i v dalších souvislostech, např. u silných výbuchů, kdy hodnoty zmíněného přetlaku mohou převyšovat hodnoty tlaku vzduchu až o několik řádů. Viz též
šíření zvuku v atmosféře.
▶
vlna stabilní
v
synoptické meteorologii označení pro
frontální vlnu, jejíž amplituda s časem neroste. Nevede ke vzniku
frontální cyklony.
▶
vlna studená
teplotní vlna způsobená
vpádem studeného vzduchu do rel. teplejší oblasti. Ve stř. Evropě nastupují studené vlny v
teplém pololetí nejčastěji od severozápadu až severu a mají vlhčí ráz, v
chladném pololetí od severu až jihovýchodu a provází je spíše suché počasí; období silných
mrazů jsou pak spojena s
anticyklonálním počasím a advekcí
pevninského vzduchu z východního sektoru. Oproti
teplým vlnám mívají studené vlny rychlejší nástup a odeznívají pomaleji. Obvlášť rizikové jsou studené vlny na
jaře, pokud se dostaví během
fenologické fáze kvetení po předchozím teplém období, zvaném v odb. slangu "false start". Viz též
ochlazování advekční,
den ledový,
den arktický.
▶
vlna teplá
teplotní vlna způsobená
přílivem teplého vzduchu do rel. chladnější oblasti. Ve stř. Evropě nastupují teplé vlny v
teplém pololetí zpravidla od východu až jihozápadu, souvisejí s
anticyklonálním počasím a mají tudíž sušší ráz. V
chladném pololetí nastupují středoevropské teplé vlny nejčastěji ze záp. nebo již. kvadrantu a mívají vlhčí ráz. Oproti
studeným vlnám nastupují teplé vlny pozvolněji, často však končí prudkým poklesem teploty vzduchu po přechodu
studené fronty. Z hlediska
agrometeorologie jsou obzvlášť rizikové teplé vlny na počátku
jara, kdy mohou jako tzv. "false starts" způsobit nástup
fenologické fáze kvetení, během níž teplou vlnu vystřídá vlna studená. Z hlediska
biometeorologie jsou obzvlášť rizikové teplé vlny v nejteplejší části roku, ve stř. zeměp. šířkách označované jako
vlny veder. Viz též
oteplení advekční.
▶
vlna teplotní
přechodné období s výrazně abnormálními hodnotami
teploty vzduchu oproti jejímu průměrnému
ročnímu chodu. Obvykle trvá několik dní až týdnů; minimální uvažovaná délka bývá zpravidla tři dny. Rozeznáváme
studené a
teplé vlny, jejichž podmnožinou jsou
vlny veder. K vymezení teplotní vlny se využívá časových řad
průměrné denní teploty vzduchu nebo příslušných denních
extrémů, tedy
denních minim či
denních maxim teploty vzduchu.
Prům. roční počet a prům. délka jednotlivých druhů teplotních vln patří ke klimatologickým charakteristikám teplotní proměnlivosti daného místa. Výskyt teplotních vln je charakteristický pro střední zeměpisné šířky, kam vlivem proměnlivosti atmosférické
cirkulace často pronikají jiné než
místní vzduchové hmoty. Teplotní vlny přitom zasahují často rozsáhlé území, výrazně přesahující plochu jednotlivých evropských států. V závislosti na
fenologické fázi rostlin a kvůli svým biometeorologickým účinkům mohou některé teplotní vlny představovat významné
povětrnostní ohrožení.
▶
vlna tropopauzy
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.
▶
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.
▶
vlnění kouřové vlečky
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.
▶
vlnění vodní hladiny
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.
▶
vlnovod atmosférický
horiz. vrstva atmosféry, poměrně malého vert. rozsahu, ve které vlivem silné
inverze teploty a/nebo
vlhkosti vzduchu je
šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře ovlivněno
superrefrakcí. Vlny se uvnitř této vrstvy mohou šířit na velké vzdálenosti, neboť dochází k jejich úplnému vnitřnímu odrazu, podobně jako v kovových nebo dielektrických radiotechnických vlnovodech. V důsledku toho lze pomocí
radaru zjišťovat cíle ležící pod
radiohorizontem nebo přijímat televizní signál velmi vzdálených vysílačů apod. Atmosferický vlnovod se může vyskytovat v přízemních i vyšších vrstvách atmosféry. Jeho horiz. délka závisí na rozloze oblasti a teplotním zvrstvení. Viz též
index lomu elektromagnetického vlnění ve vzduchu.
▶
vlny atmosférické
pojem vyskytující se dnes v odb. literatuře zejména v souvislosti s interakcemi a transformacemi energie mezi různými druhy vlnových a oscilačních procesů souvisejících s atmosférickou hydrodynamikou. V tomto smyslu se do atmosférických vln zahrnují zejména různé typy
gravitačních vln,
rázových vln,
zvukové vlny,
inerční vlny,
Rossbyho vlny,
planetární vlny apod.
▶
vlny gravitační
v
termodynamice atmosféry označení pro vertikálně příčné vlnové pohyby na volném povrchu tekutiny nebo vnitřní vlny na horiz. rozhraní dvou nemísících se tekutin, popř. v samotné vrstvě tekutiny, vznikající působením
síly zemské tíže a
vztlakové síly v interakci s různými mechanickými rozruchy (např. při obtékání překážek proudem tekutiny). Povrchové gravitační vlny mohou být podle tloušťky vrstvy tekutiny, na níž vznikají, buď Stokesova typu (velká tloušťka vrstvy), nebo Lagrangeova typu (malá tloušťka vrstvy). Toto rozlišení se např. uplatňuje podle hloubky vody u povrchových vln na vodním povrchu.
V atmosféře se spíše setkáváme s vnitřními gravitačními vlnami. Velmi známým případem jsou např. gravitační vlny na rozhraních vytvářených dolními hranicemi výškových
teplotních inverzí, tzv. vlny na inverzní hladině. Za situací se zanedbatelnou rychlostí horiz. proudění vzduchu se na těchto rozhraních vytvářejí gravitační vlny v podobě dvou vlnových sledů se shodnými parametry, avšak postupující proti sobě. Za vhodných podmínek se skládáním těchto dvou sledů mohou vytvořit
stojaté vlny, které se obvykle projevují vznikem charakteristické oblačnosti v podobě rovnoběžných oblačných pásů odpovídajících vrchům stojatých vln. Jedná-li se v jiných případech o gravitační vlny na rozhraních vytvářených pouze prudkým
vertikálním střihem větru, vytvářejí se
Helmholtzovy vlny, uplatňuje-li se horiz. rozhraní v podobě diskontinuity jak z hlediska vektoru rychlosti větru, tak hustoty vzduchu, mohou vznikat
Kelvinovy–Helmholtzovy vlny. Ke gravitačním vlnám v atmosféře patří též
závětrné vlny. V těch případech vzniku gravitačních vln, kdy se významně uplatňuje vert. střih větru, se též mluví o
střižných vlnách.
Gravitační vlny rovněž doprovázejí aktivitu
konvektivních bouří, resp. jejich výraznějších
přestřelujících vrcholů, které tyto vlny generují. Projevují se rozvlněním horní hranice
kovadliny bouře zpravidla formou koncentrických vln, šířících se od jádra bouře do jeho okolí, a jsou dále zdrojem výrazné
turbulence jak nad jádrem bouře, tak v jeho širším okolí. Jsou také zodpovědné za vznik celé řady různých dalších jevů, které se vyskytují na úrovni
horní hranice oblačnosti konvektivních bouří bezprostředně nad ní, nebo mohou propagovat do vyšších vrstev atmosféry až po horní hranici
mezosféry, a jsou zpravidla pozorované na snímcích z
meteorologických družic.
Z terminologického hlediska je třeba upozornit, že zcela odlišný obsah má termín gravitační vlny v relativistické fyzice.
▶
vlny gravitační Rossbyho
syn. vlny Yanai – východní (šířící se na západ) rovníkové vlny. Mají symetrický projev kolem rovníku pro meridionální rychlost a asymetrický pro zonální rychlost, pole
geopotenciálu a teploty. Hrají důležitou roli při vzniku
kvazidvouletého cyklu, protože přenášejí do vyšších atmosférických hladin východní složku hybnosti.
▶
vlny Helmholtzovy
gravitační vlny typu
střižných vln vznikající v oblastech velmi vysokých hodnot
vertikálního střihu větru, teoreticky na rozhraní dvou vzduchových vrstev s rozdílným vektorem
rychlosti větru. Ve své čisté podobě, tj. není-li záležitost komplikována i diskontinuitou v poli
hustoty vzduchu na tomto rozhraní, mají vždy charakter instabilního vlnění, a v souvislosti s tím se v odb. literatuře používá pojem
Helmholtzova instabilita. Vlivem této instability mohou Helmholtzovy vlny ztrácet charakter uspořádaného vlnění a projevují se pak i vytvářením vzduchových vrstev s velmi silnou
turbulencí. Viz též
vlny Kelvinovy–Helmholtzovy.
▶
vlny inerční
syn. vlny setrvačné – kmity v horizontálně příčném směru vznikající v atmosféře působením setrvačnosti proudění vzduchu a
Coriolisovy síly. Jde o teor. pojem používaný v
dynamické meteorologii. Viz též
kružnice inerční.
▶
vlny instabilní
1. obecně vlny, jejichž amplituda se s časem nebo s postupem při prostorovém šíření vlnového rozruchu mění. Někteří autoři tento pojem zužují pouze na vlny, jejichž amplituda takto roste, v případě poklesu amplitudy pak používají označení vlny tlumené.
2. v
synoptické meteorologii pojem instabilní vlna obvykle označuje
frontální vlnu, jejíž amplituda s časem roste. Za vhodných podmínek se pak taková vlna může vyvinout ve
frontální cyklonu.
▶
vlny Kelvinovy
západní rovníkové vlny šířící se na východ se zanedbatelnou meridionální složkou. Jedná se o nízkofrekvenční
gravitační vlny. Jejich projev je symetrický vůči rovníku pro zonální rychlosti, pole
geopotenciálu a teplotu. Hrají důležitou roli při vzniku
kvazidvouletého cyklu, protože přenášejí do vyšších atmosférických hladin západní hybnost.
▶
vlny Kelvinovy–Helmholtzovy
gravitační vlny vytvářející se na horiz. rozhraních v atmosféře, kde se vedle diskontinuity v poli vektoru
rychlosti větru uplatňuje i diskontinuita v poli hustoty vzduchu. Za daných hydrodynamických podmínek lze pro ně určit kritickou vlnovou délku, jež hraje roli kritéria pro jejich stabilitu. Pro vlnové délky menší než tato kritická vlnová délka jsou Kelvinovy–Helmholtzovy vlny
instabilními vlnami, přičemž převládá destabilizující působení vert.
střihu větru, v opačném případě jsou
stabilními vlnami, neboť se více uplatňuje stabilizující vliv zemské tíže. Instabilita Kelvinových–Helmholtzových vln se projevuje skláněním jejich vrchů do směru střihu větru, a zejména pak uvnitř nich vznikem vírových cirkulací s horizont. osou. Při dostatečné vlhkosti vzduchu se tímto způsobem vytvářejí působivé oblačné útvary, tzv. Kelvinovy–Helmholtzovy oblaky morfologicky klasifikované jako
zvláštnost fluctus. V odb. literatuře se též používá pojem Kelvinova–Helmholtzova instabilita.
▶
vlny na inverzní hladině
▶
vlny planetární
vlny v
zonálním proudění charakteru
Rossbyho vln, avšak s velkými vlnovými délkami, přibližně 10 000 km nebo více. Často oscilují kolem určité polohy a projevují se především na výškových
klimatologických mapách tlakového pole.
▶
vlny Rossbyho
vlnové poruchy v zonálním západo-východním přenosu
vzduchových hmot v mírných zeměp. š.; projevují se ve výškovém
tlakovém poli vytvářením
hřebenů vysokého tlaku a
brázd nízkého tlaku vzduchu.
Izohypsy na
výškových mapách pak nabývají podoby vln o délce několika tisíců km. Kolem zeměkoule se tvoří současně několik, zpravidla 3 až 6 těchto vln, označovaných původně jako dlouhé vlny. Jejich vlastnosti popsal v r. 1939 C. G. Rossby, který za určitých zjednodušujících předpokladů odvodil vzorec pro rychlost
c postupu těchto vln:
kde
v je rychlost záp.
zonálního proudění,
β Rossbyho parametr a
l délka vlny. Je-li c < 0, pohybují se Rossbyho vlny od východu na západ, čili retrográdně. V praxi však takový pohyb nebývá pozorován, jedná se spíše o důsledek použitých zjednodušujících předpokladů. Teorie Rossbyho vln sehrála v historickém vývoji meteorologie velkou roli při rozvíjení znalostí o
cirkulaci atmosféry a ve vztahu k rozvoji
numerických modelů předpovědi počasí.
▶
vlny stabilní
1. obecně vlny, jejichž amplituda se s časem nebo s postupem při prostorovém šíření vlnového rozruchu nemění. 2. v
synoptické meteorologii pojem stabilní vlna obvykle označuje
frontální vlnu, jejíž amplituda s časem neroste.
▶
vlny stojaté
1. obecně vlny, jež se zdánlivě nepohybují vůči svému prostředí a projevují se jako stacionární sled stabilních uzlů a kmiten. Běžným mechanizmem vzniku stojatých vln je skládání dvou sledů příčných vln, které mají shodnou vlnovou délku, ale postupují vzájemně proti sobě. Dochází k tomu např. tehdy, jedná-li se o skládání původního a odraženého vlnění. Tímto způsobem mohou někdy vznikat stojaté vlny na vodní hladině při odrazu povrchových vnějších
gravitačních vln od břehů. Výskyt tohoto jevu je však poměrně vzácný, neboť předpokládá náročné podmínky pro vzájemnou geometrickou konfiguraci nabíhající vlny a břehu. Jiným případem stojatých vln jsou velmi dobře známé vnitřní
gravitační vlny na dolních hranicích výškových
teplotních inverzí při zanedbatelné rychlosti horiz. proudění vzduchu. Za této podmínky se vlnové rozruchy projevují vznikem dvou sledů stejných gravitačních vln, které postupují vzájemně proti sobě, a mohou tak vytvořit stojaté vlnění. Jiným případem stojatých vln v atmosféře mohou být
závětrné vlny.
2. v hydrologii kolísavé rytmické pohyby celé vodní hladiny na stojatých vodách (jezerech, uzavřených částech moří apod.), jejichž příčinou bývá rozdílný tlak vzduchu v různých částech hladiny, náhlé změny atm. tlaku,
nárazy větru z hor, prudké deště aj. Názvem stojaté vlny se označuje střídavé nakláněni vodní hladiny na jednu či druhou stranu kolem více méně stálých os, zvaných uzly. Perioda stojatých vln trvá od několika minut do několika hodin, amplituda činí v závislosti na velikosti nádrže mm až m. Stojaté vlny mají mnoho místních názvů, často používaný název „seiche“ pochází od Ženevského jezera, kde je studoval a pojmenoval F. A. Forel. Na jezerech stojaté vlny zcela převyšují dmutí.
▶
vlny ve východním proudění
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.
▶
vlny závětrné
v praxi často používané označení pro
gravitační vlny typu
stojatých vln vznikající při přetékání stabilně zvrstvené
vzduchové hmoty přes překážku v podobě horského pásma přibližně kolmo na jeho osu. Jsou řízeny
Bruntovou–Vaisalovou frekvencí a v
závětrném prostoru bývají spojeny s
rotory vytvářejícími se pod jejich vrchy, s
vlnovými oblaky, popř. s
rotorovými oblaky.
▶
vlny zvukové
syn. vlny akustické – podélné vlny, které se šíří jako sled střídajících se zhuštění a zředění vzduchu. Lidské ucho vnímá jako zvuk vlny o frekvenci v rozsahu zhruba 16 Hz až 18 000 Hz. Nad horní hranicí tohoto intervalu se jedná o ultrazvuk, pod dolní hranicí o infrazvuk. Šířením zvukových vln v atmosféře se zabývá
atmosférická akustika. Viz též
šíření zvuku v atmosféře.
▶
vločka sněhová
1. v meteorologii shluk
ledových krystalků. Sněhové vločky se při
sněžení tvoří v oblacích, zejména ve
vrstevnatých oblacích druhu
nimbostratus. Většina sněhových vloček vzniká
agregací navzájem propletených
dendritů, a to především při teplotě vzduchu nad –5 °C. Čím vyšší je teplota vzduchu, tím větší mohou být sněhové vločky, protože jednotlivé krystalky částečně tají a snadněji se slepují. Střední průměr sněhových vloček je cca 5 mm při hmotnosti cca 4 mg; maximální dokumentovaná velikost se uvádí 38 cm.
2. lidové, avšak v meteorologii nevhodné označení jednotlivého ledového krystalku, především dendritu.
▶
VOC
(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 C
5H
8, monoterpeny C
10H
16 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.
▶
voda oblačná
1. obecné označení veškeré kapalné vody v
oblaku, přičemž někteří autoři zahrnují pod tento pojem vodu ve všech fázích obsaženou v oblaku;
2. při
parametrizaci mikrofyziky v
modelech numerické předpovědi počasí se užívá kategorie oblačné vody, která zahrnuje kapky malých rozměrů, unášené prouděním v oblaku, jejichž
pádovou rychlost lze zanedbat. Viz též
autokonverze.
▶
voda přechlazená
kapalná fáze vody přítomná v atmosféře při teplotách vzduchu nižších než 0 °C. Většina
oblačných a mlžných kapek zůstává v kapalném stavu i za teploty hluboko pod
bodem mrznutí; existence přechlazených kapek v oblacích je prokázána až do teploty cca –42 °C. Přechlazené kapky jsou při teplotě pod 0 °C nestabilní a dostanou-li se do kontaktu s ledovou částicí, rychle mrznou. Proces mrznutí přechlazených kapiček vody v atmosféře usnadňují i
ledová jádra. Běžná existence přechlazených vodních kapek v oblacích souvisí s tlakovými poměry v blanách povrchového napětí vody při jejich velkém zakřivení. Přechlazené mohou být i
dešťové kapky či
kapky mrholení, což vede ke vzniku
mrznoucího deště, resp.
mrznoucího mrholení. Viz též
mlha přechlazená,
oblak přechlazený,
teorie vzniku srážek Bergeronova–Findeisenova,
ozrnění ledových krystalků.
▶
voda půdní
část podpovrchové vody, včetně
vodní páry, obsažená v půdě nebo v přilehlých horninách nad souvislou hladinou podzemní vody. Viz též
hydrosféra,
bilance půdní vody,
vlhkost půdy.
▶
voda srážková potenciální
množství vody vyjádřené v mm vodního sloupce, které bychom dostali, kdyby všechna vodní pára obsažená ve sloupci vzduchu jednotkového průřezu mezi dvěma tlakovými hladinami zkondenzovala a vypadla ve formě atm. srážek. Pro tento pojem se užívá také označení
vysrážitelná voda nebo
kapalný ekvivalent vodní páry. Bereme-li v úvahu sloupec sahající přes celý rozsah atmosféry, mluvíme o celkové potenciální srážkové vodě, celkové vysrážitelné vodě nebo celkovém kapalném ekvivalentu vodní páry v atmosféře.
Matematicky lze množství vysrážitelné vody W ve sloupci mezi dvěma isobarickými hladimami p1 a p2 vyjádřit vztahem:
kde
g je tíhové zrychlení a
r(p) je
směšovací poměr. Ve srážkových oblacích je hodnota srážkového úhrnu za dobu existence oblaku zpravidla vyšší než celková vysrážitelná voda.
▶
voda v atmosféře
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 1,3.10
13 m
3, 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.
▶
vodivost turbulentní
formálně zavedený pojem podle analogie s molekulární vodivostí. Zatímco molekulární vodivost v plynech je podmíněna neuspořádaným pohybem molekul, v případě turbulentní vodivosti se jedná o přenos tepelné energie
turbulentním promícháváním v atmosféře. Kvantitativní mírou turbulentní vodivosti může např. být
koeficient turbulentní difuze nebo
koeficient turbulentní výměny.
▶
vodivost vzduchu elektrická
el. parametr vzduchu, ovlivněný počtem a pohyblivostí ve vzduchu existujících nosičů el. náboje, tj. iontů. Elektrickou vodivost vzduchu poprvé zjistil Ch. A. Coulomb (1795), vysvětlena byla koncem 19. století J. P. L. J. Elsterem a H. F. Geitelem.
Elektrická vodivost vzduchu roste s výškou, což svědčí o rozhodující roli
kosmického záření při
atmosférické ionizaci. Určitý doplňující vliv však má i
radioaktiní záření zemského povrchu, popř. příměsí rozptýlených přímo v atmosféře. Ve výškách přibližně nad 60 km lze už vzduch považovat za takřka dokonale vodivé prostředí, zatímco v blízkosti zemského povrchu je elektrická vodivost vzduchu velmi malá. Na elektrické vodivosti vzduchu se podílejí především malé ionty, představované ionizovanými molekulami nebo shluky několika molekul nesoucími nejčastěji jeden elementární náboj. Větší elektricky nabité aerosolové částice přispívají k elektrické vodivosti vzduchu jen málo, neboť jsou v el. poli relativně málo pohyblivé. Nejrůznější aerosolové částice naopak ve vzduchu zachycují malé ionty, a tím tyto nejdůležitější nositele proudu vyřazují. Elektrická vodivost vzduchu je proto silně snížena např. ve znečištěném vzduchu pod
zadržujícími vrstvami a v oblacích nebo mlhách, kde jsou malé ionty zachycovány vodními kapičkami a ledovými částicemi. Obecně je elektrická vodivost vzduchu nad oceány větší než ve více znečištěném kontinentálním vzduchu. Viz též
elektřina atmosférická,
ionizace atmosférická.
▶
vodnost oblaku
nevh. označení pro
vodní obsah oblaku.
▶
vodočet
hladinoměr s pevnou stupnicí umožňující vizuální čtení
vodního stavu v daném okamžiku.
▶
Vojenský geografický a hydrometeorologický úřad
(VGHMÚř) – složka Armády České republiky, pro kterou zajišťuje mj.
hydrometeorologickou službu. Úřad byl zřízen k 1. 7. 2003, přičemž do něj bylo zařazeno i dřívější Povětrnostní ústředí Armády České republiky.
▶
volutus
(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.
▶
vortex polární
v odborném slangu často používané označení pro
cirkumpolární vír.
▶
vorticita
syn. vírnatost – obecně vektorová veličina, která je bodovou (mikroskopickou) mírou rotace vzduchu. Vorticita je definována jako rotace vektoru
rychlosti proudění v:
kde
vx,
vy a
vz 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,
která má velký prognostický význam. Mezi vertikálními složkami abs. vorticity
ξa a rel. vorticity
ξr platí vztah:
v němž
λ značí
Coriolisův parametr. V oblasti
cyklon a
brázd nízkého tlaku vzduchu je
ξr > 0, naopak v oblasti
anticyklon a
hřebenů vysokého tlaku vzduchu je
ξr < 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.
▶
vorticita ageostrofická
vert. složka
vorticity rychlosti
ageostrofického větru. Pole ageostrofické rel. vorticity je úzce spjato s vývojovými tendencemi v
tlakovém poli.
▶
vorticita anticyklonální
na sev. polokouli záporná, na již. polokouli kladná vert. složka
vorticity. Anticyklonální rel. vorticita se vyskytuje v oblastech vysokého tlaku vzduchu, tj. především v
anticyklonách a
hřebenech vysokého tlaku vzduchu.
▶
vorticita cyklonální
na sev. polokouli kladná, na již. polokouli záporná vert. složka
vorticity. Cyklonální rel. vorticita se vyskytuje v oblastech nízkého tlaku vzduchu, tj. především v
cyklonách a
brázdách nízkého tlaku vzduchu.
▶
vorticita geostrofická
vert. složka
vorticity rychlosti
geostrofického větru. Pole geostrofické rel. vorticity je úzce spjato s rozložením
tlakových útvarů v atmosféře.
▶
vorticita křivostní
složka relativní
vorticity určená zakřivením
proudnic. V
přirozené souřadnicové soustavě lze křivostní vorticitu
ξR určit podle vztahu:
kde
V představuje rychlost větru,
n je směr orientovaný kolmo a vlevo vůči směru proudění. Čím větší je zakřivení proudnic, tím vyšší hodnoty nabývá křivostní vorticita. Je-li zakřivení cyklonální, má křivostní vorticita na sev. (již.) polokouli kladnou (zápornou) hodnotu, pro anticyklonální zakřivení je hodnota křivostní vorticity záporná (kladná). Tato složka relativní vorticity působí neomezené stáčení proudění a má za následek např. spirálovitý tvar oblačného pásu v centru
cyklony. Termín se používá hlavně pro pohyby
synoptického měřítka. Viz též
vorticita střihová,
rovnice vorticity.
▶
vorticita potenciální
skalární veličina, která je úměrná skalárnímu součinu vektoru abs.
vorticity a
gradientu potenciální teploty. Potenciální vorticita
P, někdy též nazývaná jako Ertelova potenciální vorticita, je definována vztahem:
kde
ρ je
hustota vzduchu,
va vektor
rychlosti proudění vzhledem k
absolutní souřadnicové soustavě,
vr vektor rychlosti proudění vzhledem k
relativní souřadnicové soustavě,
∇ θ třídimenzionální gradient potenciální teploty v
z-systému a
Ω vektor úhlové rychlosti rotace Země. Hodnoty potenciální vorticity se obvykle uvádějí v jednotkách PVU, kde 1 PVU = 10
–6 K.kg
–1.m
2.s
–1. Uvedený definiční vztah je nejobecnějším vyjádřením potenciální vorticity. V praxi se často používají účelově zjednodušená matematická vyjádření. Potenciální vorticitu lze však vždy do určité míry považovat za míru podílu abs. vorticity a efektivní tloušťky víru. Například v
dynamické meteorologii synoptického měřítka se obvykle používá forma vyjádření v
theta-systému:
kde
ξθ je vert. složka rel. vorticity v theta-systému,
λ Coriolisův parametr,
g velikost
tíhového zrychlení a
p tlak vzduchu. Potenciální vorticita je v tomto případě definována v daném bodě jako absolutní vorticita vztažená k vertikálnímu vzduchovému sloupci, jehož výšce přísluší jednotkový tlakový rozdíl a jehož obě podstavy se nalézají v hladinách konstantní
entropie. Uvedené vyjádření vede k odvození tzv. teorému potenciální vorticity, podle kterého lze potenciální vorticitu
vzduchové částice považovat za konstantní za předpokladu
hydrostatické rovnováhy a
adiabatického děje bez
tření v atmosféře, tj. pro většinu pohybů synoptického měřítka. Důsledkem je např. zmenšování (zvětšování) velikosti abs. vorticity vzduchového sloupce v souladu s tím, jak se zmenšuje (zvětšuje) tloušťka sloupce na návětrné (zavětrné) straně horské překážky. Viz též
anomálie potenciální vorticity.
▶
vorticita proudová
složka horizontální
vorticity ve směru vtékání vzduchu do
konvektivní bouře. Tato složka vorticity je důležitá pro přímý vznik
supercel a potažmo
tornád, neboť se ve
výstupném proudu transformuje na vertikální vorticitu. Vznik supercel tak není podmíněn
štěpením konvektivních bouří jako v případě
příčné vorticity.
▶
vorticita příčná
složka horizontální
vorticity kolmá na směr vtékání vzduchu do
konvektivní bouře. V případě dominance příčné vorticity nad
proudovou vorticitou dochází ke
štěpení konvektivní bouře, neboť
výstupný proud ohýbá kolmo orientovanou trubici vorticity a transformuje horizontální vorticitu na vertikální na bočních stranách výstupného proudu.
▶
vorticita střihová
složka rel.
vorticity určená
horizontálním střihem větru. V
přirozené souřadnicové soustavě lze střihovou vorticitu
ξS jednoduše určit podle vztahu:
kde
V představuje
rychlost větru,
RHs horiz. poloměr křivosti
proudnic. Je-li
střih cyklonální, je na sev. (již.) polokouli střihová vorticita kladná (záporná), je-li
anticyklonální, střihová vorticita je záporná (kladná). Tato složka rel. vorticity popisuje tendenci k omezenému stáčení proudění s výrazným horiz. střihem větru, např. na cyklonální straně
tryskového proudění. Termín se používá hlavně pro pohyby
synoptického měřítka. Viz též
vorticita křivostní,
rovnice vorticity.
▶
vorticita termální
rozdíl rel.
vorticity na horní a dolní hranici dané vrstvy v atmosféře. Lze ji též vyjádřit vorticitou rychlosti
termálního větru příslušejícího této vrstvě. Pole termální vorticity je úzce spjato s vývojem
tlakového pole. Viz též
teorie vývojová Sutcliffeova.
▶
vpád monzunu
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.
▶
vpád studeného vzduchu
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.
▶
vpád teplého vzduchu
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.
▶
vpád vzduchu
náhlý a plošně rozsáhlý přísun
vzduchové hmoty do oblasti značně vzdálené od
ohniska jejího vzniku. Podle toho, zda jde o studenou nebo teplou vzduchovou hmotu, rozlišují se
vpády studeného vzduchu a
vpády teplého vzduchu.
▶
vratkost ovzduší
termín vyskytující se ve starší meteorologické literatuře jako syn. pro
vertikální instabilitu atmosféry.
▶
vrchol námrazový
doba, kdy
námrazky dosáhly nejvyšší hodnoty během jednoho
námrazového cyklu.
▶
vrcholek oblaku
nejvyšší část oblaku, v níž vzduch ještě obsahuje detekovatelné množství
oblačných částic. Viz též
základna oblaku,
rozsah oblaku vertikální.
▶
vrcholek přestřelující
(ang. overshooting top) – část
horní hranice oblačnosti konvektivních bouří vyskytující se nad aktivní částí (jádrem)
cumulonimbu, kde je projevem vrcholících
výstupných konvektivních proudů bouře. Přestřelující vrcholy mají podobu vertikálního vzedmutí horní hranice oblačnosti, zpravidla připomínají „bubliny“, které prorůstají
kovadlinou bouře. Lze je pozorovat jak díky stínům vrženým na okolní nižší oblačnost bouře, tak zpravidla díky výrazně nižší teplotě, než jaká se vyskytuje v jejich bezprostředním okolí. Přestřelující vrcholy prorůstají horní rovnovážnou hladinou oblačnosti Cb až o 2 až 3 km, horizontální rozměr je od několika km do cca 15 až 20 km. Jejich teplota může dosáhnout hodnot o 20 až 30 K nižších, než činí teplota
tropopauzy, doba života se pohybuje od několika minut do několika desítek minut. V
družicové meteorologii se využívají k detekci aktivních jader konv. bouří.
▶
vrstva aktivní
svrchní část
litosféry, většinou s půdním a rostlinným krytem, v níž se projevuje alespoň
roční chod teploty; obdobně na moři svrchní vrstvy vody. Tepelný stav aktivní vrstvy je podmíněn radiačními procesy na zemském povrchu, dalšími procesy výměny tepla s atmosférou a podmínkami pro vedení tepla v aktivní vrstvě. Dolní hranicí aktivní vrstvy je hladina stálé roč. teploty, horní hranicí je
aktivní povrch.
▶
vrstva atmosféry mezní
obecně vrstva atmosféry, v níž se bezprostředně projevuje vliv zemského povrchu na
pole meteorologických prvků. Pokud mezní vrstvu atmosféry posuzujeme z hlediska proudění, tj. uvažujeme ji jako vrstvu, v níž se projevuje
tření proudícího vzduchu o zemský povrch, mluvíme o
vrstvě tření. Obdobně definujeme teplotní nebo vlhkostní mezní vrstvu jako vrstvu, v níž je
denní chod teploty nebo vlhkosti ovlivňován podkladem. Mezní vrstva atmosféry dosahuje od zemského povrchu do výše několika stovek m až přibližně 2 km a výška její horní hranice roste se zvětšující se
drsností zemského
povrchu, s rychlostí větru a s rostoucí instabilitou
teplotního zvrstvení ovzduší. Součástí mezní vrstvy atmosféry je přízemní podvrstva atmosféry, též zvaná vrstva konstantního toku (viz
vrstva atmosféry přízemní). Lze rozlišovat turbulentní a laminární mezní vrstvu podle toho, zda v ní je turbulentní nebo laminární proudění. Reálná mezní vrstva atmosféry je zpravidla turbulentní. Laminární proudění se vyskytuje pouze nad hladkými typy povrchu (např. nad vodní hladinou při slabém větru, nebo nad uhlazenou sněhovou pokrývkou) v tenké vrstvě vzduchu o tloušťce řádově 10
–3 až 10
–2 m v tzv. laminární vrstvě neboli laminární podvrstvě. Tato laminární vrstva je od turbulentní mezní vrstvy oddělena tenkou vrstvou s nedokonale vyvinutou
turbulencí. Neúplně vyvinutá turbulence bývá často v nejtěsnější blízkosti zemského povrchu i tehdy, není-li plně vytvořena laminární vrstva. Viz též
stáčení větru v mezní vrstvě atmosféry,
klimatologie mezní vrstvy atmosféry,
modely mezní vrstvy atmosféry,
hranice mezní vrstvy atmosféry,
typizace mezní vrstvy atmosféry.
▶
vrstva atmosféry mezní planetární
1.
mezní vrstva atmosféry v nejširším smyslu. Obsahuje tzv. vnitřní mezní vrstvy vznikající při obtékání jednotlivých překážek prouděním, při přechodu proudění nad odlišný typ povrchu apod.;
2. teor. model mezní vrstvy atmosféry, v němž se předpokládá
turbulentní proudění, nezávislost všech veličin na čase a na horiz. souřadnicích.
▶
vrstva atmosféry přízemní
syn. podvrstva atmosféry přízemní, vrstva konstantního toku – nejspodnější část
mezní vrstvy atmosféry o tloušťce zpravidla několika desítek m, v níž se dyn. a termodyn. vlivy zemského povrchu projevují zvláště výrazně a závislost vert. toků hybnosti, tepla a vodní páry na výšce lze obvykle zanedbat. Vert.
gradienty složek větru, teploty a dalších
meteorologických prvků dosahují v této vrstvě zpravidla max. hodnot. Ve starším pojetí se jako přízemní vrstva atmosféry označovala vrstva 1 až 2 km nad zemským povrchem. Viz též
modely přízemní vrstvy atmosféry,
hranice přízemní vrstvy atmosféry.
▶
vrstva D
vrstva v
ionosféře, jež působí občas změny v podmínkách šíření krátkých a velmi krátkých rádiových vln. Vyskytuje se ve výšce zhruba 50 až 80 km (podle jiných autorů 70 až 90 km). Obvykle není charakterizována výraznějším lokálním maximem ve vert. profilu koncentrace el. nabitých částic, a její občasné vytváření zpravidla souvisí s náhlým zvýšením
sluneční činnosti. Pojmenování vrstvy pochází od F. Appletona.
▶
vrstva E
syn. vrstva Kennelyho a Heavisidova – ionosférická vrstva s lokálním maximem, někdy jen s malou hodnotou vert. gradientu koncentrace el. nabitých částic, ležící zhruba ve výšce 90 až 120 km. Vytváří se ve dne. Koncentrace elektronů ve vrstvě E závisí na zeměp. š. (největší je v blízkosti rovníku), na denní i roč. době, (největší je kolem poledne a v létě) a mění se v závislosti na sluneční činnosti (největší v době jejího maxima). Molekuly O
2 jsou ionizovány měkkým rentgenovým zářením (vlnová délka 1–10 nm) a
ultrafialovým zářením o kratších vlnových délkách (EUV). Dalšími ionty jsou zde NO
+ a O
2+. Tato vrstva obvykle odráží rádiové vlny do frekvence 10 MHz. Vrstva E byla objevena jako první ionosférická vrstva.
▶
vrstva E sporadická
syn. vrstva E
s – vrstva v
ionosféře vznikající občas v oblasti výskytu
vrstvy E. Na rozdíl od normální vrstvy E se vyskytuje také v noci. Má obláčkovitou, nesouvislou strukturu. Tato velmi tenká vrstva (jednotky km) vzniká zejména ve stř. zeměp. šířkách. Nejčastěji se objevuje ve formě malých oblaků v letních měsících. Její vznik je zapříčiněn dynamickými procesy v atmosféře, zejména
střihem větru, které způsobí místní zvýšení hustoty volných elektronů. Tvoří se náhle a její délka trvání se pohybuje v řádu minut až hodin. Vznik E
s vrstvy nezávisí jednoznačně na
sluneční aktivitě. Malá oblaka intenzivní ionizace významně podporují odrazivost rádiových signálů o frekvencích až desítek či stovek MHz. Údaje o výšce se liší, udává se hodnota výšky v rozmezí 100–160 km. Maximální koncentrace
iontů v E
s vrstvě může být vyšší než ve vrstvách, které leží výše, a částečně nebo úplně tak znemožňuje pozemní ionosférické sondování.
▶
vrstva F1
ionosférická vrstva s lokálním maximem, někdy jen s malou hodnotou vert. gradientu el. nabitých částic, vyskytující se ve výšce 140 až 220 km, nejčastěji kolem 160 km. Vlastnosti této vrstvy jsou závislé na zeměp. š., nejvýraznější je v blízkosti rovníku, má roč. i denní chod a je lépe vyjádřena v období maxima
sluneční činnosti. Vzniká obvykle v létě, avšak je pozorována i v jiných ročních obdobích za podmínek výrazného zvýšení
geomagnetické aktivity. Převažujícími ionty jsou O
2+, NO
+ a O
+. Maximum elektronové koncentrace se pohybuje ve výšce okolo 170 km. Tato výška odpovídá hladině fotonů o vlnových délkách 17–91 nm. Se západem slunce vrstva F
1 mizí. Byla objevena E. Appletonem v roce 1927.
▶
vrstva F2
syn. vrstva Appletonova – nachází se nad
vrstvou F1 a obvykle vykazuje maximální hodnoty ionizace. Na rozdíl od ostatních ionosférických vrstev je stále přítomna. Její výška se pohybuje zhruba v mezích 240 až 400 km, nejčastěji kolem 300 km. Výška vrstvy F
2, stejně jako koncentrace a rozložení el. nabitých částic v ní, se během času rychle mění v souvislosti s denní dobou (koncentrace elektronů prudce narůstá po východu slunce a klesá po západu slunce), krátkoperiodickými změnami
sluneční činnosti a zemského magnetického pole. Koncentrace volných elektronů dosahuje hodnot 105–106 eV/cm
3. Vzhledem k maximální koncentraci volných elektronů je vrstva F
2 velmi důležitá pro rádiový přenos. Nad maximem vrstvy F
2 se nachází tzv. topside ionosféra. Vrstva F
2 byla objevena E. Appletonem v roce 1927.
▶
vrstva inverzní
vrstva v ovzduší, v níž dochází k
inverzi neboli zvratu vert. průběhu některého
meteorologického prvku. O
inverzi teploty,
vlhkosti, popř.
hustoty vzduchu mluvíme, jestliže
teplota,
absolutní vlhkost, popř.
hustota vzduchu v inverzní vrstvě s výškou roste. V praxi mají největší význam
inverze teploty vzduchu neboli inverze teplotní, které jsou typem velmi silně stabilního
zvrstvení inverzní vrstvy, a proto značně omezují vert. pohyby a promíchávání vzduchu v atmosféře. Rozeznáváme
inverze přízemní a
inverze výškové. Někdy se používá též pojem inverze vyvýšená, což zpravidla značí výškovou teplotní inverzi s dolní hranicí v nevelké výšce (obvykle řádově stovky metrů) nad zemským povrchem. V oblasti dolní hranice teplotní inverzní vrstvy a těsně pod ní obvykle dochází ke hromadění vodní páry, popř. i
kondenzačních jader, což mívá za následek vznik vrstevnaté
inverzní oblačnosti. Teplotní inverze mají značný význam z hlediska ochrany čistoty atmosféry, neboť jejich výskyt má velký vliv na prostorový rozptyl znečišťujících příměsí. Podle způsobu vzniku rozlišujeme např.
radiační,
subsidenční,
advekční,
frontální a
turbulentní inverze teploty vzduchu. Vrstvy s inverzemi vlhkosti vzduchu mají mj. význam při vytváření
vrstevnatých oblaků a ovlivňují též šíření centimetrových rádiových vln.
▶
vrstva izotermická
atm. vrstva, ve které se s výškou teplota vzduchu nemění.
▶
vrstva Kennelyho a Heavisidova
▶
vrstva konstantního toku
▶
vrstva konvektivně efektivní
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.
▶
vrstva kouřma
vrstva, v níž je
dohlednost snížena
kouřmem. Může se vyskytovat při zemském povrchu nebo v určité výšce nad ním, zpravidla pod
zadržujícími vrstvami.
▶
vrstva mezní turbulentní
▶
vrstva oblačná
atm. vrstva, v níž dochází k vývoji
oblaků, které pokrývají značnou část oblohy a mají spodní
základny přibližně ve stejné výšce.
▶
vrstva ozonová
syn. ozonosféra – vrstva
atmosféry Země, rozprostírající se přibližně ve výškách 10 až 50 km, v níž se nachází převážná většina atmosférického
ozonu. Ve středních zeměpisných šířkách je maximum koncentrace ozonu obvykle ve výškách 20 až 25 km. Výška a tloušťka ozonové vrstvy, hladina max. koncentrace a celkové množství O
3 se mění v závislosti na roč. době, zeměp. šířce a v menší míře i na
sluneční aktivitě. V ozonové vrstvě je absorbováno fyziologicky škodlivé
ultrafialové záření. Závažný problém, kterému je dlouhodobě věnována celosvětová pozornost, představuje ohrožování ozonové vrstvy antropogenními emisemi
látek poškozujících ozonovou vrstvu, jež mj. vedlo ke vzniku
ozonové díry. Viz též
Vídeňská konvence na ochranu ozonové vrstvy,
Montrealský protokol o látkách poškozujících ozonovou vrstvu.
▶
vrstva podoblačná
1. v letecké meteorologii vrstva vzduchu bezprostředně pod vlastní
základnou oblaku. Nejspodnější část je charakterizována výškou, ve které dochází ke ztrátě viditelnosti horizontu, horní část je dána základnou oblačnosti, tj. v podstatě výškou ztráty viditelnosti zem. povrchu; 2. obecně vrstva vzduchu od povrchu země do základny oblaku.
▶
vrstva směšovací
syn. vrstva mísení – vrstva ovzduší mezi zemským povrchem a spodní hranicí nejnižší
zadržující vrstvy;
vertikální teplotní gradient ve směšovací vrstvě odpovídá instabilnímu nebo indiferentnímu nebo mírně stabilnímu
teplotnímu zvrstvení ovzduší. Příměsi emitované do směšovací vrstvy se rozptylují v celém jejím rozsahu. Tloušťka směšovací vrstvy se nazývá směšovací výška. Viz též
index ventilační.
▶
vrstva tření
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.
▶
vrstva turbulentní aktivní
vrstva atmosféry v oblasti hor, v níž se projevují deformace
pole větru. Její vert. tloušťka není zprav. větší než čtyřnásobek převýšení horské překážky, která ovlivňuje pole proudění nad okolním terénem.
▶
vrstva zadržující
syn. vrstva zádržná –
vertikálně stabilní vrstva atmosféry v určité výšce nad zemským povrchem překrývající
vertikálně instabilní atmosférickou vrstvu. Brání vzájemnému
turbulentnímu promíchávání vzduchu mezi oběma vrstvami a vertikálnímu rozvoji
konvekce probíhající v níže položené vrstvě, kterou je nejčastěji
směšovací vrstva. V zadržující vrstvě s výškou roste
potenciální teplota, popř. alespoň
adiabatická ekvivalentní potenciální teplota, pokud je zadržující vrstva nasycena vodní parou. Obzvlášť silnou zadržující vrstvu tvoří
výšková inverze teploty vzduchu či výšková
izotermie. Viz též
CIN.
▶
vrstva zákalová
vrstva, v níž se vyskytuje
zákal. Sahá obvykle od zemského povrchu k první
zadržující vrstvě. Pozorovateli na vyvýšeném stanovišti se někdy jeví jako tmavý horizontální pruh, na jehož horním okraji existuje výrazná diskontinuita v zabarvení oblohy. Ta bývá označována jako hranice zákalu.
▶
vrstvy ionosférické
vrstvy v
ionosféře ve výšce 60 až 500 km, které se vyznačují velkou
elektrickou vodivostí vzduchu způsobenou vysokou koncentrací molekulárních i atomárních iontů a volných elektronů. Rozlišujeme několik vrstev s max. koncentrací iontů, které se označují písmeny D, E, F1 a F2. Výška a intenzita těchto vrstev se mění v závislosti na denní a roč. době a intenzitě sluneční činnosti. Jednotlivé ionosférické vrstvy lámou, pohlcují a odrážejí elmag. vlny různých vlnových délek, a jsou proto významné pro rádiové spojení na Zemi. K poznatkům o existenci el. vodivých vrstev ve vysokých hladinách atmosféry dospěli v r. 1902 současně Američan A. E. Kennelly a Angličan O. Heaviside. Předpoklad o jejich výskytu však vyslovil už v r. 1878 B. Stewart při studiu teorie denních variací magnetického pole Země. Viz též
vrstva D,
vrstva E,
vrstva F1,
vrstva F2.
▶
vstok
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.
▶
vtahování
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.
▶
vtok týlový
(RIJ – rear inflow jet) - mezoměřítkové proudění, které v relativním systému spojeném se
squall line směřuje ze zadní strany do přední, tedy proti směru převládajícího proudění v bouři. Jde o jev typický zejména pro linie bouří charakteru
bow echo, kde se RIJ podílí na dopředném vyboulení centrální části linie konv. bouří. Na vzniku RIJ se podílí více vlivů, ale hlavním je vznik centra relativního podtlaku ve středních hladinách v přední části konv. systému, a to v důsledku působení
výstupných a
sestupných konv. proudů v aktivních konv. buňkách v této časti konv. systému. Vznik RIJ je snahou o kompenzaci tohoto relativně nízkého tlaku vzduchu.
▶
výběžek vysokého tlaku vzduchu
▶
výboj blesku celkový
odb. označení pro blesk, používané při jeho fyz. výkladu. Celkový výboj blesku je tvořen jedním nebo více
dílčími výboji blesku s vysokými amplitudami několika kA a souvislými proudy nízké amplitudy mezi dílčími výboji. Celkový výboj blesku zpravidla trvá od 10
–4 s do 1 s.
▶
výboj blesku dílčí
impulz
proudu blesku, který se může během jednoho
blesku vícenásobně opakovat. Zhruba polovina záporných
blesků mezi oblakem a zemí obsahuje jeden dílčí výboj, zatímco druhá polovina dva a více dílčích výbojů.
▶
výboj blesku hlavní
v české elektrotechnické literatuře označení pro el. výboj o vysoké proudové intenzitě, opticky se projevující vysokou svítivosti, jenž je způsoben neutralizací kladných a záporných nábojů při interakci
vůdčího výboje se zemí nebo s oblakem opačné polarity. Obvykle se realizuje jako
zpětný výboj. Podle typických
parametrů proudu blesku se řeší a dimenzuje technická ochrana elektrických zařízení před účinky blesků. Viz též
hromosvod.
▶
výboj blesku hybridní
slabý výboj blesku mezi oblaky, jenž se projevuje jen změnou
elektrického gradientu, popř. slabým zablesknutím.
▶
výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím dolů
výboj blesku mezi oblakem a zemí. Je to jediný typ blesku, který bije do země nebo nízkých objektů. Je převážně záporné polarity, může však být i polarity kladné nebo bipolární. Se vzrůstající výškou objektů se začínají objevovat
výboje blesku s vůdčím výbojem směřujícím nahoru. Výboje blesku směřující z oblaku do země se v odborné literatuře označují zkratkou CG
+ nebo CG
– (Cloud to Ground) podle své polarity, tj. podle toho, zda přenášejí na zemský povrch kladný nebo záporný el. náboj. Viz též
výboj blesku vůdčí.
▶
výboj blesku s vůdčím výbojem směřujícím nahoru
výboj blesku mezi zemí a oblakem. Nastává z vrcholků hor a vysokých objektů. Výskyt v rovinách a na nízkých objektech je vzácný. Je převážně záporné polarity, může však být i polarity kladné nebo bipolární. Jeho parametry jsou zcela odlišné od
výboje blesku s vůdčím výbojem směřujícím dolů. Viz též
výboj blesku vůdčí,
výboj blesku vstřícný.
▶
výboj blesku temný
pojem vyskytující se v současné době u řady autorů v souvislosti s vnitřní strukturou
blesku a jejím časovým vývojem. Předpokládá se, že jde o přechodovou fázi v trvání řádově ms mezi
vůdčím a
zpětným výbojem. Přestože při ní dochází k velké emisi rychlých elektronů, je tato přechodová fáze opticky téměř neviditelná, bývá však doprovázena výraznými záblesky rádiového záření a
záření gama.
▶
výboj hrotový
syn. výboj bodový – el. výboj, který vzniká na hrotu nalézajícím se v silném el. poli. Ke vzniku hrotového výboje je nutné, aby v bezprostředním okolí hrotu došlo vlivem zesílení el. pole k ionizaci nárazem. Na hrotech, zejména pod
cumulonimby, může dosáhnout takové intenzity, že je v temnu viditelný jako sršení doprovázené často slyšitelným praskotem. Tento jev byl mnohokrát popsán v literatuře jako
oheň svatého Eliáše. U nás bývá pozorován na vysokých věžích a na horských observatořích, např. na Milešovce nebo Sněžce. V případě, že se jedná o hrot vodivě spojený se zemským povrchem, je svodem odváděn do země elektrický náboj opačného znaménka než je znaménko náboje zemského povrchu na daném místě. Výboje tohoto druhu významně přispívají ke globální regeneraci záporného náboje zemského povrchu. Viz též
výboj korónový.
▶
výboj korónový
trsovitý el. výboj z elektrody udržované na vysokém elektrickém potenciálu v elektricky neutrálním prostředí, zpravidla plynu. Tento typ výboje předpokládá, že v důsledku dostatečně silného elektrického pole v bezprostředním okolí zmíněné elektrody zde dochází k ionizaci nárazem a vytváří se tak plazma. Meteorologickým příkladem, kdy v roli elektrody působí uzemněný vodič bodových rozměrů, jsou intenzivní
hrotové výboje projevující se jako
oheň svatého Eliáše.
▶
výboj vstřícný
stadium
blesku, kdy proti
vůdčímu výboji směřuje výboj opačné polarity. Proti jednomu vůdčímu výboji se z různých míst může vytvořit několik vstřícných výbojů. V případě
blesků mezi oblakem a zemi vycházejí vstřícné výboje obvykle z vyvýšených objektů na zemském povrchu nebo ze země.
Úder blesku zasáhne to místo, jehož vstřícný výboj se nejdříve spojí se sestupujícím vůdčím výbojem. Proud vstřícného výboje má amplitudu od několika stovek ampérů do asi 2 kA.
▶
výboj vůdčí
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 10
5 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.
▶
výboj zpětný
stadium
blesku, které nastává střetem
vůdčího výboje se
vstřícným výbojem. Nastává při něm neutralizace el. nábojů, která probíhá
kanálem blesku, vytvořeným propojením drah vůdčího a vstřícného výboje. V elektrotechnické literatuře se v této souvislosti vyskytuje též označení
hlavní výboj blesku, neboť se zde projevují největší účinky blesků na blízká elektrická zařízení.
▶
vydatnost srážková
úhrn srážek v daném časovém období, např. v měsíci, dělený počtem
dnů se srážkami v témže období. Viz též
intenzita srážek.
▶
vyhodnocení snímků meteorologické družice
hydromet. analýza geograf. přiřazených snímků z met. družice, pořízených v jednom n. více spektr. pásmech (kanálech) odraženého záření, popř. vlastního
záření Země. Používá se rovněž sloučená n. programově zpracovaná mnohokanálová informace. Tato analýza podává kvantit., popř. jen kvalit. informace o hydromet. jevech a porovnáním snímků pořízených v různých časech umožňuje rovněž hodnocení dynamiky těchto jevů. Může být prováděna vizuálně na obrazovkovém displeji n. pomocí fotooptických zařízení. Analýzu lze provádět na počítači podle předem připravených programů, pomocí nichž je informace poskytována obv. ve tvaru digitálních map. Pro operativní potřebu se výsledky vyhodnocení nejčastěji předávají ve tvaru map polí oblačnosti. V. t. mapa oblačnosti na základě údajů z družic, systém faksimilového vysílání z družic, meteorologie družicová.
▶
vyjasňování
postupné ubývání oblačnosti až do úplného vymizení oblaků na obloze. Viz též
protrhávání oblačnosti.
▶
výkaz meteorologických pozorování měsíční
formulář s účelně uspořádanými tabulkami, obsahujícími výsledky met. měření a pozorování během měsíce. Ve výkazu jsou dále uvedena tzv. metadata, tedy základní údaje o dané
meteorologické stanici, o používaných met. přístrojích a jejich opravách, vysvětlivky, některé pokyny pro pozorovatele apod. V současné době je na většině stanic nahrazen elektronickým výkazem, který se následně odešle do centra a zpracuje do databáze klimatologických pozorování. Viz též
přehled meteorologický,
ročenka meteorologická.
▶
výměna molekulární
vzájemná výměna molekul mezi různými vrstvami nebo jinými objemy v plynu nebo kapalině. Příčinou molekulární výměny je difuze molekul, která u plynů probíhá přibližně podle kinetické teorie
ideálního plynu. Molekulární výměna působí molekulární přenos hybnosti, tepla, vodní páry, popř. různých
znečišťujících příměsí. V reálné atmosféře je účinnost molekulární výměny prakticky zanedbatelná ve srovnání s
turbulentní výměnou.
▶
výměna radiační
vzájemná výměna energie mezi fyz. objekty působená vyzařováním a absorbováním elmag. záření. Protože intenzita vyzařování výrazně roste s povrchovou teplotou vyzařujícího objektu, působí radiační výměna obecně postupné vyrovnávání teplotních rozdílů. V
zemské atmosféře se radiační výměna uskutečňuje především prostřednictvím toků
dlouhovlnného záření. Vliv radiační výměny v ovzduší je výrazný zejména za situací s malou
turbulentní výměnou, tj. nejčastěji za jasných a klidných nocí. V ostatních případech, tedy zejména v denních hodinách, se radiační výměna ve srovnání s turbulentní výměnou podílí na přenosu energie pouze v menším rozsahu.
▶
výměna turbulentní
vzájemná výměna makroskopických
vzduchových částic probíhající mezi různými vrstvami nebo jinými objemy v proudícím vzduchu a působená
turbulentním promícháváním. Turbulentní výměna vytváří v atmosféře
turbulentní přenos hybnosti, tepla, vodní páry a různých
znečišťujících příměsí. Viz též
turbulence,
koeficient turbulentní výměny.
▶
výměna vzduchu mezišířková
přenos
vzduchových hmot mezi vyššími a nižšími zeměp. šířkami v důsledku
meridionální cirkulace. Ve spodní
troposféře sev. polokoule je tato výměna realizována pronikáním studených vzduchových hmot k jihu a teplých vzduchových hmot k severu. V systému
všeobecné cirkulace atmosféry je mezišířková výměna vzduchu realizována v souvislosti s
cirkulačními buňkami (
Hadleyova buňka,
Ferrelova buňka,
polární buňka), eventuálně ve vyšších vrstvách atmosféry je spojena s transportem např.
ozonu v rámci
Brewerovy–Dobsonovy cirkulace. Viz též
vpád teplého vzduchu,
vpád studeného vzduchu.
▶
vymývání
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.
▶
výpar
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.
▶
výpar fyzikální
nevh. označení pro
evaporaci.
▶
výpar potenciální
syn. výparnost – maximálně možný
výpar, který by nebyl limitován množstvím vody k vypařování, jako je tomu u
skutečného výparu. Vyjadřuje schopnost atmosféry za daných meteorologických podmínek odnímat vodu příslušnému povrchu, tedy vodní hladině nebo povrchu vlhké půdy (potenciální
evaporace), popř. i rostlinám bohatě zásobeným vodou (potenciální
transpirace) nebo obojímu (
potenciální evapotranspirace). Potenciální výpar může být vypočten pomocí nejrůznějších empirických vzorců, případně ho lze měřit pomocí
výparoměrů se stálým dostatkem vody.
▶
výpar skutečný
množství vody, které se za daných meteorologických podmínek vypaří do atmosféry ze zemského povrchu o skutečné vlhkosti (skutečná
evaporace), popř. i z těl rostlin disponujících dostupnou vodou (skutečná
transpirace) nebo z obojího (aktuální
evapotranspirace). Případný nedostatek vody k vypařování způsobuje, že skutečný výpar je většinou menší než
potenciální výpar. To platí především pro povrch půdy v létě v odpoledních hodinách, naopak v zimě a nad velkými vodními plochami celoročně mají oba druhy výparu podobné hodnoty. Skutečný výpar je obtížně měřitelný, a většinou se jen odvozuje pro jednotlivá
povodí na základě
hydrologické bilance.
▶
výparoměr
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 EWM
výparoměr používaný na vybraných stanicích
ČHMÚ pro měření výparu z volné vodní hladiny. Je tvořen nerezovou kruhovou nádobou o ploše průřezu 3 000 cm
2, 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.
▶
výparoměr GGI 3000
starší typ
výparoměru, na stanicích
ČHMÚ nahrazovaný po roce 2000
výparoměrem EWM.
▶
výparoměr Picheův
výparoměr sloužící k přibližnému určení hodnoty
potenciálního výparu na různých místech v témže časovém období. Používá se hlavně při terénních průzkumech. Je tvořen kalibrovanou skleněnou odměrkou, která má ve svém dně oko k zavěšení. Otevřený konec odměrky naplněné destilovanou vodou se uzavře kotoučkem zeleného savého papíru ve středu propíchnutého a přitlačovaného k otvoru trubice pružinou. Picheův výparoměr se při měření zavěšuje otevřeným koncem směrem k zemi. Z papíru trvale nasyceného vodou z odměrky se voda vypařuje. Její úbytek se určí z poklesu výšky hladiny v odměrce. Přístroj zkonstruoval A. Piche v r. 1873.
▶
výparoměr půdní
přístroj pro
měření výparu vody z povrchu půdy, popř. i z vegetačního krytu, za zvolený časový interval. Je tvořen nádobou, v níž je zemina, někdy i s vegetací. Nádoba se umísťuje tak, aby byly co nejlépe vystiženy podmínky na sledovaném pozemku. Změny hodnoty obsahu nádoby následkem výparu se určují buď vážením, nebo hydraulicky. Je-li zemina v nádobě udržována trvale v nasyceném stavu, půdní výparoměr měří
potenciální evapotranspiraci. V tomto případě se zjišťuje objem vody, který byl sledovanému vzorku zeminy v intervalu měření dodán. Poněvadž je třeba změřený výpar snižovat o množství srážkové vody spadlé na půdní výparoměr za interval měření, musí být v jeho blízkosti instalován
srážkoměr reprezentativně měřící tato množství. Půdní výparoměr se někdy též nazývá lyzimetr, půdní výparoměr pracující v trvale nasyceném stavu potenciální evapotranspirometr.
▶
výparoměr Wildův
nejstarší
výparoměr pro měření
potenciálního výparu vody z vodní hladiny v
meteorologické budce. Je tvořen listovními vahami, na nichž je umístěna kruhová miska o průřezu 250 cm
2, naplněná destilovanou vodou. Úbytek vody vypařováním za interval měření se určí podle poklesu hmotnosti misky. Přístroj zkonstruoval švýcarský meteorolog H. Wild (1871). Tento výparoměr je jediný, který umožňuje měření výparu z povrchu ledu v zimním období. Údaje Wildova výparoměru jsou však zatíženy řadou systematických chyb a špatně korelují s výparem z vodní hladiny v přírodních i umělých nádržích. Proto se na území ČR přestal v 50. letech 20. století používat. V současné době je provozován na meteorologické stanici Praha Karlov.
▶
vyplňování cyklony
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.
▶
vysílání informací o letištích a o jejich meteorologických podmínkách automatické
(ATIS) – automatická informační služba koncové řízené oblasti, kterou ve formě pravidelného zpravodajství vysílaného pozemní radiostanicí poskytuje Řízení letového provozu ČR, s. p. na letištích Václava Havla Praha, Karlovy Vary, Brno–Tuřany a Ostrava–Mošnov pro posádky přilétávajících a odlétávajících letadel, vysílané pozemní radiostanicí. Toto vysílání obsahuje z met. údajů hodnoty charakteristik větru,
dohlednosti,
dráhové dohlednosti,
stavu počasí,
oblačnosti, údaje o
teplotě vzduchu,
teplotě rosného bodu,
tlaku vzduchu redukovaném na střední hladinu moře podle
standardní atmosféry a popř. informace o hlášeném
střihu větru. Viz též
informace meteorologické o podmínkách na letištích pro posádky během letu,
briefing meteorologický.
▶
výstraha meteorologická
výstraha před předpokládanými nebo již vyskytujícími se
nebezpečnými povětrnostními jevy vydaná met. předpovědní službou a určená pro širokou veřejnost nebo speciální okruhy uživatelů. Rozšiřuje se prostřednictvím veřejných médií, pomocí internetu nebo přes účelová spojová zařízení Hasičského záchranného sboru, orgánů krizového řízenínebo státní správy a samosprávy. Pro distribuci výstrah se kromě otevřené řeči používá i
všeobecný výstražný protokol (CAP).
Od roku 2000 se met. výstrahy
Českého hydrometeorologického ústavu určené pro veřejnost a státní správu a samosprávu vydávají v rámci tzv.
Systému integrované výstražné služby. Výstrahy se vydávají zejména na extrémní teplotní podmínky (vysoké teploty, silný mráz, náhlý pokles teploty), ale i na velmi silný vítr, sněhové jevy (silné nebo trvalé sněžení,
sněhové jazyky,
závěje), námrazové jevy (
ledovka,
náledí, silná
námraza), bouřkové jevy (
přívalový déšť,
kroupy,
nárazový vítr), vydatný déšť vedoucí k povodňovým jevům a nebezpečí vzniku požárů.
▶
výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy v letectví mezinárodní (SIGMET)
viz zpráva SIGMET.
▶
výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy v letectví vnitrostátní
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.
▶
výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy všeobecná
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.
▶
výstřednost oběžné dráhy Země kolem Slunce
▶
výstup aerologický
1. méně vhodné označení pro
aerologické měření;
2. slang. označení pro graf. znázornění vert. profilu
meteorologických prvků na daném místě.
▶
výstupy aerologické letadly
▶
výška anemometrická
1. výška nad zemí, v níž je instalován
anemometr; podle doporučení
Světové meteorologické organizace činí na
synoptických stanicích 10 m;
2. termín někdy užívaný pro označení ideální výšky umístění anemometru;
3. hladina bezprostředně nad horní hranicí
přízemní vrstvy atmosféry, kam se klade výchozí bod
Taylorovy spirály. Viz též
měření větru,
vítr přízemní.
▶
výška celkové sněhové pokrývky
vert. vzdálenost mezi povrchem
sněhové pokrývky a povrchem půdy na stanoveném místě, naměřená v
termínu pozorování. Měří se v
klimatologickém termínu 7 h, na
synoptických stanicích ještě také v termínech 06 a 18 UTC. Viz též
měření sněhové pokrývky,
výška sněhové pokrývky.
▶
výška dynamická
syn. výška geodynamická – výška libovolné
geopotenciální hladiny, obvykle nad úrovní moře, vyjádřená v
dynamických metrech.
▶
výška geopotenciální
výška vyjádřená v
geopotenciálních metrech. Je rovná geometrické výšce v místech, kde má
tíhové zrychlení hodnotu přesně 9,8 m.s
–2.
▶
výška komína efektivní
výška osy
kouřové vlečky po ukončení jejího vzestupu nad vodorovnou rovinou procházející patou komína, tj. součet stavební výšky komína a
vznosu kouřové vlečky. Max. přízemní
imise daného zdroje v rovinném terénu jsou podle nejčastěji používaných mat. modelů šíření kouřových vleček nepřímo úměrné čtverci efektivní výšky komína.
▶
výška letiště oficiální
nadm. výška letiště, kterou se rozumí nadm. výška nejvýše položeného bodu v systému vzletových a přistávacích drah. Oficiální výška letiště Václava Havla Praha je 380 m, Brno–Tuřany 238 m.
▶
výška minimální sektorová
(MSA)
– nejmenší
nadm. výška, v níž se ještě může uskutečnit let v případě nouze. Letadlo letící v této výšce má zabezpečeno alespoň 300 m převýšení nad všemi překážkami daného sektoru. Sektorem se rozumí část prostoru vymezená kruhovou výsečí s poloměrem 46 km (25 námořních mil) a se středem v příslušném radionavigačním zařízení. MSA se musí respektovat v let. met. službě při použití hesla
CAVOK.
Výška základny význačné oblačnosti nemusí mít totiž hodnotu jen 1500 m a více, ale současně musí být výška základny význačné oblačnosti také větší než minimální sektorová výška. V případě, že je pro dané letiště určeno více minimálních sektorových výšek, uvažuje se jen nejvyšší hodnota. V ČR mají všechna letiště minimální sektorovou výšku do 1500 m. Vyšší minimální sektorovou výšku má např. Poprad-Tatry (2300 m).
▶
výška nad obzorem
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.
▶
výška nadmořská
vert. vzdálenost hladiny, bodu nebo definovaného místa od stř. hladiny moře. V angl. terminologii se pro nadmořskou výšku používají termíny: „elevation“, jde-li o nadm. výšku objektů na zemském povrchu nebo objektů pevně spojených se zemským povrchem a „altitude“, jedná-li se o nadm. výšku objektů nad zemským povrchem; nebo obecnější termín „height above mean sea level“. V češtině a slovenštině existuje jediný termín „nadmořská výška“.
▶
výška nového sněhu
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 nulové izotermy
výška, obvykle
nadmořská výška, hladiny atmosféry, v níž
teplota vzduchu nabývá hodnoty 0 °C. Viz též
izoterma nulová.
▶
výška radiolokačního cíle
výška cíle
h se vypočítá podle vzorce
kde
r je vzdálenost od
radaru,
α elevační úhel antény,
Re efektivní poloměr Země a
h0 nadmořská výška radaru (osy antény).
▶
výška relativní
vert. vzdálenost mezi dvěma
izobarickými plochami měřená v geometrických nebo
geopotenciálních metrech. V meteorologii se užívá u
map relativní topografie.
▶
výška rozhodnutí
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).
▶
výška Slunce nad obzorem
▶
výška sněhové pokrývky průměrná
klimatologická charakteristika sněhových poměrů místa, popř. oblasti, definovaná pro určitý měsíc jako součet hodnot
výšky celkové sněhové pokrývky v jednotlivých dnech dělený počtem
dní se sněhovou pokrývkou. Tuto charakteristiku nelze zaměňovat s
průměrnou výškou sněhu.
▶
výška sněhu průměrná
klimatologická charakteristika sněhových poměrů místa, popř. oblasti, definovaná pro určitý měsíc jako součet hodnot
výšky celkové sněhové pokrývky v daném měsíci dělený počtem všech dní příslušného měsíce. Tuto charakteristiku nelze zaměňovat s
průměrnou výškou sněhové pokrývky.
▶
výška srážek
nevh. označení pro
úhrn srážek.
▶
výška stanice nadmořská
nadmořská výška pozemku
meteorologické stanice v místě, kde je umístěn
srážkoměr; pokud stanice nemá srážkoměr, je to nadm. výška pozemku stanice v místě, kde je umístěn
staniční teploměr; nemá-li stanice ani srážkoměr, ani teploměr, nadm. výška stanice je definována jako prům. nadm. výška terénu okolí stanice.
▶
výška tlakoměru nadmořská
nadmořská výška senzoru
tlakoměru; u dříve používaných
rtuťových tlakoměrů nadm. výška nulového bodu stupnice těchto tlakoměrů.
▶
výška tropopauzy
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.
▶
výška základny oblaků
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.
▶
výškoměr
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.
▶
vývoj klimatu
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.
▶
vyzařování noční
nevh. označení pro
efektivní záření v noci.
▶
vyzařování zemského povrchu
▶
vyzařování zemského povrchu efektivní
často používané označení pro zápornou
radiační bilanci zemského povrchu v oboru
dlouhovlnného záření. Vyjadřuje se jako rozdíl
záření zemského povrchu G a zpětného
záření atmosféry absorbovaného zemským povrchem
Z, tj.
E =
G –
Z. Má zpravidla kladnou hodnotu, a projevuje se tedy
radiačním ochlazováním zemského povrchu, což je zřetelné zejména v nočních hodinách, kdy chybí kompenzující vliv
slunečního záření. Ve výjimečných případech může nabýt i záporných hodnot. Efektivní vyzařování zemského povrchu obecně roste s teplotou povrchu, klesá se zvětšováním obsahu vodní páry ve vzduchu a je výrazně zeslabováno oblačností. K numerickým odhadům efektivního vyzařování zemského povrchu při jasné obloze se používá řada empir. odvozených vzorců, z nichž k nejznámějším patří
vzorec Ångströmův a
vzorec Bruntův. Vliv oblačnosti na
E se obvykle vyjadřuje pomocí vzorce:
nebo přesněji
kde
E0 značí efektivní vyzařování zemského povrchu při jasné obloze,
n pokrytí oblohy oblaky, udávané nejčastěji v osminách nebo desetinách,
n1,
n2,
n3 dílčí pokrytí oblohy oblaky
nízkého,
středního a
vysokého patra,
c,
c1,
c2,
c3 jsou empir. konstanty. Efektivní vyzařování zemského povrchu v uvedeném smyslu se liší od obecného pojmu
efektivní vyzařování (efektivní záření) užívaného v
aktinometrii, který je jednoznačně vztahován k povrchu
absolutně černého tělesa (obvykle povrchu měřicího čidla) o teplotě rovné teplotě okolního vzduchu.
▶
vzařování
nevh. a věcně přesně nevymezené označení pro
záření směřující dolů, popř. jen pro jeho krátkovlnnou složku, tj. pro
globální sluneční záření. Někdy se termínu vzařování používá i ve smyslu záření dopadlého na povrch tělesa nebo povrchem tělesa pohlceného.
▶
vzduch
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.
▶
vzduch antarktický
vzduchová hmota vymezená
geografickou klasifikací vzduchových hmot, s
ohniskem vzniku vzduchové hmoty v oblasti Antarktidy. Jeho celoroční výskyt je typický pro
antarktické klima. Na severu je ohraničen
antarktickou frontou. Po celý rok je velmi studený, hlavně ve svých nižších vrstvách, což platí především pro jeho pevninskou formu, která se vytváří v
antarktické anticykloně nad zaledněnými plochami Antarktidy a nad přilehlými zamrzlými moři.
▶
vzduch arktický
vzduchová hmota vymezená
geografickou klasifikací vzduchových hmot, s
ohniskem vzniku vzduchové hmoty v oblasti Arktidy. Jeho výskyt je typický celoročně pro
arktické klima, v chladné části roku pro
subarktické klima. Na jihu je ohraničen
arktickou frontou. Z Arktidy při vhodných met. podmínkách proudí do mírných šířek sev. polokoule, přičemž v zimě může proniknout i do stř. Evropy. Především ve spodních hladinách se jedná o
studený,
suchý, a tudíž
průzračný vzduch. To platí především pro pevninský arktický vzduch, který se formuje nad zamrzlým oceánem a přilehlou zasněženou pevninou. Do stř. Evropy proniká z oblasti Nové Země a transformuje se zde na pevninský
vzduch mírných šířek. Mořský arktický vzduch se formuje především v oblasti mezi Grónskem a Svalbardem a je charakteristický výskytem
přeháněk. Jeho vpády do střední Evropy jsou nebezpečné zvláště na jaře, kdy zde způsobuje rozsáhlé škody na vegetaci. Viz též
vpád studeného vzduchu,
ledoví muži.
▶
vzduch arktický kontinentální
syn. vzduch arktický pevninský.
▶
vzduch arktický maritimní
syn.vzduch arktický mořský.
▶
vzduch arktický mořský
(maritimní) mořský typ arkt. vzduchové hmoty. V. a. m., který proniká do stř. Evropy, se vytváří v oblasti mezi Grónskem a Špicberkami a do vnitrozemí proudí zprav. přes Norské moře, od kterého se v nižších vrstvách poněkud ohřívá a přibírá vlhkost. Často přináší přeháňkové počasí. Nebezpečné jsou jeho vpády zvl. na jaře, kdy způsobuje značné škody na vegetaci mrazem. V. t. klasifikace vzduchových hmot geografická, vpád studeného vzduchu.
▶
vzduch arktický pevninský
(kontinentální) pevn. typ arkt. vzduchové hmoty. Do stř. Evropy proniká z oblasti Nové Země, Barentsova a Karského moře a přilehlých částí kontinentu. Protože vzniká v oblastech moří pokrytých ledem a sněhem a do mírných šířek proudí nad pevninou, je velmi suchý a stud. Přízemní teploty jsou v něm nejnižší zprav. až po jeho vpádu, kdy se ve vyšším tlaku vzduchu transformuje na pevninský polární vzduch. V letních měsících se v naší oblasti nevyskytuje. V. t. transformace vzduchových hmot, klasifikace vzduchových hmot geografická
▶
vzduch čistý
1. vzduch neobsahující žádné
atmosférické příměsi;
2. vzduch, který obsahuje z daného hlediska zanedbatelné množství atmosférických příměsí.
Viz též
atmosféra čistá,
vzduch průzračný,
vzduch znečištěný.
▶
vzduch ekvatoriální
syn. vzduch rovníkový –
vzduchová hmota, vymezovaná někdy
geografickou klasifikací vzduchových hmot, s
ohniskem vzniku vzduchové hmoty nad teplým oceánem nebo nad rozsáhlými oblastmi pralesů v rovníkové oblasti. Může též vznikat transformací
tropického vzduchu přinášeného pasáty do blízkosti rovníku. Jeho výskyt je typický celoročně pro
ekvatoriální klima, v teplé části roku dané polokoule pro
subekvatoriální klima. Ekvatoriální vzduch se vyznačuje velkou
měrnou vlhkostí vzduchu, prům. měs. teplotou vzduchu při zemi zpravidla kolem 27 °C, s velmi malým
ročním chodem. Jedná se o výrazně
instabilní vzduchovou hmotu, pravidelně se zde tvoří vydatné
tropické deště doprovázené
bouřkou.
▶
vzduch indiferentně zvrstvený
zkrácené označení pro
vzduchovou hmotu s indiferentním
zvrstvením. Je to přechodný typ mezi stab. a instab. zvrstveným vzduchem.
Vert. gradient teploty se rovná
suchoadiabatickému n.
nasyceně adiabatickému teplotnímu gradientu podle toho, zda vzduch není n. je nasycen vod. párou. V. t. klasifikace vzduchových hmot termodynamická, vzduch instabilní, vzduch stabilní
▶
vzduch instabilní
(labilní) zkrácené označení pro vzduchovou hmotu s instab. zvrstvením, tj. s vert. gradientem teploty větším než je suchoadiabatický n. nasyceně adiabatický teplotní gradient podle toho, zda vzduch není n. je nasycen vod. párou. V. t. klasifikace vzduchových hmot termodynamická, vzduch stabilní, vzduch indiferentně zvrstvený.
▶
vzduch labilní
syn. vzduch instabilní.
▶
vzduch mírných šířek
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.
▶
vzduch mořský
syn. vzduch maritimní, vzduch oceánský –
vzduchová hmota, která vznikla nebo se transformovala nad mořem. V typech vymezených
geografickou klasifikací vzduchových hmot se liší od
pevninského vzduchu především větší
vlhkostí vzduchu, menší
průměrnou denní i
průměrnou roční amplitudou teploty vzduchu aj.
▶
vzduch nasycený
vlhký vzduch, který je nasycen vodní párou, tzn., že
parciální tlak vodní páry při teplotě vlhkého vzduchu odpovídá stavu
nasycení, zpravidla uvažovanému vůči rovinnému vodnímu povrchu (není-li v kontextu konkrétně uvedeno jinak).
Relativní vlhkost nasyceného vzduchu je 100%. Rozlišujeme vzduch nasycený vodní párou vzhledem k vodě a vzhledem k ledu. Pojem nasycený vzduch se v meteorologii běžně užívá, jde však o terminologické zjednodušení (terminologickou zkratku). Věcně korektní by mělo být: vzduch obsahující
nasycenou vodní páru. Viz též
vzduch suchý,
vzduch nenasycený,
vzduch přesycený,
rovnice Clausiova–Clapeyronova.
▶
vzduch nenasycený
v
termodynamice atmosféry vlhký vzduch, jehož
relativní vlhkost je nižší než 100 %.
Tlak vodní páry v nenasyceném vzduchu má tedy hodnotu nižší, než je hodnota tlaku
nasycené vodní páry při dané
teplotě vzduchu. V řadě termodyn. výpočtů jej můžeme považovat za
suchý vzduch. Pojem nenasycený vzduch se v meteorologii běžně užívá, jde však o terminologické zjednodušení (terminologickou zkratku). Věcně korektní by mělo být: vzduch obsahující
nenasycenou vodní páru. Viz též
tlak nasycené vodní páry vzhledem k vodě,
tlak nasycené vodní páry vzhledem k ledu.
▶
vzduch neutrální
málo časté označení pro
místní vzduchovou hmotu.
▶
vzduch pevninský
syn. vzduch kontinentální –
vzduchová hmota, která vznikla nebo se transformovala nad rozsáhlými plochami pevnin, popř. nad zamrzlým oceánem. V typech vymezených
geografickou klasifikací vzduchových hmot se liší od
mořského vzduchu především menší
vlhkostí vzduchu, větší
průměrnou denní i průměrnou
roční amplitudou teploty vzduchu aj.
▶
vzduch polární
1. zast. syn. pro
vzduch mírných šířek;
2. ve starších pracích souborné označení pro
vzduch mírných šířek a
arktický nebo
antarktický vzduch.
▶
vzduch polární "přetočený"
slang, označení pro polární
vzduchovou hmotu, která se vrací z nižších do vyšších zeměp. š. např. podél přední části
cyklony n. týlové části
anticyklony.
▶
vzduch polární mořský
moř. typ polární vzduchové hmoty. V. p. m. vyskytující se ve stř. Evropě pochází v zimě ze stř. a vysokých šířek Sev. Ameriky a vlastností moř. vzduch. hmoty nabývá při postupu přes Atlantik. V létě se vytváří ve vysokých šířkách Atlantského oceánu. Ve stř. Evropě je po pevninském polárním vzduchu nejčastější vzduch. hmotou; četnost jejího výskytu klesá směrem na východ do nitra pevniny a odpovídá intenzitě zonální cirkulace i četnostem cyklonálních situací s převládající záp. složkou proudění. V. p. m. je po většinu roku tepl. blízký normálu, v zimě je spíše teplý, v létě chladný. Je poměrně vlhký, přináší oblačné počasí se srážkami. V. t. klasifikace vzduchových hmot geografická.
▶
vzduch polární pevninský
pevn. typ polární vzduchové hmoty. V. p. p. vyskytující se ve stř. Evropě vzniká v chladném pololetí nad pevninou záp. a stř. Evropy a nad územím SSSR. V létě vzniká nad sev. oblastmi Evropy včetně stř. a vysokých šířek SSSR. Ve stř. Evropě se často utváří transformací arkt. a trop. vzduch. hmot pronikajících do vnitrozemí, především však transformací mořského polárního vzduchu, která probíhá po celý rok. Je zde nejčastější vzduch. hmotou s maximem výskytu v období častých anticyklonálních situací. S výjimkou zimy, kdy je stud. zvl. v přizemní vrstvě, je teplotně norm. a dosti suchý. V. t. klasifikace vzduchových hmot geografická.
▶
vzduch průzračný
vzduch s dobrou až
výbornou dohledností (desítky až stovky km), umožňující rozeznat i značně vzdálené předměty a terénní tvary. Ve stř. Evropě se jedná nejčastěji o
arktický vzduch nebo mořský
vzduch mírných šířek po přechodu
studené fronty. Průzračný vzduch se též udržuje nad
inverzní vrstvou při výrazné
inverzi teploty vzduchu. Viz též
vzduch čistý.
▶
vzduch přesycený
1. vzduch, který obsahuje více vodní páry, než odpovídá stavu
nasycení nad rovinným povrchem čisté vody při dané teplotě. V oblacích a v mlze dosahuje
přesycení řádově setiny až desetiny procenta
relativní vlhkosti vzduchu, v extrémních případech, v mohutných
výstupných proudech bouřkových oblaků, kolem 1 %. Dokonalým očištěním vzduchu od všech částic, které mohou působit jako
kondenzační jádra, lze v labor. podmínkách dosáhnout přesycení vzduchu až stovky procent;
2. ve
fyzice oblaků a srážek se pojmu přesycený vzduch používá i v souvislosti s rozdílným tlakem nasycené vodní páry nad různými povrchy kapalné vody a ledu. Vzhledem k tomu, že
tlak nasycené vodní páry nad ledem je za jinak stejných podmínek vždy nižší než
nad vodou, může se ve
smíšených oblacích vytvořit stav, kdy vzduch je vůči kapkám
přechlazené vody nenasycený, zatímco vůči ledovým částicím
přesycený. Podobně v důsledku rozdílného tlaku nasycené vodní páry nad různě zakřiveným vodním povrchem může být vzduch nenasycen vůči maličkým kapičkám, zatímco vzhledem k velkým kapkám nebo rovnému fázovému rozhraní je přesycen. Podle
Raoultova zákona vyvolává rozpuštění určité látky snížení tlaku nasycené vodní páry nad roztokem, a proto např. vůči kapičkám solných roztoků může být přesycený i vzduch nenasycený vůči čisté vodě. Pojem přesycený vzduch se v meteorologii běžně užívá, jde však o terminologické zjednodušení (terminologickou zkratku). Věcně korektní by mělo být: vzduch obsahující přesycenou vodní páru. Viz též
teorie vzniku srážek Bergeronova–Findeisenova.
▶
vzduch půdní
syn. atmosféra půdní – plynná fáze vyplňující póry, dutiny a trhliny v půdě, které nejsou vyplněny
půdní vodou. Půdní vzduch se chem. složením i dynamikou liší od směsi plynů tvořících
atmosféru Země. Složení půdního vzduchu během roku kolísá, přičemž většinou obsahuje více
oxidu uhličitého a
vodní páry a méně kyslíku než vzduch nad zemským povrchem; půdní vzduch může obsahovat měřitelná množství NH
3, H
2S,
metanu a jiných uhlovodíků v důsledku rozkladu organických látek v půdě. Pohyb a výměna půdního vzduchu se uskutečňuje difuzí, změnami
tlaku vzduchu,
teploty vzduchu,
teploty půdy,
vlhkosti půdy, v důsledku pohybu vody v půdě, prouděním vzduchu nad půdou apod. Půdní vzduch je nezbytný pro život rostlin a půdních organizmů a půdní vzdušná kapacita často rozhoduje o úrodnosti půdy.
▶
vzduch stabilní
zkrácené označení pro vzduchovou hmotu se stab. zvrstvením, tj. s vert. gradientem teploty menším než je suchoadiabatický n. nasyceně adiabatický teplotní gradient podle toho, zda vzduch není n. je nasycený vod. párou. V. t. klasifikace vzduchových hmot termodynamická, vzduch instabilní, vzduch indiferentně zvrstvený.
▶
vzduch suchý
1. v
termodynamice atmosféry vzduch, který neobsahuje žádnou
vodní páru;
2. v obecném smyslu vzduch s nízkou
relativní vlhkostí.
Viz též
vzduch vlhký,
atmosféra suchá a čistá.
▶
vzduch tropický
vzduchová hmota, vymezená
geografickou klasifikací vzduchových hmot, s
ohniskem vzniku vzduchové hmoty po celý rok v tropech a v
subtropických anticyklonách, v létě pak i nad již. částmi pevnin mírných šířek. Jeho výskyt je typický celoročně pro
tropické klima, v teplé části roku pro
subtropické klima, v chladné části roku dané polokoule pro
subekvatoriální klima. Tropický vzduch se vyznačuje obecně velkým
zakalením atmosféry a zmenšenou
dohledností. Pokud pronikne do stř. Evropy, je po celý rok teplý. V zimě se zde může vyskytnout jeho pevninský typ, který sem pronikne ze sv. Afriky nebo Arabského poloostrova. Podstatně častější je pak v létě, kdy sem proudí i z východní Evropy a z Balkánského poloostrova. Má obvykle velmi nízkou
relativní vlhkost. Mořský tropický vzduch původem ze Středozemí či z oblasti Azorských ostrovů proniká do stř. Evropy zpravidla jen krátce po přední straně
brázdy nízkého tlaku vzduchu a v ní ležící
zvlněné fronty. Vyznačuje se naopak vysokou relativní a především
měrnou vlhkostí vzduchu a může přinášet vydatné srážky.
▶
vzduch tropický kontinentální
syn. vzduch tropický pevninský.
▶
vzduch tropický maritimní
syn. vzduch tropický mořský.
▶
vzduch tropický mořský
(maritimní) moř. typ trop. vzduchové hmoty. V. t. m., který proudí do stř. Evropy (většinou jen krátce) před zvlněným front. rozhraním na počátku vývoje jz. brázdových situací, pochází ze Středozemního moře a z oblasti Azorských ostrovů. Je po celý rok velmi teplý, vyznačuje se vysokou poměrnou i měrnou vlhkostí a zhoršenou dohledností; někdy přináší vydatné srážky. V. t. vzduch tropický pevninský, mlha v tropickém vzduchu
▶
vzduch tropický pevninský
(kontinentální) pevn. typ trop. vzduchové hmoty. Do stř. Evropy v zimním období proudí ze sv. Afriky, Arabského poloostrova a Malé Asie. V letním období, kdy je ve stř. Evropě poměrně častou vzduch. hmotou, proniká do naší oblasti i z Balkánského poloostrova, již. oblastí evropské části SSSR a Kazachstánu. Na těchto územích se v létě většinou transformuje v oblastech vyššího tlaku vzduchu z pevninského polárního vzduchu. Je po celý rok velmi teplý, v létě má obv. velmi nízkou poměrnou vlhkost. Jeho charakteristickou vlastností je vysoký stupeň zakalení atmosféry. Někdy přináší slabé barevné srážky. V. t. vzduch tropický mořský
▶
vzduch znečištěný
1. vzduch obsahující plynné
atmosférické příměsi;
2. vzduch, v němž jsou přítomny
znečišťující příměsi libovolného skupenství.
Viz též
znečištění ovzduší,
vzduch čistý.
▶
vzdušina
zast. název pro
vzduchovou hmotu. V čes. met. literatuře byl běžný do konce 2. světové války.
▶
vzdutí způsobené bouří
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.
▶
vzlínání vody
pohyb podpovrchové vody vlivem působení kapilárních sil proti směru zemské tíže.
▶
vznos kouřové vlečky
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.
▶
vznos kouřové vlečky termický
dílčí převýšení horiz. osy
kouřové vlečky nad ústím komínu, které je způsobené tím, že unikající spaliny mají teplotu vyšší než okolní vzduch. Velikost termického vznosu kouřové vlečky roste se zvětšováním tohoto teplotního rozdílu a klesá s rostoucí rychlostí proudění v hladině ústí komínu. K určení termického vznosu kouřové vlečky se používají různé empir. vzorce a za bezvětří nebo při velmi slabém proudění lze aplikovat hrubě orientační pravidlo, podle něhož na každý tepl. stupeň, o který teplota unikajících spalin převyšuje teplotu okolního vzduchu, připadá převýšení 1,4 m. Připočteme-li k tomuto vznosu vliv výstupní rychlostí spalin v ústí komínu, dostaneme celkový
vznos kouřové vlečky.
▶
vzorec
viz též
formule,
rovnice,
věta,
vztah,
zákon,
index.
▶
vzorec Ångströmův
1. jeden z empirických vzorců pro výpočet
efektivního vyzařování zemského povrchu E při jasné obloze. Má tvar:
kde
T značí
teplotu vzduchu v K a
e dílčí
tlak vodní páry, v obou případech podle měření v
meteorologické budce,
σ je
Stefanova–Boltzmannova konstanta,
A,
B,
C značí empir. konstanty platící pro dané místo. Považujeme-li zemský povrch za dokonale černý v oboru
dlouhovlnného záření, lze z Ångströmova vzorce pro
zpětné záření Ez odvodit vztah:
který bývá v literatuře rovněž označován jako vzorec Ångströmův. Viz též
vzorec Bruntův;
2. jeden ze skupiny empir. vzorců pro výpočet denních nebo měs. úhrnů
globálního slunečního záření Q. Obvykle se uvádí ve tvaru
kde
Q0 značí příslušný úhrn globálního slunečního záření při stále jasné obloze,
je empir. parametr měnící se s místem a roč. dobou a za
k se dosazuje 1 –
sr, kde
sr je
relativní trvání slunečního svitu. Obdobný je např.
vzorec Kimballův, v němž
k se rovná prům. pokrytí oblohy oblaky
za uvažované období (den, měsíc), nebo
vzorec Savinovův, v němž
Vzorec Ångströmův je pojmenován podle švédského fyzika K. Ångströma.
▶
vzorec Babinetův
jeden z
barometrických vzorců, používaných při
barometrické nivelaci. Vyjadřuje vztah mezi tloušťkou Δ
z [m] vrstvy vzduchu shora a zdola omezené dvěma
izobarickými hladinami p0 a
p1, v níž je prům. teplota
Tm [°C]. Babinetův vzorec dostaneme integrací
rovnice hydrostatické rovnováhy podle vert. souřadnice za předpokladu, že hustota vzduchu se v uvažované vrstvě s výškou nemění. Babinetův vzorec se používá ve tvaru:
nebo
přičemž
p0 >
p1. Babinetův vzorec se užívá pro určení rel. nadm. výšky (svislé vzdálenosti) dvou míst, na nichž byl současně změřen
tlak vzduchu p0 a
p1 teploty T0 a
T1. Vzorec odvodil franc. fyzik J. Babinet kolem r. 1850. Vzhledem ke zjednodušujícím předpokladům, použitým při odvození vzorce, je přesnost údajů v podstatě nepřímo úměrná vzdálenosti uvažovaných tlakových hladin. Proto se Babinetův vzorec používá jen pro tloušťky vrstev zhruba do 1 000 m.
▶
vzorec Bemporadův
empir. vzorec pro výpočet
optické hmoty atmosféry, který přihlíží k zakřivení zemského povrchu a k
atmosférické refrakci. Má tvar:
kde
m je opt. hmota atmosféry,
p0 normální tlak vzduchu,
p1 pozorovaný tlak vzduchu a
θ zenitový úhel Slunce v úhlových stupních. Vzorec je použitelný při
θ < 85°, tj. při výšce Slunce nad
ideálním obzorem alespoň 5°, protože při vyšších hodnotách
θ závisí velikost opt. hmoty atmosféry příliš na rozložení
hustoty vzduchu ve spodních vrstvách ovzduší. To nelze s dostatečnou přesností do vzorce zahrnout. Na základě uvedeného vzorce sestavil A. Bemporad tabulky hodnot
m pro různé hodnoty
θ, popř. výšek Slunce nad obzorem. Pro hodnoty menší než 70°, tj. při výšce Slunce nad obzorem alespoň 20°, lze Bemporardův vzorec zjednodušit na přibližný vzorec:
Vzorec odvodil A. Bemporad roku 1905.
▶
vzorec Bruntův
jeden z empir. vzorců pro výpočet
efektivního vyzařování zemského povrchu E při jasné obloze. Má tvar:
kde
T značí
teplotu vzduchu v K,
tlak vodní páry podle měření v
meteorologické budce,
σ je
Stefanova–Boltzmannova konstanta,
a,
b, značí empir. parametry platné pro dané místo. Považujeme-li zemský povrch za dokonale černý v oboru
dlouhovlnného záření, lze z Bruntova vzorce odvodit vztah pro
zpětné záření E
z ve tvaru:
který bývá v literatuře rovněž označován jako Bruntův vzorec. Bruntův vzorec patří k historicky významným vztahům. Viz též
vzorec Ångströmův.
▶
vzorec Fletcherův
empir. vzorec navržený R. D. Fletcherem, používaný kolem poloviny 20. století pro odhad plošné pravděpodobné maximální srážky na Zemi jako celku, a to pro danou dobu trvání a velikost zasažené plochy. V úpravě F. Lauschera pro metrickou soustavu jednotek má tvar
kde N jsou srážky v milimetrech, D trvání srážek v hodinách a F je plošný rozsah v km2. Např. pro plochu do 10 km2 byly odhadnuty tyto světové extrémy atmosférických srážek: 47 mm za 1 minutu, 365 mm za 1 hodinu a 1 787 mm za 24 hodin.
▶
vzorec Hannův pro pokles tlaku vodní páry s výškou
jeden z empir. vzorců vyjadřujících úbytek
tlaku vodní páry s nadm. výškou v horských oblastech, který má tvar:
kde
ez je tlak vodní páry v převýšení
z [m],
e0 tlak vodní páry ve výchozí hladině při zemi. Vzorec, který se týká prům. rozložení vodní páry, odvodil rakouský meteorolog J. Hann z pozorování na
horských stanicích. V horských oblastech se tlak vodní páry snižuje na každých 2 000 m výšky zhruba o polovinu. Pro výpočet poklesu tlaku vodní páry s výškou ve
volné atmosféře se používá analogických vzorců; tlak vodní páry se ve volné atmosféře snižuje přibližně na polovinu na každých 1 500 m výšky.
▶
vzorec Hannův pro redukci teploty vzduchu
▶
vzorec Kastrovův
empir. vzorec pro přibližný výpočet intenzity
přímého slunečního záření na zem. povrchu. Má tvar
kde
I0 značí intenzitu slun. záření na
horní hranici atmosféry, m optickou hmotu atmosféry a
c je hodnota, závisející na
propustnosti atmosféry, kterou je třeba pro dané místo a met. podmínky stanovit empiricky.
▶
vzorec Kuzminův
vzorec pro výpočet měs. hodnot výparu ze sněhu a ledu. Má tvar:
kde
V je výpar za měsíc v mm,
n počet dní v měsíci,
prům. měs. rychlost větru v m.s
–1 ve výšce 10 m nad povrchem sněhu,
tlak nasycené vodní páry v hPa odpovídající prům. měs. teplotě vzduchu a
je prům. měs. hodnota
tlaku vodní páry ve vzduchu v hPa zjištěná měřením. Analogického vzorce lze použit i pro výpočet denní hodnoty výparu ze sněhu (pro
n = 1 a denní průměry příslušných veličin).
▶
vzorec Lambertův pro intenzitu záření
▶
vzorec Lambertův pro výpočet průměrného směru větru
vzorec pro výpočet prům.
směru větru z četností směru větru pozorovaného v osmidílné
větrné růžici. Za předpokladu, že rychlosti větru jsou ve všech osmi směrech stejné, má tvar:
kde
α je úhel mezi poledníkem a prům. směrem větru a symboly pro osm směrů větru vyjadřují počet případů výskytu větru daného směru.
▶
vzorec Laplaceův
jedna z verzí
barometrické formule, používaná ve tvaru:
nebo
kde
z je výška v m nad
výchozí hladinou,
p0 tlak vzduchu ve výchozí hladině,
p tlak vzduchu ve výšce
z,
α je konstanta rovná 0,00366 a
T je teplota vzduchu ve °C. Pro reálné ovzduší, v němž se teplota mění s výškou, se symbolem
T rozumí prům. teplota ovzduší v dané vrstvě vzduchu, počítaná obvykle jako aritmetický průměr teploty v hladinách s tlakem
p0 a
p. V uvedených vzorcích se nebere zřetel na vliv
vlhkosti vzduchu. Viz též
vzorec Babinetův,
vzorec Laplaceův–Rühlmannův.
▶
vzorec Laplaceův–Rühlmannův
syn. formule barometrická úplná – nejpřesnější
barometrický vzorec, který přihlíží jak k
vlhkosti vzduchu, tak k závislosti
síly zemské tíže na zeměp. šířce a výšce nad hladinou moře. Uvádí se ve tvaru:
kde Δ
z =
z2 –
z1 je rozdíl nadm. výšek [m]
tlakových hladin p2 a
p1,
Tm prům.
teplota ve °C,
prům.
tlak vodní páry a
prům.
tlak vzduchu ve vrstvě mezi oběma hladinami,
zm = ½(
z1 +
z2) je nadm. výška středu uvažované vrstvy,
φ značí zeměp. šířku,
α je konstanta rovná 0,003 66,
β konstanta rovná 0,000 000 314 pro
volnou atmosféru a 0,000 000 196 pro horské oblasti. Tento vzorec vznikl zdokolnalením původního
Laplaceova vzorce z let 1799 až 1805, které provedl R. Rühlmann v roce 1870.
▶
vzorec Magnusův
empir. vzorec pro závislost tlaku nasycené vodní páry
es nad rovinným vodním povrchem na teplotě vzduchu. Má tvar:
kde e
s0 = 6,10 hPa je
tlak nasycené vodní páry při 0 °C a
T teplota vzduchu ve °C. Z Magnusova vzorce vyplývá, že tlak nasycené vodní páry je funkcí pouze teploty vzduchu. Vzorec je použitelný i pro
přechlazenou vodu. Viz též
vztah Thomsonův.
▶
vzorec Margulesův
vzorec, který vyjadřuje úhel sklonu
frontální plochy v závislosti na rychlosti proudění a teplotě
vzduchových hmot po obou stranách
frontální plochy. Pro
stacionární frontu ho odvodil M. Margules (1906) ve tvaru
kde
α je úhel
sklonu atmosférické fronty,
λ Coriolisův parametr,
g velikost tíhového zrychlení,
T1 teplota v K a
v1 rychlost proudění studeného vzduchu,
T2 teplota a
v2 rychlost proudění teplého vzduchu. Předpokládá se při tom, že obě proudění jsou geostrofická a rovnoběžná s frontální plochou. Viz též
vítr geostrofický.
▶
vzorec Marshallův–Palmerův
▶
vzorec Möllerův
empir. vzorec pro přibližný výpočet množství slun. záření ΔS , pohlceného vod. párou ve vert. sloupci atmosféry o jednotk. horiz. průřezu za jednotku času. Má tvar
kde q je hmotnost vod. páry v g cm–2 ve zmíněném vert. sloupci a m optická hmota atmosféry.
▶
vzorec psychrometrický
syn. formule psychrometrická – poloempirický vzorec používaný při výpočtu
psychrometrických tabulek. Má tvar:
kde
e je
tlak vodní páry ve vzduchu,
es tlak nasycené vodní páry určený s ohledem na fázi vody při teplotě udávané
vlhkým teploměrem,
A značí
psychrometrický koeficient,
p tlak vzduchu,
T teplotu vzduchu udanou
suchým teploměrem a
T' teplotu udanou vlhkým teploměrem. Hodnota
es závisí na skupenství vody ve vlhkém obalu teploměru. K praktickému určování
vlhkosti vzduchu na základě měření Assmannovým
psychrometrem se používá psychrometrický vzorec v úpravě Sprungově.
V
termodynamice atmosféry se psychrometrický vzorec uvádí též ve tvaru:
kde
w je
směšovací poměr,
w" směšovací poměr ve
vzduchové částici nasycené při izobarické
vlhké teplotě Tiv,
cpd měrné teplo při konstantním tlaku pro
suchý vzduch a
Lwv latentní teplo vypařování. Protože izobarickou vlhkou teplotu
Tív lze v podstatě ztotožnit s teplotou naměřenou vlhkým teploměrem, umožňuje výše uvedený vztah vypočítat z naměřených teplot suchého a vlhkého teploměru, jakož i z hodnoty max. směšovacího poměru při teplotě
Tiv aktuální směšovací poměr ve vzduchové částici při teplotě
T. Viz též
vzorec Sprungův.
▶
vzorec Sprungův
psychrometrický vzorec používaný k praktickému určení
vlhkosti vzduchu z údajů Assmannova
psychrometru. Má tvar:
kde
e je
tlak vodní páry v místě měření v torrech,
es tlak nasycené vodní páry v torrech při teplotě udávané
vlhkým teploměrem,
p značí
tlak vzduchu v torrech,
A je
psychrometrický koeficient, jehož hodnota je pro uměle ventilovaný psychrometr a pro vodu 0,5 (pro led 0,43),
T značí
teplotu suchého teploměru a
T' teplotu
vlhkého teploměru. Vzorec je pojmenován podle něm. meteorologa A. Sprunga (1848–1909).
▶
vzorec Stokesův
vzorec pro výpočet
pádové rychlosti vodních kapek sférického tvaru, použitelný při malých poloměrech kapek. Má tvar:
kde
v je pádová rychlost vodní kapky,
r její poloměr,
ρw hustota vody,
ρ hustota vzduchu,
µ dynamický
koeficient vazkosti vzduchu a
g tíhové
tíhové zrychlení. Stokesův vzorec lze použít u kapek s poloměrem
r ≤ 5.10
–5 m. Viz též
zákon Stokesův.
▶
vzorec Toussaintův
pravidlo pro přibližné vyjádření poklesu teploty vzduchu s výškou v atmosféře v případě, že teplota vzduchu na hladině moře je 15 °C a její pokles s výškou odpovídánasyceně adiabatickému teplotnímu gradientu. Je vyjádřeno vzorcem:
kde T je teplota vzduchu ve °C a z nadm. výška nad stř. hladinou moře v m.
▶
vztah
viz též
formule,
vzorec,
zákon,
rovnice,
věta.
▶
vztah Allardův
vztah vyjadřující závislost mezi prahovou hodnotou osvětlení oka, svítivostí zdroje světla,
dohledností,
propustností ovzduší a vzdáleností zdroje světla od
fotometru. Používá se ve tvaru:
kde
ET je prahová hodnota osvětlení v lx,
I svítivost zdroje světla v cd,
D dohlednost v m,
P značí propustnost atmosféry v % a
Z vzdálenost zdroje světla od fotometru udávaná v m. Hodnota
ET je pro noční hodiny rovna 10
–6,1 lx, za svítání a
soumraku 10
–5 lx, během dne 10
–4 (při bezoblačném dni 10
–3) lx. V
letecké meteorologii se Allardův vztah používá pro přepočet hodnot propustnosti atmosféry na
dráhovou dohlednost. Vzorec slouží při porovnání dohlednosti měřené přístrojem a
meteorologické dohlednosti vizuálně odhadované pozorovatelem. Viz též
měření dráhové dohlednosti,
vztah Koschmiederův.
▶
vztah Ferrelův
syn. vzorec Ferrelův – vztah umožňující přibližné určení
výšky základny konvektivní oblačnosti nad zemí jako funkce
deficitu teploty rosného bodu (
T –
Td). Má tvar:
kde
z je výška základny konv. oblačnosti v m,
T teplota vzduchu ve °C, měřená v
meteorologické budce a
Td teplota rosného bodu. Vztah se nazývá podle amer. fyzika W. Ferrela (1817–1891) a vychází z předpokladu, že teplota klesá s výškou o 9,8 °C a rosný bod o 1,8 °C na každý kilometr nadmořské výšky, což je přibližně správné v dobře promíchávané
mezní vrstvě. Platnost tohoto přibližného vztahu experimentálně potvrdilo více autorů. V něm. met. literatuře bývá označován jako Henningův vzorec, v amer. literatuře se používá název „dew–point formula“. V současné době se s jeho použitím setkáváme jen zřídka.
▶
vztah Gašinové a Salmanův
viz kritérium nebezpečí bouřek komplexní.
▶
vztah Koschmiederův
vztah vyjadřující závislost mezi prahovým kontrastem oka,
propustností atmosféry,
dohledností a vzdáleností mezi světelným zdrojem a
fotometrem. Používá se ve tvaru:
kde
Ec je prahový kontrast oka v % (při přepočtu hodnoty propustnosti atmosféry na
dráhovou dohlednost se používá hodnota 5 %),
P propustnost atmosféry v %,
D dohlednost v m a
Z vzdálenost světelného zdroje od fotometru udaná v m. V
letecké meteorologii se Koschmiederův vztah používá při přepočtu hodnot propustnosti atmosféry na dráhovou dohlednost. Vzorec slouží i k porovnání měřené a vizuálně odhadované dohlednosti. Byl nazván podle něm. meteorologa H. Koschmiedera (1925). Viz též
měření dráhové dohlednosti,
vztah Allardův.
▶
vztah Lajchtmanův
vztah vyjadřující změnu
rychlosti větru s výškou v závislosti na vert.
teplotním gradientu a na velikosti
tření vzduchu o zemský povrch. Lajchtmanův vztah lze psát ve tvaru
kde
v1 a
v2 je rychlost větru v hladině 1 a v hladině 2,
z1 a
z2 výška hladiny 1 a hladiny 2,
n značí koeficient závislý na
teplotním zvrstvení ovzduší a
z0 parametr drsnosti zemského povrchu. Uvedený vztah, nazvaný podle D. L. Lajchtmana, se používal při studiu
přízemní a
mezní vrstvy atmosféry.
▶
vztah Marshallův–Palmerův
▶
vztah Mayerův
vztah mezi
měrným teplem plynů za stálého tlaku a měrným teplem plynů za stálého objemu, uváděný ve tvaru:
kde
cp je měrné teplo daného plynu za stálého tlaku,
cv měrné teplo za stálého objemu a
R měrná plynová konstanta. Mayerův vztah platí přesně pouze pro
ideální plyn. Uvedený vztah, který objevil a formuloval něm. lékař a fyzik J. R. von Mayer v r. 1867, má časté uplatnění v
termodynamice atmosféry.
▶
vztah Němcův
empir. vztah vyjadřující závislost množství dešťových srážek na době trvání a pravděpodobnosti opakování jejich výskytu. Má tvar:
kde
Hs je množství srážek v mm vodního sloupce,
t doba trvání srážek v minutách,
N počet let, za který se tyto srážky opakují v dlouholetém průměru (např. pro déšť opakující se v dlouholetém průměru jednou za 50 let je
N = 50);
a,
b,
n jsou parametry zjištěné pro jednotlivé srážkoměrné stanice. Němcův vztah umožňuje provádět poměrně spolehlivé výpočty pro celé území ČR, a to pro intervaly hodnot
t od 15 do 120 minut a
N od 5 do 100 let. Uvedený vztah byl odvozen J. Němcem (1964) na základě rozsáhlého ombrografického materiálu s dobou trvání intenzivních srážek do 2 hodin, který pro území ČR předtím zpracoval J. Trupl (1958). Viz též
vztah Wussovův.
▶
vztah Šatského
jeden z empir. vzorců, který umožňuje odhadnout velikost
výparu z volné vodní hladiny. Vychází ze závislosti výparu na
teplotě vzduchu a
relativní vlhkosti vzduchu v daném období. Má tvar:
kde
je prům. měs. výpar v cm,
prům. měs. teplota vzduchu ve °C,
prům. měs. relativní vlhkost vzduchu v % a 0,06 koeficient stanovený na základě výparu podle záznamů registračních
výparoměrů. Vztah, který odvodil ruský meteorolog A. L. Šatskij, má v současné době pouze historický význam.
▶
vztah Thomsonův
syn. vztah Thomsonův–Gibbsův – teoreticky odvozený vztah vyjadřující závislost
tlaku nasycené vodní páry nad zakřiveným povrchem na poloměru křivosti tohoto povrchu. Má tvar
kde
esr je tlak nasycené vodní páry nad zakřiveným povrchem,
es tlak nasycené vodní páry nad dokonale rovinným povrchem,
r poloměr zakřivení povrchu (v případě dutého tvaru vodního povrchu, např. v kapiláře, musíme poloměr křivosti
r uvažovat záporný) a paramter
c vztahem:
přičemž
σ značí povrchové napětí vody,
ρw hustotu vody,
Rv měrnou plynovou konstantu vodní páry a
T teplotu v K. Z Thomsonova vztahu vyplývá, že větší
oblačné kapičky vyžadují ke kondenzačnímu růstu menší
přesycení vzduchu vodní párou než kapičky menší, takže rostou na úkor menších kapiček. Uvedený vztah odvodil angl. fyzik W. Thomson (pozdější lord Kelvin) v r. 1871. Viz též
vzorec Magnusův.
▶
vztah Thomsonův–Gibbsův
▶
vztah Ukrajincevův
empir. vztah pro výpočet měs. úhrnů
Q globálního slunečního záření ve tvaru
kde
s značí
trvání slunečního svitu v hodinách v daném měsíci a
a, b jsou konstanty, které je třeba pro dané místo a roč. dobu určit ze statist. materiálu metodou nejmenších čtverců.
▶
vztah Wussowův
empir. vztah kategorizující
intenzitu srážek, převážně dešťových, podle jejich množství a trvání. Platí-li
pro srážky s trváním do 2 hodin nerovnost
kde
h je množství srážek v mm vodního sloupce a
t doba jejich trvání v minutách, označuje se déšť jako normální.
Pro
je déšť označován jako silný liják a pro
jako katastrofální liják („vis maior“). Pro deště s trváním nad 2 hodiny se vztah pod odmocninou modifikuje na tvar
Uvedené prahové hodnoty, které odvodil pro Německo G. Wussow (1922), se používaly i pro naše území.
Viz též
vztah Němcův.
▶
vztah Z–I
vztah mezi
radarovou odrazivostí a
intenzitou srážek, užívaný při praktických
radarových měřeních. Vztah má tvar:
kde
Z je radarová odrazivost (mm
6.m
3) a
IR je intenzita srážek (mm.h
–1). Tento tvar vztahu využívá předpoklad platnosti
Marshallova–Palmerova rozdělení velikosti
dešťových kapek; jeden z prvních a stále často užívaných vztahů Z–I
R stanovili již v r. 1948 J. S. Marshall a Mc W. K. Palmer. Konstanty
a,
b mohou kolísat v poměrně širokých mezích (
a od 50 do 2 000,
b od 1 do 2,8). V Evropě jsou nejčastěji užívané hodnoty
a = 200 a
b = 1,6, které byly odvozeny pro dešťové srážky z
vrstevnaté oblačnosti ve stř. zeměp. šířkách. Empirické vyjádření vztahu Z–I
R nahrazuje exaktní vztah mezi koeficientem radarové odrazivosti a intenzitou srážek, který může být stanoven pouze na základě znalostí
spektra velikostí srážkových částic a jejich
pádové rychlosti.
▶
vztlak
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.
