Výklad hesel podle písmene 'g'

kód sloužící k rozšiřování leteckých předpovědí počasí pro všeobecné („malé") letectvo. Předpověď ve tvaru kódu GAFOR obsahuje označení pracoviště, které zprávu vydalo, dobu platnosti předpovědi, předpověď kategorie (třídy) počasí se zřetelem na letecky významné jevy a označení území, na které se předpověď vztahuje. V ČR není používán.

oblastní předpověď ve zkrácené otevřené řeči pro lety v nízkých hladinách zpravidla pro letovou informační oblast nebo její část, kterou připravuje met. služebna určená příslušným met. úřadem a která se vyměňuje mezi met. služebnami sousedních letových informačních oblastí podle dohody mezi příslušnými met. úřady. Jedná se o předpověď pro vrstvu mezi zemí a letovou hladinou 100 (v horských oblastech až FL150). Předpověď je členěna do dvou sekcí, z nichž první obsahuje informace o nebezpečných jevech pro lety v nízkých hladinách a druhá pak doplňující informace. Předpovědi GAMET jsou vydávány zpravidla v intervalu 6 hodin s platností na 6 hodin, pokud není jejich četnost a období platnosti upravena po dohodě mezi meteorologickou službou a uživateli.

kvantit. změna meteorologického prvku s časem. V klimatologii se sleduje zejména denní a roční chod meteorologického prvku.

místní název pro suchý a horký vítr charakteru fénu v předhořích Kopet-Dagu a záp. Ťan-Šanu ve stř. Asii, vanoucí v létě od jihu a východu z hor. Působí škody na kulturních plodinách podobně jako suchověj.

1. hustá mlha, někdy s mrholením, vyskytující se zvláště na podzim nad záp. pobřežím Již. Ameriky (na území Ekvádoru, Peru a Chile), omývaným studeným Peruánským proudem. Mívá dlouhé trvání a ve velmi suchých oblastech (např. poušť Atacama) je téměř jediným zdrojem vláhy pro tamější chudou vegetaci;
2. klimatický typ, vyskytující se na horkých subtropických pobřežích, kde teplý pevninský vzduch proniká k pobřeží omývanému studeným oceánským proudem, např. na záp. pobřeží Jižní Ameriky, již. Kalifornie, jz. Afriky a sz. Sahary.

v meteorologii málo používaný přístroj k měření tlaku vzduchu nebo malých tlakových rozdílů. Je založen na určení relativní objemové změny stabilního množství plynu vzhledem k nádobce, ve které je uzavřen a která je spojena s měřeným prostředím úzkou skleněnou kapilárou. Plyn uzavřený v nádobce při změně objemu posouvá v kapiláře oddělující zátku, nejčastěji tvořenou sloupečkem petroleje. Protože k určení tlak. rozdílu je třeba dbát na tepl. stabilitu přístroje a znát jeho přesnou teplotu, je plynový tlakoměr málo pohotový a přesný.

teploměr využívající závislost mezi teplotou, tlakem a objemem plynu. Pracovní prostor přístroje, např. tenkostěnná skleněná nádoba, je naplněn vhodným plynem (kyslíkem, dusíkem, héliem apod.). V tomto pracovním prostoru se měří nejčastěji tlak, a to při konstantním objemu. Teplota se určí ze stavové rovnice. Pro běžná met. měření teploty vzduchu se nehodí.

nejjednodušší a historicky nejstarší druh disperzních modelů znečištění ovzduší. Je založen na předpokladu prostorově a časově konstantní horiz. rychlosti proudění v celé zájmové oblasti modelu. Znamená to mj., že trajektorie vycházející ze zdrojů znečištění ovzduší jsou horiz. přímkové. Tento silně zjednodušující předpoklad omezuje použitelnost takových modelů na prostorové měřítko maximálně do 100 km. Ve směru rychlosti proudění se uvažuje pouze advekční přenos příměsí, v rovinách kolmých na směr proudění (tj. ve vert. směru a ve směru horiz. příčném ke směru proudění) se modeluje vliv turbulentní difuze prostřednictvím předpokladu, že pole koncentrací příměsí v těchto rovinách je gaussovské. Vliv meteorologických faktorů se pak uvažuje pomocí vhodného provázání hodnot směrodatných odchylek Gaussova normálního rozložení s meteorologickými parametry ovlivňujícími turbulentní difuzi, tj. zejména s velikostí rychlosti proudění a charakteristikami teplotního zvrstvení ovzduší. Nejstarším příkladem modelů tohoto druhu je Suttonův model.

předpověď počasí pro určité vymezené místo nebo malou oblast, např. pro dané letiště, rekreační středisko apod. Častěji než u oblastní předpovědi se při ní využívají pravděpodobnostní vyjádření výskytu meteorologického jevu.

rtuťový tlakoměr se stupnicí prodlouženou do nízkých hodnot tlaku, jímž lze měřit tlak vzduchu ve zvětšeném rozpětí nadm. výšek, tj. od 0 asi do 3 000 m. Bývá konstruován shodně jako staniční tlakoměr. Pro měření tlaku vzduchu na horských stanicích na území ČR se už rtuťové tlakoměry nepoužívají.

klima v horských oblastech, které je určováno především nadm. výškou, členitostí orografie a orientací horských hřebenů vzhledem ke směru převládajícího proudění vzduchu, viz návětrný a závětrný efekt, dále pakorograficky vyvolanou místní cirkulací. Horské klima se vyznačuje nižším tlakem vzduchu, intenzivnějším slunečním zářením, bohatým především na ultrafialovou složku, čistotou vzduchu, nižší teplotou vzduchu, její menší roční amplitudou a větší rychlostí větru ve srovnání s přilehlými nížinami. Velikost průměrné denní amplitudy teploty vzduchu je podstatně ovlivněna konvexností reliéfu, přičemž výrazně klesá na hřebenech hor, viz oceánita klimatu. Vlivem orografického zesílení srážek jejich úhrny s výškou obvykle vzrůstají až po hladinu inverze srážek, jejich rozložení však závisí i na expozici svahů. Vlastností horského klimatu se využívá mj. v klimatoterapii. Viz též meteorologie horská, pozorování meteorologické horské,stanice meteorologická horská, klima svahové.

část meteorologie zabývající se povětrnostními, v širším smyslu i klimatickými zvláštnostmi horských oblastí, které jsou podmíněny především nadm. výškou, členitostí horského reliéfu a orientací horských hřebenů vzhledem ke směru převládajícího proudění vzduchu. Studuje vliv hor na pole větru, srážek a oblačnosti, výskyt námrazků, bilanci záření apod. Viz též klima horské, stanice meteorologická horská, vítr horský a údolní, inverze srážek.

méně vhodné označení pro vlnové proudění za horskou překážkou.

syn. jevy povětrnostní nebezpečné – meteorologické jevy, které při dostatečné intenzitě nebo nepříznivé kombinaci přerůstají v povětrnostní ohrožení. Viz též počasí nebezpečné, výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy všeobecná, GAMET, informace SIGMET, informace AIRMET.

syn. jevy povětrnostní nebezpečné – meteorologické jevy, které při dostatečné intenzitě nebo nepříznivé kombinaci přerůstají v povětrnostní ohrožení. Viz též počasí nebezpečné, výstraha před nebezpečnými meteorologickými jevy všeobecná, GAMET, informace SIGMET, informace AIRMET.

(NPJ) – viz jevy meteorologické nebezpečné.

syn. polokruh nebezpečný – oblast tropické cyklony nad oceánem ležící na sev. polokouli vpravo (na již. polokouli vlevo) od její dráhy. Rychlost větru a výška mořských vln zde dosahuje vyšších hodnot než v opačném sektoru, neboť je dána součtem tangenciální rychlosti a rychlosti pohybu cyklony, do jejíž dráhy je navíc plavidlo hnáno. Pojem spadá do oboru meteorologické navigace a pochází z dob plachetnic.

rtuťový tlakoměr konstruovaný tak, že barometrická trubice svým dolním koncem zasahuje pod hladinu rtuti v nádobce. Při změnách tlaku vzduchu se mění výška hladiny rtuti jak v barometrické trubici, tak v nádobce. Nádobkový tlakoměr s pevným dnem, používaný u nás dříve často jako staniční tlakoměr, používá redukovanou stupnici, čímž bere v úvahu změny výšky hladiny rtuti v nádobce tlakoměru při změnách tlaku vzduchu, tj. délky rtuťového sloupce. Přesnost údaje takového tlakoměru, která se zjišťuje pouze podle polohy hladiny rtuti v barometrické trubici, je ovlivňována nedodržením předepsaného vnitřního průřezu nádobky a barometrické trubice i množstvím rtuti v přístroji. Nádobkový tlakoměr s pohyblivým dnem, např. tlakoměr Fortinův, umožňuje nastavení hladiny v nádobce k pevnému bodu odpovídajícímu nule stupnice, čímž odstraňuje tyto zdroje chyb. V obou případech se čte na stupnici pouze jeden údaj výšky rtuťového sloupce. Viz též tlakoměr nádobkový–násoskový, nádobka tlakoměru.

rtuťový tlakoměr konstruovaný tak, že do nádobky zcela zaplněné rtutí jsou vzduchotěsně zapuštěny svými dolními konci barometrická trubice a na svém horním konci otevřená krátká skleněná trubice o stejném průřezu, v níž se při měření vytváří krátký sloupec rtuti. Výška rtuťového sloupce je dána rozdílem výšky hladiny rtuti v barometrické a krátké trubici. Nádobka má vždy pohyblivé dno, jímž se při měření nastaví horní hladina rtuťového sloupce v krátké trubici tak, aby splynula s nulovým bodem stupnice tlakoměru. Jako tlakoměr nádobkový–násoskový je konstruován tzv. kontrolní tlakoměr (Wildův–Fuessův). Vzhledem k tomu, že konstrukce nádobkového–násoskového tlakoměru prakticky odstraňuje vliv kapilární deprese na údaje tlaku vzduchu, má tento barometr vyšší přesnost než např. staniční tlakoměr, a proto se dříve často používal jako cestovní přístroj při kalibraci na met. stanicích. Viz též tlakoměr nádobkový.

syn. tlakoměr kontrolní.

fázový přechod kapalné vody na led. Opakem mrznutí vody je tání sněhu nebo ledu. Viz též bod mrznutí, jádra mrznutí, teplo mrznutí latentní, voda přechlazená.

mlha tvořená přechlazenými vodními kapičkami při teplotách vzduchu často hluboko pod bodem mrazu. Protože absolutní vlhkost vzduchu je vyšší než při zmrzlé mlze, působí sychravým dojmem. Jelikož se skládá z přechlazených vodních kapiček, nepozorujeme při ní tzv. jiskření světla. Typickým projevem mrznoucí mlhy je tvoření námrazkových jevů, někdy velmi intenzivních. V letecké meteorologii je místo mrznoucí používáno adjektivum namrzající. Viz též mlha přechlazená.

déšť, jehož kapky okamžitě mrznou při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, které nejsou uměle zahřívány nebo ochlazovány. K mrznoucímu dešti dochází buď v důsledku přechlazeného deště dopadajícího na zemský povrch či na předměty, jejichž teplota je záporná nebo slabě nad 0 °C, nebo při dopadání nepřechlazených vodních kapek na zemský povrch či na předměty, jejichž teplota je výrazně záporná. Průvodním jevem mrznoucího deště je ledovka. V letecké meteorologii se místo „mrznoucí“ používá adjektivum „namrzající“. Viz též mrholení mrznoucí.

mrholení, jehož kapičky okamžitě mrznou při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, které nejsou uměle zahřívány nebo ochlazovány. Při mrznoucím mrholení dochází buď k namrzání přechlazených vodních kapek při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je záporná nebo slabě nad 0 °C, nebo k namrzání nepřechlazených vodních kapek okamžitě při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je výrazně záporná. Průvodním jevem mrznoucího mrholení je ledovka. V letecké meteorologii je místo mrznoucí používáno adjektivum namrzající.

částice v atmosféře, které mají vlastnosti vhodné k tomu, aby vyvolaly heterogenní nukleaci ledu v přechlazené vodě. Jako jádra mrznutí mohou působit i některá kondenzační jádra přítomná uvnitř vodních kapiček již při kladných teplotách. Kromě mrznutí na jádrech přítomných uvnitř kapek, může docházet i ke kontaktnímu mrznutí při zachycení jádra přechlazenou kapkou. Bez přítomnosti jader mrznutí by bylo možno většinu vodních kapiček v oblacích přechladit až na teploty kolem –40 °C, aniž by došlo k jejich zmrznutí.

syn. teplota mrznutí – v meteorologii označení pro bod tuhnutí nebo bod tání čisté vody při daném tlaku vzduchu. Je-li tento tlak roven normálnímu tlaku, je odpovídající teplota mrznutí rovna 0 °C a označuje se pak v české meteorologické literatuře jako bod mrazu. Tato hodnota teploty byla jako nulový bod zvolena při definování Celsiovy teplotní stupnice. Teplota mrznutí kapek v oblacích může být hluboko pod 0 °C vzhledem k existenci přechlazené vody.
Je třeba vzít také v úvahu, že oblačná voda může zahrnovat i kapky vodních roztoků solí, kyselin apod., jejichž teplota mrznutí je nižší než bod mrznutí čisté vody. Viz též jádra ledová.

syn. teplota tuhnutí – teplota, při níž dochází k fázovému přechodu dané látky ze skupenství kapalného do skupenství pevného při rovinném fázovém rozhraní. Ochlazujeme-li kapalinu, klesá postupně její teplota až k bodu tuhnutí. Další ochlazování je kompenzováno uvolňováním latentního tepla tuhnutí a teplota tuhnoucí látky zůstává rovna teplotě tuhnutí. Po úplném ztuhnutí veškeré kapaliny pak teplota vzniklé pevné fáze při dalším ochlazování klesá. Teplota tuhnutí závisí na tlaku. U většiny látek teplota tuhnutí s rostoucím tlakem roste, u ledu a několika dalších látek však s růstem tlaku klesá (viz regelace ledu). Čistý led při normálním tlaku má bod tuhnutí 0 °C (273,15 K). Při inverzní změně skupenství odpovídá bodu tuhnutí bod tání. V meteorologii se u fázových přechodů vody místo termínu bod tuhnutí vody používá termín bod mrznutí.
Podmínky pro tání, event. mrznutí mohou být ovlivněny tlakovými poměry v blanách povrchového napětí vody nebo ledu při velkém zakřivení povrchu fázového rozhraní mezi ledem a kapalnou vodou. S tím mj. souvisí existence přechlazené vody v případě oblačných kapiček vyskytujících se v přechlazené kapalné fázi mnohdy i hluboko pod teplotou 0 °C.

syn. bod mrznutí.

syn. bod tuhnutí.

viz teplo latentní.

viz teplo latentní.

tuhé padající srážky tvořené průhlednými ledovými srážkovými částicemi kulového nebo nepravidelného tvaru o průměru 5 mm nebo menším. Při dopadu na tvrdou zemi obvykle odskakují a při nárazu je slyšet šum. Zmrzlý déšť vzniká zmrznutím dešťových kapek nebo značně roztálých sněhových vloček v blízkosti zemského povrchu. Zmrzlý déšť se nevyskytuje v přeháňkách.

bílá usazenina zmrzlých kapek rosy; nemá krystalickou strukturu. Nesmí se zaměňovat s jíním.

záře, jež se objevuje na opačné straně oblohy než vychází nebo zapadá Slunce. Vzniká zpětným rozptylem a odrazem slunečních paprsků v atmosféře.

protiměsíc, viz kruh paraselenický.

syn. antiselenium – viz kruh paraselenický.

slabá světelná skvrna kruhového nebo oválného tvaru, která se objevuje za bezměsíčných jasných nocí v průzračném vzduchu na opačném místě oblohy než je Slunce. Jedná se pravděpodobně o Sluncem osvětlený kosmický prach vně zemské atmosféry, podobně jako u zvířetníkového světla.

protislunce, viz kruh parhelický.

syn. antihélium – viz kruh parhelický.

syn. počasí skutečné.

vítr vanoucí proti směru pohybu letadla, lodi apod. Z met. hlediska nemá charakter odb. termínu. Viz též vítr boční, vítr zádový.

syn. topoklima.

syn. klima reliéfové – typ klimatu, které se utváří pod vlivem georeliéfu, jeho aktivního povrchu a spolupůsobení antropogenních vlivů. Morfografie zemského povrchu dává klimatu specifické vlastnosti, jejichž vert. a horiz. rozsah závisí na přilehlých tvarech reliéfu. Prostorové vymezení topoklimatu je proto neurčité, stejně jako jeho postavení v soustavě členění klimatu. Topoklima v pojetí některých autorů je syn. místního klimatu. Termín navrhl C. W. Thornthwaite (1953). Viz též kategorizace klimatu, zóna svahová teplá.

syn. topoklimatologie.

syn. klimatologie terénní – část klimatologie zabývající se topoklimatem. Jejím cílem je posoudit, do jaké míry a jakým způsobem se v procesu geneze klimatu uplatňuje především reliéf povrchu a dále vyčleňování klimatických jednotek neboli klimatopů, zvláště na základě terénních klimatických (topoklimatologických) měření. Viz též měření meteorologické terénní ambulantní.

viz sníh barevný.

viz pozorování meteorologické reprezentativní, stanice meteorologická reprezentativní.

syn. rychlost vertikální zobecněná.

syn. rychlost větru generalizovaná – vertikální rychlost vyjádřená v souřadnicové soustavě se zobecněnou vertikální souřadnicí. V meteorologii se nejčastěji pracuje s vertikální rychlostí v p-systému.

členění Země nebo její části do regionů vymezených z hlediska geneze klimatu, zejména podle všeobecné cirkulace atmosféry. Tento způsob hrál významnou roli v minulosti, neboť na rozdíl od efektivní klasifikace klimatu nevyžaduje znalost hodnot klimatických prvků. Schematičnost genetických klasifikací však zároveň brání jejich detailnějšímu využití. K nejznámějším patří Flohnova klasifikace klimatu a Alisovova klasifikace klimatu.

klasifikace oblaků podle podmínek jejich vzniku. Podle klasické genetické klasifikace G. Stüveho se oblaky dělí na:
a) oblaky vzniklé jinde, než se vyskytují;
b) oblaky vzniklé v místě jejich výskytu, a to v důsledku konvekce, advekce a turbulence;
c) orografické oblaky, které se dále člení na oblaky vznikající v horských oblastech na návětrné, resp. závětrné straně, na oblaky vznikající nad pobřežím a na oblaky podmíněné teplotními či jinými kontrasty nad pevninou.
S touto klasifikací se v současné době setkáme jen zřídka. Běžně užívané je dělení na oblaky vrstevnaté a oblaky kupovité resp. konvekční a dále dělení na oblaky frontální a oblaky vznikající uvnitř vzduchové hmoty.

(gen) – označení oblaku, který vznikl transformací částí jiného, tzv. mateřského oblaku na oddělený samostatný oblak odlišného druhu.  Označení nově vytvořeného oblaku se pak skládá z názvu nového druhu, k němuž se připojuje adjektivum složené z názvu druhu mateřského oblaku a z komponentu genitus (gen). Podle druhu mateřského oblaku rozeznáváme Ci nebo Cs cirrocumulogenitus (ccgen), Ci, As, Cu nebo Cb altocumulogenitus (acgen), Sc nebo Cb altostratogenitus (asgen), Sc, St nebo Cb nimbostratogenitus (nsgen), Cu nebo Cb stratocumulogenitus (scgen), Ac, Ns, St, Sc  nebo Cb cumulogenitus (cugen) a Ci, Cc nebo St cumulonimbogenitus (cbgen).
Podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků ve verzi z roku 2017 je označení genitus  také součástí názvu zvláštních oblaků. Označení druhu vzniklého oblaku se potom doplní adjektivem flammagenitus (flgen), homogenitus (hogen), silvagenitus (sigen) nebo cataractagenitus (cagen). Viz též mutatus.

cyklona, která vzniká nad Janovským zálivem a sev. Itálií obvykle na studené frontě, jež postupuje od západu do oblasti Alp, kde se začíná vlnit. Vznik zvlněné fronty je způsoben tím, že údolím řeky Rhóny proniká od severu nad Janovský záliv studený vzduch, zatímco postup studeného vzduchu nad záp. část Pádské nížiny brzdí horský hřeben jz. Alp. Janovská cyklona postupuje v některých případech na sv. a vyvolává na části území ČR dlouhotrvající vydatné srážky. Viz též situace Vb.

syn. výška dynamická.

třídění tryskového proudění podle oblasti výskytu. V troposféře rozlišujeme tryskové proudění rovníkové, subtropické a mimotropické, z nichž poslední ještě dále dělíme na tryskové proudění mírných šířek neboli tryskové proudění polární fronty a tryskové proudění arktické. Tryskové proudění se vyskytuje také ve stratosféře s osou nad tropopauzou a lze jej též pozorovat ve všech zeměpisných šířkách.

rozdělení vzduchových hmot podle geogr. polohy ohniska vzniku vzduchové hmoty. Někteří autoři rozlišují pouze dvě vzduchové hmoty, totiž polární vzduch a tropický vzduch, oddělené polární frontou. Častěji se dále vymezuje arktický vzduch (na jižní polokouli antarktický), oddělený arktickou, resp. antarktickou frontou; polární vzduch je pak označován jako vzduch mírných šířek. V rámci tropického vzduchu je někdy vyčleňován ekvatoriální vzduch, avšak představa tropické fronty na jeho okraji není relevantní. Kromě ekvatoriální se ostatní vzduchové hmoty dále dělí podle toho, kde nabývají své charakteristické vlastnosti, na vzduch pevninský a vzduch mořský. Viz též klasifikace klimatu Alisovova.

třídění tryskového proudění podle oblasti výskytu. V troposféře rozlišujeme tryskové proudění rovníkové, subtropické a mimotropické, z nichž poslední ještě dále dělíme na tryskové proudění mírných šířek neboli tryskové proudění polární fronty a tryskové proudění arktické. Tryskové proudění se vyskytuje také ve stratosféře s osou nad tropopauzou a lze jej též pozorovat ve všech zeměpisných šířkách.

klimatotvorný faktor podmíněný heterogenitou přírodního prostředí Země v různých měřítkách, která se odrážejí v kategorizaci klimatu. Pro utváření makroklimatu je určující zeměp. šířka, rozložení pevniny a oceánů, uspořádání všeobecné cirkulace atmosféry a systém oceánských proudů. V menším prostorovém měřítku se uplatňuje vliv nadm. výšky, tvarů zemského reliéfu a krajinného pokryvu. Mezi geografické klimatotvorné faktory můžeme rovněž řadit složení atmosféry Země, na které epizodicky působí zemský vulkanizmus.

syn. obzor ideální – obzor, v němž se obloha zdánlivě setkává s hladinou konstantní nadmořské výšky, v níž leží místo pozorování; v nulové nadmořské výšce můžeme tuto hladinu ztotožnit s klidnou mořskou hladinou. Vlivy šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře přitom nejsou uvažovány. Aby bylo možné geometrický obzor vymezit, musíme uvažovat nenulové převýšení očí pozorovatele oproti nadmořské výšce místa. Geometrický obzor pak má přibližně tvar kružnice, jejíž poloměr se zvětšuje s velikostí převýšení. Uvažujeme-li Zemi jako kouli o poloměru 6378 km, můžeme pro výpočet poloměru kružnice geometrického obzoru r v km použít přibližný vzorec
$r\approx \sqrt{13h},$
kde h je v metrech vyjádřené převýšení očí pozorovatele oproti danému místu.

druh efektivní klasifikace klimatu podle hlavních činitelů, které v daných klimatických podmínkách modelují tvary zemského povrchu. Tyto tvary jsou tedy do určité míry indikátorem klimatu, v němž se vyvíjejí. Příkladem je klasifikace A. Pencka (1910), který si z tohoto hlediska všímal srážek a dalších prvků hydrologické bilance. Rozlišil tak tři hlavní skupiny klimatických typů: humidní klima, aridní klima a nivální klima.

syn. potenciál zemské tíže – potenciál spojený s tíhovým polem Země. Je ekvivalentní potenciální energii vzduchové částice o jednotkové hmotnosti vzhledem ke zvolené nulové geopotenciální hladině, kterou ztotožňujeme se stř. hladinou moře. Číselně je roven práci vykonané proti působení síly zemské tíže při zvednutí jednotkové hmotnosti ze stř. hladiny moře do hladiny, k níž geopotenciál vztahujeme. Geopotenciál $\Phi$ je spojen s geometrickou výškou z vztahem
$\Phi ={\int }_0^{z}gdz$
kde g je velikost tíhového zrychlení. Viz též hladina ekvipotenciální, výška geopotenciální.

syn. geopotenciál.

hladina (plocha) konstantního geopotenciálu. Viz též hladina ekvipotenciální.

syn. hladina geopotenciální.

potenciální energie daného tělesa nebo systému v poli zemské tíže. Je určena až na aditivní konstantu, která je dána volbou nulové energetické hladiny. V meteorologii je touto hladinou zpravidla zemský povrch nebo střední hladina moře. Geopotenciální energie jednotkové hmotnosti vzduchu představuje geopotenciál.

hladina (plocha) konstantního geopotenciálu. Viz též hladina ekvipotenciální.

výška vyjádřená v geopotenciálních metrech. Je rovná geometrické výšce v místech, kde má tíhové zrychlení hodnotu přesně 9,8 m.s^–2.

jednotka geopotenciální výšky definovaná vztahem:
$H_{gpm}=\frac{1}{9.8}{\int }_0^{z}gdz,$
kde H je výška v geopotenciálních metrech, z výška v geometrických metrech a g velikost místního tíhového zrychlení. Vztah mezi geopotenciálním metrem a geometrickým metrem lze vyjádřit ve tvaru
1 geopotenciální metr = 9,8/g geometrických metrů.
Geopotenciální metr je v meteorologii běžně užívanou jednotkou výšky, která se rovná geometrickému metru na místech, kde je tíhové zrychlení přesně rovno 9,8 m.s^–2. V geopotenciálních metrech se např. uvádějí výšky na mapách barické topografie a užívá se ho v mezinárodní standardní atmosféře ICAO. Viz též metr dynamický.

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

neurčitý pojem, který označuje buď pevnou část planety Země, nebo její svrchní část (syn. litosféra), případně souborně všechny nebo jednotlivé její obaly, tedy litosféru, pedosféru, hydrosféru, biosféru a atmosféru, k nimž někdy řadíme i kryosféru.

meteorologická družice na geostacionární dráze. Parametry geostacionární dráhy (kruhová dráha o poloměru 42 168 km, jejíž rovina je totožná s rovinou zemského rovníku) zajišťují, že družice zdánlivě „visí“ ve výšce přibližně 35 790 km nad pevným místem na zemském povrchu. Mezi geostacinární meteorologické družice patří mj. družice Meteosat a GOES.

nepřesné (zkrácené) označení geostacionární meteorologické družice.

advekce vyvolaná geostrofickým větrem.

graf pro určení rychlosti geostrofického větru ze vzdálenosti izobar, popř. izohyps na přízemních nebo výškových synoptických mapách v závislosti na zeměpisné šířce. Měřítko geostrofického větru bývá vyznačeno na okrajích některých synop. map. Dříve se používalo i v podobě přenosné pomůcky nazývané geostrofické pravítko.

syn. vítr geostrofický.

vert. složka vorticity rychlosti geostrofického větru. Pole geostrofické rel. vorticity je úzce spjato s rozložením tlakových útvarů v atmosféře.

viz 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 v_g určujeme v z-systému ze vztahu
$v_g=-\frac{1}{\rho \lambda }{\nabla }_{H}p\times k,$
v němž λ značí Coriolisův parametr, ρ hustotu vzduchu,${\nabla }_{H}p$ 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.

meteorologická družice, jejíž oběžná doba je totožná s dobou rotace Země. Termín se často nesprávně zaměňuje s pojmem meteorologická družice geostacionární.

převrácená hodnota geotermického gradientu, tj. vert. vzdálenost v zemské kůře odpovídající změně teploty o 1 K. Velikost geotermického stupně je přibližně 33 m/K, přesná hodnota závisí na geol. stavbě a petrografickém složení litosféry pod aktivní vrstvou, tj. v takové hloubce pod zemským povrchem, kde se již neprojevují met. vlivy.

vertikální teplotní gradient v litosféře pod její povrchovou vrstvou, do které ještě zasahuje vliv tepelné bilance zemského povrchu, tedy v hloubkách od cca 20 m. Geotermický gradient se obvykle vyjadřuje jako změna teploty s rostoucí hloubkou; činí přibližně 3 K na 100 m. Viz též stupeň geotermický.

část tlakového pole atmosféry, v níž mají izobary přibližně přímkový průběh. I. p. se někdy považují za druh tlakového útvaru.

rozdíl mezi údajem přístroje po vyloučení všech systematických rušivých vlivů a správnou hodnotou měřené veličiny. Viz též kalibrace meteorologických přístrojů.

čichové počitky vyvolané přítomností jedné nebo více těkavých příměsí v atmosféře, obvykle v nízkých koncentracích, nicméně převyšujících práh citlivosti čichového ústrojí. Příjemné pachy jsou označovány jako vůně, nepříjemné pachy jako zápachy.

aerostatická vztlaková síla směřující proti síle zemské tíže a rovnající se rozdílu tíhy vzduchu vytlačeného balonem o objemu V a tíhy plynu, kterým je tento balon naplněn. Její velikost F vyplývá z Archimédova zákona:
$F=V\left(\rho -{\rho }_n\right)g,$
kde ρ je hustota vzduchu, ρ_n hustota plynu v balonu a g velikost tíhového zrychlení.

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.

1. úhrnný tlak směsi plynů, který je součtem parciálních tlaků jednotlivých složek směsi;
2. součet dynamického tlaku a statického tlaku v proudících tekutinách. V meteorologii se měří jako jedna z tlakových veličin snímaných čidlem aerodyn. anemometru. Odečtením statického tlaku od celkového tlaku v převodníku anemometru lze pak získat dynamický tlak.

v meteorologii obvykle úhrn potenciální a vnitřní energie ve vertikálním sloupci atmosféry nebo v atmosféře jako celku. Pojem v tomto smyslu zavedl M. Margules v roce 1903.

celková hmotnost atmosféry Země je podle A. Ch. Chrgiana (1978) 5,157 . 10¹⁸ kg, podle F. J. Monkhouse (1974) 5,9 . 10¹⁸ kg. Zejména první z těchto dvou údajů dobře odpovídá dnes uváděným hodnotám. Hmotnost atmosféry tvoří přibližně jednu milióntinu hmotnosti Země (5,98 . 10²⁴ kg). Vzhledem k tomu, že tlak a hustota vzduchu s výškou rychle klesají, ve vrstvě od 0 do 5,5 km se vyskytuje přibližně 50 %, ve vrstvě od 0 do 11 km 75 % a ve vrstvě od 0 do 36 km 99 % celkové hmotnosti atmosféry. V horních vrstvách ovzduší nad 36 km se tedy vyskytuje jen asi 1 % celkové hmotnosti atmosféry.

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.

málo používaný název pro úhrn vlastního záření Země a slunečního záření odraženého Zemí.

nevh. syn. pro globální sluneční záření.

syn. evapotranspirace.

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.

nesprávný název pro půdu s rel. vysokým obsahem vody, který se blíží max. vodní kapacitě půdy po nadměrném zavlažení shora srážkami.

pára sytá – plynná fáze dané látky, nalézající se ve stavu termodynamické rovnováhy s kapalnou (v případě sublimace s pevnou) fází téže látky při rovinném tvaru fázového rozhraní. Za této rovnováhy je tok molekul směřující přes fázové rozhraní z kapalné (pevné) do plynné fáze stejně velký jako tok opačný. Vztah mezi tlakem nasycené páry a teplotou udává Clausiova–Clapeyronova rovnice. Na fázovém diagramu je vztah mezi tlakem a teplotou nasycené páry zobrazen křivkou vypařování, nazývanou též křivka nasycených par. V meteorologických aplikacích jde zpravidla o nasycenou vodní páru a v praxi se pro přibližné vyjádření závislosti jejího tlaku na teplotě používá např. Magnusův vzorec. Při teplotách pod teplotou trojného bodu rozlišujeme nasycenou vodní páru nad povrchem přechlazené vody a nasycenou vodní páru nad ledem.
U zakřiveného rozhraní fází vzniká složitější situace. Pro kladné zakřivení fázového rozhraní (např. u vodních kapiček) při dané teplotě roste tlak nasycené páry se zvětšujícím se zakřivením. Při záporném zakřivení (např. tvar vodní hladiny v kapiláře se stěnami smáčitelnými vodou) je tomu naopak. Příslušné kvantitativní vyjádření této závislosti poskytuje Thomsonův vztah. U vodních roztoků závisí tlak nasycené vodní páry též na koncentraci příměsi a u disociovaných roztoků (elektrolytů) na jejím druhu. Příslušnou závislost udává Raoultův zákon. Uvedené skutečnosti mají podstatný význam ve fyzice oblaků a srážek, zejména pak v mikrofyzice oblaků a srážek.

syn. pára nasycená.

viz též formule, rovnice, věta, vztah.

syn. zákon Boyleův, zákon Mariotteův – zákon, podle něhož tlak plynu dané hmotnosti je při stálé teplotě nepřímo úměrný jeho objemu, neboli součin tlaku a objemu plynu je při stálé teplotě konstantní. Platí tedy
$p\mathrm{\&ThickSpace;}.\mathrm{\&ThickSpace;}V=\text{konst<mo>,</mo>}$
kde p je tlak a V objem daného plynu. Boyleův–Mariotteův zákon platí přesně pro ideální plyn a s dostatečnou přesností pro většinu plynů při běžných hodnotách teploty a tlaku. Při vysokých tlacích a ve stavu blízkém zkapalnění vykazují všechny plyny značné odchylky od uvedeného zákona (stlačují se méně). Termodyn. děj probíhající přesně podle Boyleova–Mariotteova zákona se nazývá izotermický děj. Zákon má časté uplatnění v termodynamice atmosféry. Boyleův–Mariotteův zákon, který se stal známým r. 1662, původně objevili R. Boyle a jeho žák R. Townley pro vzduch. Nezávisle na nich byl znovu objeven a zobecněn E. Mariottem r. 1679. Viz též zákon Charlesův, zákon Gay-Lussacův, rovnice stavová.

zákon o roztažnosti plynů, podle něhož se objem plynu dané hmotnosti při stálém tlaku, tj. při izobarickém ději, mění lineárně s teplotou. Lze jej vyjádřit vztahem
$V_T=V_0(1+\alpha T)$
kde V_T značí objem plynu při teplotě T ve °C, V₀ objem plynu při teplotě 0 °C a α je koeficient objemové roztažnosti, který má pro ideální plyn hodnotu 1/273,16 = 0,003 660 99 °C^–1. Vyjádříme-li v uvedeném vztahu teplotu v K, lze Gay-Lussacův zákon uvést ve tvaru
$\frac{V_T}{V_0}=\frac{T}{T_0},$
kde T₀ značí teplotu 273,15 K. Platnost Gay-Lussacova zákona je pro reálné plyny pouze přibližná a plyny se jím řídí tím lépe, čím menší mají hustotu. Odchylky od něho jsou však zpravidla malé, např. pro atm. vzduch pokud není nasycen vodní párou, lze Gay-Lussacův zákon použit s dostatečnou přesností. Kombinací Gay-Lussacova zákona se zákonem Boyleovým–Mariotteovým lze odvodit stavovou rovnici ideálního plynu, která patří k základním vztahům v termodynamice atmosféry. Uvedený zákon objevil J. L. Gay-Lussac v r. 1802. Viz též zákon Charlesův.

syn. cela uzavřená.

syn. buňka uzavřená – konvektivní buňka s vertikální osou, která má ve svém středu výstupný proud tvořící oblak; kompenzační sestupné pohyby se vyskytují na její periferii a tvoří bezoblačné okolí. Uzavřené cely vytvářejí víceméně pravidelně uspořádané prostorové struktury kupovité oblačnosti, které lze pozorovat na snímcích z meteorologických družic. Viz též cela otevřená.

vrstva sněhu nebo ledu, která přímo nebo nepřímo vznikla v důsledku tuhých srážek (sníh, kroupy, sněhové krupky, sněhová zrna, zmrzlý déšť, námrazové krupky, náledí, zmrazky; nikoliv však ledovka na zemi). Pokrývá-li celková sněhová pokrývka v daném termínu méně než polovinu plochy reprezentativního okolí stanice, jedná se o nesouvislou sněhovou pokrývku. Je-li půda na pozemku stanice a jejím reprezentativním okolí pokryta alespoň z poloviny sněhovou pokrývkou, jedná se o souvislou sněhovou pokrývku, u které se měří výška celkové sněhové pokrývky s přesností na celé cm. Je-li výška souvislé sněhové pokrývky menší než 0,5 cm, hovoříme o sněhovém poprašku. Viz též měření sněhové pokrývky.

syn. potenciál rychlostní.

syn. potenciál divergenční – skalární funkce φ, popisující pole divergentního nevírového horiz. proudění v atmosféře, definovaná až na aditivní konstantu vztahy:
$v_x=\frac{\partial \phi }{\partial x},v_y=\frac{\partial \phi }{\partial y}.$
kde v_x a v_y značí složku x a y rychlosti proudění. Používá se v dynamické meteorologii k vyjádření nevírových složek rychlosti proudění zejména ve vztazích odvozených z pohybových rovnic.

syn. záření sluneční rozptýlené.

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

viz záření sluneční rozptýlené.

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

syn. bouřka blízká – označení pro bouřku blízkou, pokud je detekována pozorovatelem meteorologické stanice. Viz též hrom.

1. soubor el., opt. a akust. jevů, které doprovázejí výskyt blesků. Bouřky se vyskytují v oblacích druhu cumulonimbus, případně cumulus congestus a nimbostratus a jsou součástí konvektivní bouře. Podle synoptické situace, při níž se konv. bouře vyvíjejí, dělíme bouřky neformálně na bouřky frontální a bouřky uvnitř vzduchové hmoty (nefrontální). Frontální bouřky rozdělujeme na bouřky studené fronty a bouřky teplé fronty. U bouřek uvnitř vzduch. hmoty bereme v úvahu i další příčiny vývoje bouřky a rozlišujeme bouřky kvazifrontální, advekční a orografické. Bouřky dále označujeme podle doby a místa vzniku, pohybu, vzdálenosti od místa pozorování, intenzity projevů atd;
2. místně a časově omezená oblast konv. bouře, v níž se vyskytují elektrické blesky doprovázené hřměním. Pro pozorování bouřek na pozemních met. stanicích je podstatné přímé pozorování blesků a slyšitelnost hřmění.
3. Často se vyskytující nevhodné synonymum či hovorové označení pro konv. bouři.
Viz též blýskavice, hrom, intenzita bouřky, intenzita bouřkové činnosti, pozorování bouřek, izobronta, elektřina bouřková, předpověď konvektivních bouří.

zjišťování výskytu bouřek popř. blýskavic na meteorologických stanicích, při němž se kromě časových údajů zaznamenává vzdálenost od stanice, intenzita a tah bouřky, hlavní náraz větru a srážky. Za začátek bouřky na stanici považujeme okamžik, kdy byl poprvé slyšet hrom bez ohledu na to, zda bylo či nebylo vidět blesky nebo zda se na stanici vyskytly srážky. Není-li hřmění slyšitelné, mluvíme o blýskavici. Za konec bouřky považujeme okamžik posledního slyšitelného zahřmění, jestliže po dobu 10 až 15 minut od tohoto okamžiku již hřmění nebylo slyšet. Pro klimatologické účely se rozlišuje bouřka na stanici (blízká) a bouřka vzdálená. K určování vzdálenosti bouřky od stanice se využívá rychlost zvuku. V praxi se uvažuje vzdálenost 1 km, jestliže od zablesknutí do zahřmění uběhnou 3 s. Viz též detekce blesků.

doba od prvního do posledního zahřmění. V pozorovatelské praxi se považuje za konec bouřky, neozve-li se hrom po dobu 10 až 15 min. Bouřka nejčastěji trvá 0,2 až 0,3 h, může však trvat i několik hodin. Viz též pozorování bouřek, mapa izobront, mapa izoceraunická, den s bouřkou.

elektřina vzniklá v oblaku druhu cumulonimbus v důsledku elektrické indukce, vzájemných srážek a tříštění vodních kapek a krystalků ledu, fázových přechodů vody, vert. pohybů v oblaku apod. Při vzniku bouřkové elektřiny nemusí být nosičem nábojů jen voda v různých fázích, mohou jím být i zrnka písku při písečných bouřích nebo rozžhavené částice zeminy vyvržené s popelem při sopečných výbuších.
V oblaku druhu cumulonimbus existují zpravidla dvě zákl. centra el. nábojů opačné polarity (kladné v horní části oblaku a níže ležící záporné centrum) s velkou koncentrací náboje a jedno rel. malé, obvykle kladné centrum v základně oblaku. El. struktura Cb se může zjevně měnit v procesu jeho rozvoje. Mechanismus separace nábojů podle polarity a vytváření nábojových center popisuje několik teorií. Jeden z hlavních mechanismů vzniku bouřkové elektřiny je založen na slabých termoelektrických vlastnostech ledu. Větší ledové částice intenzivně zachytávají přechlazené kapičky vody, které na jejich povrchu při teplotách pod bodem mrazu rychle namrzají a uvolňováním latentního tepla mrznutí je pak povrch těchto větších ledových částic udržován na poněkud vyšší teplotě než povrch malých ledových částic, jež přechlazené kapky prakticky nezachycují, neboť se s nimi vzájemně obtékají v důsledku přibližně shodných rozměrů. Při nárazech a odrážení malých částic na větších ledových částicích pak termoelektricky dochází k výměně el. náboje tak, že rychle narůstající větší (a na svém povrchu teplejší) ledové částice se nabíjejí záporně a malé částice kladně. Druhý z hlavních mechanismů se může uplatnit tehdy, jestliže proces zachycování přechlazených kapek vody na větších částicích ledu je při teplotách pod bodem mrazu natolik intenzivní, že se na povrchu těchto částic vytváří přechodná (postupně namrzající) obalová vrstva přechlazené vody. Vlivem přítomnosti zejména iontů solí dochází pak k výměně elektrického náboje tak, že pevné ledové jádro se nabíjí záporně a obalová vrstvička přechlazené vody kladně. Při zpětném odstřikování kladně nabité přechlazené vody zpět do okolního vzduchu se narůstající komplex ledu s namrzajícím přechlazeným vodním obalem nabíjí záporně, zatímco kladný náboj je vynášen do okolního vzduchu. U obou právě zmíněných mechanismů se shodně větší a narůstající částice ledu nabíjejí záporně, zatímco kladný náboj je vynášen do okolního vzduchu malými elementy. V tíhovém poli Země pak dochází ke gravitačnímu oddělování a formování horního (dolního) centra záporného (kladného) elektrického náboje. Celkový náboj bouřkového oblaku se řádově udává ve stovkách až tisících coulombů. Elektrický gradient pod „zralým“ bouřkovým oblakem dosahuje u země hodnot 10–20 kV.m^–1. Za podmínky dostatečné lokální předionizace vzduchu, která dle současných znalostí souvisí zejména s působením tzv. ubíhajících elektronů, pak mohou vznikat výboje blesků. Viz též separace elektrického náboje v oblacích.

intenzita a četnost el. výbojů blesků bouřky na stanici nebo vzdálené bouřky, nikoliv však intenzita průvodních jevů, jako jsou srážky, húlava nebo rychlost nárazů větru. Rozlišuje se bouřka slabá, mírná a silná, přesná kritéria pro určování intenzity bouřky nejsou stanovena. Viz též intenzita bouřkové činnosti.

parametr stanovený z dlouhodobého pozorování bouřek, vycházející z prům. počtu dní s bouřkou (s bouřkou na stanici nebo vzdálenou bouřkou) za rok, nebo z prům. doby trvání bouřek v hodinách za rok. Intenzita bouřkové činnosti je zákl. charakteristikou pro stanovení četnosti škod na techn., zejména elektrotechnických zařízeních. Pro tyto účely se používá k vyjádření intenzity bouřkové činnosti ještě dalších upřesňujících údajů, jako jsou prům. počet blesků mezi oblakem a zemi směřujících do země (n.rok^–1.km^–2) a prům. počet blesků mezi oblaky se stejným rozměrem. Ke stanovení těchto parametrů, které jsou časově značně proměnlivé, se užívá systémů detekce blesků. Za min. dobu pozorování se považuje desetileté období. Viz též mapa izobront, mapa izoceraunická, intenzita blesků do země, intenzita blesků mezi oblaky.

náhlý vzestup tlaku vzduchu na barogramu v souvislosti s průchodem húlavy. Nejčastější případy bouřkového nosu dosahují vzestupu 1 až 3 hPa, ojediněle i více během několika min. Před výskytem bouřkového nosu bývá zpravidla zaznamenáno minimum tlaku vzduchu, ve výjimečných případech však tlak po přechodném náhlém vzestupu klesá i pod tuto hodnotu a záznam na barografu vypadá jako časová značka. Tyto případy prudkého vzestupu tlaku vzduchu s následným poklesem zpravidla souvisí s přechodem bouřkových anticyklon. Převážná většina bouřkových nosů se vyskytuje při přechodu studených front druhého druhu s výraznými projevy frontálního počasí, a to zejména silným větrem současně s náhlým poklesem teploty vzduchu.

charakteristický den, v němž byla na dané meteorologické stanici zaznamenána bouřka, a to bouřka blízká nebo vzdáená. Den, v němž byla pozorována pouze blýskavice, není tedy do dnů s bouřkou započítáván.

(Cb) [kumulonimbus] – jeden z 10 druhů oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Je charakterizován jako mohutný a hustý oblak velkého vert. rozsahu v podobě hor nebo obrovských věží. Alespoň část jeho vrcholu je obvykle hladká, vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá; tato část se často rozšiřuje do podoby kovadliny nebo širokého chocholu. Pod základnou oblaku, obvykle velmi tmavou, se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, avšak nemusí s Cb souviset, a srážky, někdy jen jako virga. Na vývoj Cb jsou vázány bouřky, avšak Cb může existovat, aniž bouřka vznikne.
Vert. rozsah Cb je vždy alespoň několik km, někdy může vrcholek Cb prorůst i tropopauzou. Cb je obvykle komplexem jednoduchých cel, řidčeji se skládá z cely jediné. Vzniká působením intenzivní konvekce, nejčastěji na studených frontách nebo čarách instability. Může se vyvinout i uvnitř homogenní instabilní vzduchové hmoty, často za spolupůsobení orografických faktorů. Pro el. strukturu Cb je charakteristický výskyt centra záporného náboje v dolní a kladného náboje v horní části oblaku. Kromě toho bývá pozorováno i podružné centrum kladného náboje v oblasti základny, které je však vázáno na vypadávání srážek. Cb se v letectví pokládá za nebezpečný jev, neboť se v něm vyskytují výstupné a sestupné vzdušné proudy, které dosahují rychlostí až desítky m.s^–1, intenzivní turbulence, námraza, el. výboje a kroupy často velkých rozměrů.
Cb lze dále klasifikovat podle tvaru jako calvus či capillatus. Cb nemá odrůdy, můžeme však u něj klasifikovat zvláštnosti praecipitatio, virga, incus, mamma, arcus, tuba , murus, cauda a průvodní oblaky flumen, pannus, pileus a velum. Viz též elektřina bouřková, rozsah oblaku vertikální, průnik cumulonimbů do stratosféry, informace SIGMET, náboj bouřkového oblaku, moment dipólu bouřkového oblaku, bouře konvektivní, elektrony ubíhající.

lidové označení pro cumulonimbus.

1. ve starší terminologii užívané označení jednoduché cely;
2. v radarové meteorologii užívané označení oblasti zvýšené efektivní radarové odrazivosti, která indikuje výskyt konvektivních srážek.

označení pro konvektivní srážky, které vypadávají z oblaků druhu cumulonimbus při bouřce. Typickými bouřkovými srážkami jsou intenzivní deště, někdy doprovázené krupkami nebo kroupami. Vyskytují se především v letním období a způsobují škody zejména v zemědělství. Viz též krupobití, intenzita srážek, přeháňky, déšť přívalový.

kolísání ionosféry způsobené gravitačním vlivem Měsíce a gravitačním i radiačním vlivem Slunce.

syn. energie volná Gibbsova – termodynamický potenciál používaný v meteorologii především ve fyzice oblaků a srážek. Je definován výrazem
$G=F+pV=H-TS=U-TS+pV,$
kde F značí volnou energii dané termodyn. soustavy, H entalpii, U vnitřní energii, S entropii, T teplotu v K, p tlak a V objem. Gibbsův termodynamický potenciál zůstává konstantní při vratných dějích, které jsou izobarické a současně izotermické, tzn. že se nemění např. při fázových přechodech.

syn. energie volná Gibbsova – termodynamický potenciál používaný v meteorologii především ve fyzice oblaků a srážek. Je definován výrazem
$G=F+pV=H-TS=U-TS+pV,$
kde F značí volnou energii dané termodyn. soustavy, H entalpii, U vnitřní energii, S entropii, T teplotu v K, p tlak a V objem. Gibbsův termodynamický potenciál zůstává konstantní při vratných dějích, které jsou izobarické a současně izotermické, tzn. že se nemění např. při fázových přechodech.

syn. vztah Thomsonův.

syn. potenciál Gibbsův.

místní název pro pouštní vítr převážně jv. a již. směru v Tunisku a Libyi.

viz úkazy přechodné světelné.

syn. oblak orografický.

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

oteplení nižších vrstev atmosféry v důsledku selektivní absorpce záření, konkrétně schopnosti atmosféry propouštět většinu slunečního krátkovlnného záření k zemskému povrchu a pohlcovat dlouhovlnné záření zemského povrchu. Dlouhovlnné záření v atmosféře pohlcují tzv. skleníkové plyny, především vodní pára (asi z 60 %), oxid uhličitý (přibližně 26 %), dále metan, oxid dusný a další plyny (ozon, freony…). Tím se atmosféra ohřívá a předává zpětným zářením energii k zemskému povrchu, což vede ke zmenšování efektivního vyzařování zemského povrchu, a tedy snížení jeho radiačního ochlazování. Analogické poměry jsou ve sklenících a pařeništích, kde tomu ale není primárně v důsledku selektivní propustnosti skla pro krátkovlnné a dlouhovlnné záření, ale spíše z důvodu izolovaného prostoru, který brání mechanické ventilaci tepla. Viz též klima skleníkové, mitigace.

kapalinový teploměr, z jehož skleněné nádobky je teploměrná kapalina při vzrůstu teploty vytlačována do skleněné trubičky kapilárního průřezu, pevně spojené se stupnicí. V meteorologii se používal jako teploměr staniční, maximální, minimální, půdní, Sixův, „ataché", jako hypsometr, katateploměr a teploměr aspiračního psychrometru.

souvislá, zpravidla homogenní průhledná ledová vrstva, která vzniká při mrznoucím mrholení nebo mrznoucím dešti, buď zmrznutím přechlazených vodních kapek při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je záporná nebo slabě nad 0 °C, a nebo zmrznutím nepřechlazených vodních kapek okamžitě při dopadu na zemský povrch nebo na předměty, jejichž teplota je výrazně záporná. Ledovka se tvoří na vodorovných a svislých či šikmých plochách, na větvích i kmenech stromů, na drátech, tyčích, na povrchu země, na chodnících, vozovkách atd. Při déletrvajících podmínkách, vhodných pro její vytváření, může vrstva ledu dosáhnout tloušťky několika cm. Měrná hmotnost ledovky bývá 700 až 900 kg.m^–3. Ledovka na zemi se nesmí zaměňovat s náledím. V letecké meteorologii je místo „mrznoucí“ používáno adjektivum „namrzající“. Viz též led černý.

ledová vrstva pokrývající zemi, která vzniká:
a) jestliže nepřechlazené dešťové kapky nebo kapky mrholení později na zemi zmrznou;
b) jestliže voda z úplně nebo částečně roztátého sněhu na zemi opět zmrzne;
c) jestliže při provozu vozidel na silnicích a cestách sníh zledovatí.
Formy náledí b) a c) bývají označovány termínem zmrazky. Na rozdíl od ledovky se na vzniku náledí nepodílejí přechlazené vodní kapičky.

syn. doba ledová – období relativního nárůstu zalednění na Zemi. V geol. minulosti nastal tento jev vícekrát, kvazi-periodicky se opakoval v rámci kvartérního klimatického cyklu. Tehdy průměrná teplota vzduchu u povrchu Země klesala až o 10 °C oproti současnosti. Docházelo k mohutnému rozvoji zalednění, především k postupu pevninských ledovců, k periglaciálním jevům a k výraznému poklesu mořské hladiny o více než 100 metrů oproti interglaciálům. V drsném a suchém kontinentálním klimatu v blízkosti pevninských ledovců se šířila step a tundra, probíhalo intenzívní zvětrávání a rozvíjela se geol. činnost větru (eolická činnost).
Nejrozsáhlejší doby ledové pravděpodobně nastaly v daleké geologické minulosti Země, v době proterozoika.

syn. glaciál.

označení W. H. Hobbse (1926) pro anticyklonu v oblasti Antarktidy nebo Grónska. Podle něho jsou obě tyto velmi stálé glaciální anticyklony póly atmosférické cirkulace. Intenzívní anticyklonální proudění a roztékání studeného vzduchu na jejích okrajích je podmíněno nejen studeným aktivním povrchem ledových a sněhových hmot, nýbrž i značným vert. rozsahem obou anticyklon. Pozdější výzkumy však ukázaly nesprávnost této hypotézy, především u anticyklony nad Grónskem, která je poměrně málo stálá a malého plošného rozsahu. Pojem glaciální anticyklona je vhodnější pro výskyt vysokého tlaku vzduchu nad Antarktidou. Viz též anticyklona antarktická, anticyklona arktická.

klima zaledněných oblastí, viz klima trvalého mrazu. Viz též glaciál.

syn. čára firnová.

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

viz též vzorec.

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

trvale mohutná hmota pevninského ledu, vzniklá postupným hromaděním sněhu nebo jiných tuhých srážek a jejich přeměnou na firn a posléze na led. Hlavní roli přitom hraje tlak nadložních vrstev a zpětné mrznutí tavné vody.

vědní obor zabývající se vztahy mezi zaledněním a klimatem. Studuje podmínky vzniku a rozvoje ledovců v závislosti na klimatických podmínkách a klimatických změnách. Viz též kryosféra.

syn. 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.

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

proces změny klimatu, při kterém dochází v globálním měřítku dlouhodobě k poklesu průměrné teploty a jehož intenzita se v různých oblastech může lišit. V minulosti se jednalo obvykle o fáze nástupu dob ledových v paleoklimatických cyklech, ale např. i pokles globální průměrné teploty o 0,3 °C v období 1958 až 1965 bývá označován jako globální ochlazení. Opakem je globální oteplování. Viz též cyklus klimatický kvartérní, stmívání globální.

proces změny klimatu, při kterém dochází v globálním měřítku dlouhodobě k nárůstu průměrné teploty a jehož intenzita se v různých oblastech může lišit. Často se globálním oteplováním rozumí antropogenní změna klimatu, tedy složka současných změn klimatu způsobená zesílením skleníkového efektu emisemi skleníkových plynů vyvolaných lidskou činností. Opakem je globální ochlazování. Viz též adaptace, mitigace, Mezivládní panel pro změnu klimatu.

znečištění ovzduší přírodního i antropogenního původu, ovlivňující atmosférické procesy v planetárním měřítku. Příkladem může být znečištění spodní stratosféry částicemi vulkanického původu po velkých sopečných erupcích. Jiným příkladem globálního znečištění ovzduší je růst koncentrace CO₂ v atmosféře, který je ve světovém měřítku prokazatelný od 19. století, čímž se snižuje propustnost atmosféry pro dlouhovlnné záření.

(GOS, z angl. Global Observing System) – jeden z prvků Světové služby počasí, který slouží ke koordinaci meteorologických pozorování v celosvětovém měřítku. Jeho základními složkami jsou pozemní a námořní meteorologické stanice, a to přízemní i aerologické, dále letadlová meteorologická měření a nejrůznější druhy distančních meteorologických měření. Globální pozorovací systém zahrnuje také měření k Zemi přicházejícího slunečního záření, měření přílivu apod.

(GDPFS, z angl. Global Data Processing and Forecasting System) – jeden z prvků Světové služby počasí. Jeho cílem je zabezpečit dostupnost met. analýz a předpovědí pro všechny členské státy Světové meteorologické organizace prostřednictvím světových meteorologických center, regionálních specializovaných meteorologických center a národních meteorologických center. Funkce systému v reálném čase jsou příprava dat před vlastním zpracováním, včetně kontroly kvality dat, tvorba met. analýz a předpovědí na jeden den až po dlouhodobé předpovědi, příprava speciálních předpovědí pro letectví, námořní dopravu a pro případ ekologických havárií a prezentace pozorovaných a zpracovaných dat. Dalšími funkcemi systému jsou zpracovaní dat pro klimatologické a výzk. účely, verifikace předpovědí, vývoj numerických modelů a dlouhodobé ukládání měřených dat, výstupů z numerických modelů a výsledků verifikace předpovědí.

(GTS, z angl. Global Telecommunication System) – jeden z prvků Světové služby počasí. Zabezpečuje mezi členskými státy Světové meteorologické organizace sběr, přenos a distribuci měřených, pozorovaných a zpracovaných dat. Je organizován ve třech úrovních:
a) hlavní spojovací okruh propojuje světová a vybraná regionální meteorologická centra;
b) regionální telekomunikační síť zabezpečuje spojení regionálních telekomunikačních center resp. regionálního meteorologického centra s národními meteorologickými centry;
c) národní telekomunikační síť je určena zejména pro sběr dat ze staniční sítě, dat získaných pozorováním z letadel a lodí na území spadajícím do zóny odpovědnosti národního met. centra.

označení pro hlavní charakteristiky makroklimatu celé Země, často děleného jen na hlavní klimatická pásma bez detailních charakteristik. Viz též klima planetární.

1. klima Země jako planety, označované též jako klima globální;
2. klima různých planet.

(GCM, z angl. global climate model) – klimatický model, jehož výpočetní oblastí je celá planeta. Výsledky výpočtů GCM mohou sloužit jako vstupní data pro některou z metod downscalingu. Historicky zkratka GCM označovala globální cirkulační modely, které zpravidla řešily všeobecnou cirkulaci atmosféry. Viz též model klimatický regionální.

Global Ozone Observing System (GO₃OS) – celosvětová síť pozemních stanic monitorujících ozonovou vrstvu, která pracuje v rámci programu Global Atmosferic Watch (GAW) Světové meteorologické organizace (WMO). GO₃OS byl postupně vytvořen od konce 50. let 20. století a v současné době zahrnuje přes 300 stanic, z nichž přibližně 50 má dlouhodobý referenční charakter. Naměřené údaje jsou ukládány ve Světovém ozonovém a UV datovém centru WMO (WOUDC) v Torontu, odkud jsou k dispozici uživatelům. Přístroje na stanicích GO₃OS jsou udržovány na předepsané kalibrační úrovni pomocí pravidelných mezinárodních srovnání vůči světovým, resp. regionálním etalonům. Z území ČR je v GO₃SO zařazena Solární a ozonová observatoř ČHMÚ v Hradci Králové a Aerologické oddělení observatoře ČHMÚ v Praze–Libuši.

(GTS, z angl. Global Telecommunication System) – jeden z prvků Světové služby počasí. Zabezpečuje mezi členskými státy Světové meteorologické organizace sběr, přenos a distribuci měřených, pozorovaných a zpracovaných dat. Je organizován ve třech úrovních:
a) hlavní spojovací okruh propojuje světová a vybraná regionální meteorologická centra;
b) regionální telekomunikační síť zabezpečuje spojení regionálních telekomunikačních center resp. regionálního meteorologického centra s národními meteorologickými centry;
c) národní telekomunikační síť je určena zejména pro sběr dat ze staniční sítě, dat získaných pozorováním z letadel a lodí na území spadajícím do zóny odpovědnosti národního met. centra.

(GM) – model numerické předpovědi počasí, který je řešen pro celou zeměkouli. Tento model potřebuje pouze počáteční podmínky. Okrajové podmínky nejsou potřeba zadat, protože jsou periodické. Vzhledem ke geometrii oblasti, na které jsou GM řešeny (koule), je třeba zvolit vhodný souřadný systém. Zpravidla se využívá sférický souřadný systém se souřadnicemi zeměp. šířka, zeměp. délka v horizontální rovině. Vertikální souřadnice je většinou hybridní, kdy v blízkosti zemského povrchu kopíruje terén, a je odvozená buď z tlaku, nebo výšky. Výhodou sférického souřadného systému, kromě toho, že je speciálně určený na řešení úloh na kulové ploše, je možnost využití spektrálního rozvoje polí pomocí sférických harmonických bázových funkcí (kombinace Fourierovy transformace podél rovnoběžek a Legendrovy transformace podél poledníků). Tyto bázové funkce jsou vlastními vektory horizontálního Laplaceova operátoru, vyskytujícího se v prognostických rovnicích, což je výhodná matematická vlastnost. Nevýhodou sférického systému je to, že blízko pólů dochází k významnému zhuštění horizontálních souřadnic, což se například řeší postupným ředěním počtu uzlových bodů na rovnoběžkách blížících se pólům. Alternativou ke sférickým souřadnicím je diskretizace kulové plochy pomocí šestiúhelníků, kdy se při výpočtu vzdáleností uvažuje, že šestiúhelníky se nacházejí na kulové ploše. Výhodou této diskretizace je, že nemá problém s póly a umožňuje nerovnoměrné pokrytí kulové plochy, a tím i nerovnoměrné rozlišení modelu v různých oblastech.

tok krátkovlnného záření směřující dolů. Je dán součtem vert. složky přímého slunečního záření, čili insolace a rozptýleného slunečního záření dopadajícího na vodorovnou plochu z prostorového úhlu 2π. Globální sluneční záření je významnou charakteristikou přenosu sluneční energie do atmosféry a na zemský povrch. Jeho intenzita roste s výškou Slunce nad obzorem a s poklesem zakalení atmosféry. Dále závisí i na oblačnosti. Vlnové délky globálního slunečního záření se pohybují v rozmezí asi od 0,2 do 10 µm. Max. hodnoty globálního slunečního záření pozorované v polárních oblastech činí 0,8 kW.m^–2, v nízkých zeměp. šířkách při výskytu oblaků s vysokým albedem dokonce až 1,5 kW.m^–2. Globální sluneční záření se po odrazu od zemského povrchu nebo od horní hranice oblaků stává tokem záření směřujícím nahoru a nazývá se odraženým globálním slunečním zářením. Jeho intenzita roste se vzrůstajícím albedem povrchu, na němž došlo k odrazu.

syn. glórie.

syn. gloriola – jeden z fotometeorů, který se projevuje jedním nebo více soustřednými barevnými kruhy kolem stínu vrženého na vodní kapičky oblačné vrstvy, mlhy, popř. i rosy. Vzniká zpětným ohybem světla na mnohočetných souborech vodních kapiček. Jestliže oblak nebo mlha jsou blízko pozorovatele, může se jeho vržený stín jevit zvětšený a jev se pak označuje jako Brockenské spektrum, Brockenské strašidlo nebo přízrak (podle pozorování na horské observatoři na hoře Brocken v Německu, odkud byl původně popsán). V obecné češtině se vyskytuje též název jevu vidmo.

(Geostationary Operational Environmental Satellite) – geostacionární meteorologická družice provozovaná americkou organizací NOAA. Dvojice těchto družic monitoruje americký kontinent a přilehlé oceány. Viz též detekce blesků družicová.

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.

teplý oceánský proud v západním segmentu severoatlantského subtropického koloběhu oceánské vody. Z hlediska mezišířkového přenosu tepla patří k nejvýznamnějším na Zemi. Směřuje od okraje Mexického zálivu podél východního pobřeží Floridy a dál k severu. V chladné části roku zde zvětšuje horizontální teplotní gradient mezi teplým mořským a studeným pevninským vzduchem, čímž přispívá k časté intenzivní cyklogenezi a potažmo zvyšuje humiditu klimatu východního pobřeží USA. Golfský proud ovlivňuje kromě mimotropických cyklon i prostorové rozdělení tropických cyklon tím, že poskytuje zdroj latentního tepla a umožňuje tak jejich pronikání do relativně vysokých zeměp. šířek.
V blízkosti Newfoundlandu se Golfský proud střetává se studeným Labradorským proudem, což zde způsobuje častou tvorbu mořské mlhy. Dále pokračuje k východu pod názvem Severoatlantský proud, jehož různé větve zvyšují oceánitu klimatu západní Evropy a zmírňují klima Norska, Islandu i jihovýchodního Grónska. Jedna z jeho větví, nazývaná Norský proud, dosahuje až do Barentsova moře a končí výrazným downwellingem povrchové oceánské vody. Jiná větev Severoatlantského proudu se mění na studený Kanárský proud.

klimatologický index, který vyjadřuje míru kontinentality klimatu, tedy v opačném smyslu i oceánity klimatu. Nejčastěji bývá sledována termická kontinentalita klimatu, a to zpravidla některým z řady empir. vzorců, které hodnotí roční chod teploty vzduchu, přičemž eliminují zonalitu prům. roční amplitudy potenciální insolace. Klasický index L. Gorczyńského (1920) má původní podobu
$K_G=\mathrm{\&ThickSpace;}\frac{1,7A}{sin\mathrm{\&phi;}}-\mathrm{20.4,}$
kde A značí prům. roční amplitudu teploty vzduchu, tedy rozdíl prům. měs. teploty vzduchu nejteplejšího a nejchladnějšího měsíce, a φ vyjadřuje zeměpisnou šířku. Index měl nabývat hodnot mezi 0 a 100, v případě silně oceánického klimatu se však vyskytují i záporné hodnoty, proto byly konstanty později různě upravovány. Index navíc nelze aplikovat na oblasti v blízkosti rovníku, proto se pro globální studie častěji používá index upravený Johanssonem (1926), nazývaný Conradův index
$K_C=\mathrm{\&ThickSpace;}1,7\frac{A}{sin(\mathrm{\&phi;}+10)}-14.$
Jiné indexy kontinentality jsou založeny na porovnání teploty vzduchu na jaře a na podzim, viz např. termodromický kvocient. Ombrická kontinentalita klimatu se hodnotí vzhledem k ročnímu chodu srážek, např. prostřednictvím doby polovičních srážek nebo analýzou relativních srážek pomocí Markhamova indexu.

1. jednotka teploty, viz např. stupnice teplotní Celsiova, stupnice teplotní Kelvinova.
2. jednotka úhlové vzdálenosti, tj. 1/360 kruhu.
3. intenzita jevu nebo veličiny definovaná v rámci dané stupnice, např. stupnice větru Beaufortovy nebo stupnice Fujitovy.
4. ve speciálních případech vert. vzdálenost, která odpovídá změně veličiny o jednotkovou hodnotu, viz stupeň barický, stupeň geotermický.

syn. gradient elektrický – intenzita el. pole E ve vzdálenosti r od kladného bodového náboje ve vzduchu nebo vakuu
$E=\frac{Q{a}_r}{4\pi {\mathrm{\&epsi;}}_0{r}^2},$
kde a_r je jednotkový vektor ve směru vektoru r od náboje Q a ε₀ je permitivita vakua (prakticky rovná permitivitě vzduchu v atmosféře).
V soustavě SI platí (4πε₀)^–1 = 9.10⁹. Má-li zdroj pole negativní náboj, potom dle právě uvedeného vzorce siločáry el. pole směřují k tomuto bodovému náboji a intenzita el. pole má záporné znaménko. Vzorec popisuje též gradient elektrického potenciálu vně symetrického kulového vodiče nesoucího náboj Q. Za podmínek elektřiny klidného ovzduší je země nabita záporně a atmosféra nad zemí kladně. Potom takto zavedený vektor el. pole nad zemí směřuje do středu Země. Tato konvence o orientaci elektrického pole se používá v obecně fyzikální a elektrotechnické literatuře. V meteorologické literatuře se však často ohledně orientace elektrického pole užívá opačná konvence, kdy se ve zde uvedeném vzorci orientuje polohový vektor tak, aby směřoval k náboji Q. Důvodem této, z obecného hlediska nestandardní konvence, je snaha, aby za podmínek elektřiny klidného ovzduší, kdy zemský povrch nese záporný a atmosféra kladný náboj, bylo vertikální el. pole považováno za kladné. Za podmínek elektřiny klidného ovzduší bývá u země gradient elektrického potenciálu v atmosféře asi 130 V.m^–1. Za bouřky dosahuje řádově desítek kV.m^–1, přičemž je orientován opačně vůči situaci za podmínek elektřiny klidného ovzduší.

charakteristika prostorové změny hodnoty určité skalární veličiny vztažené na jednotku vzdálenosti.
1. v matematice vektor definovaný jako aplikace nabla operátoru ∇ na danou skalární veličinu φ vyjádřený vztahem
$\nabla \phi =\left(i\frac{\partial \phi }{\partial x}+j\frac{\partial \phi }{\partial y}+k\frac{\partial \phi }{\partial z}\right),$
kde i, j, k jsou jednotkové vektory ve směru os kartézského souřadného systému x, y, z. Gradient je tedy obecně orientován ve směru největšího nárůstu hodnot funkce φ.
2. v meteorologii většinou charakteristika skalárního pole meteorologického prvku, která vyjadřuje prostorovou změnu příslušné veličiny φ na jednotku vzdálenosti v daném okamžiku a místě. V převažující části met. literatury má však gradient podobu $-\nabla \phi$, tedy je určen záporně vzatými parciálními derivacemi podle kartézských souřadnic x, y, z (–∂φ / ∂x, –∂φ / ∂y, –∂φ / ∂z). Na rozdíl od smyslu ad 1 tak vyjadřuje směr a velikost poklesu hodnot veličiny φ. Vektor gradientu ve smyslu ad 1 se pak označuje jako ascendent daného meteorologického prvku. Nejčastěji pracujeme s tlakovým gradientem a teplotním gradientem, dále s gradienty potenciální teploty, vlhkosti vzduchu apod. Často rozlišujeme vertikální gradient –∂φ / ∂z a horizontální gradient (–∂φ / ∂x, –∂φ / ∂y), v p-systému izobarický gradient, který je průmětem gradientu dané veličiny do izobarické hladiny (analogicky v dalších souřadnicových soustavách se zobecněnou vertikální souřadnicí). Viz též střih větru.
3. při adiabatickém ději v důsledku vertikálního pohybu vzduchu míra změny teploty vzduchové částice vztažená na jednotku změny výšky, viz adiabatický teplotní gradient. V tomto smyslu je gradient určen záporně vzatou totální derivací teploty T podle vert. souřadnice z (–dT/dz) a je orientován ve směru poklesu teploty, tedy vzhůru.

varianta Richardsonova čísla označovaná nejčastěji Ri a definovaná výrazem
$Ri=\frac{g}{\Theta }\frac{\partial \Theta /\partial z}{{\left|\partial v/\partial z\right|}^2},$
kde $\Theta$ značí potenciální teplotu v K, z vert. souřadnici, g velikost tíhového zrychlení a v vektor rychlosti větru. Záporné hodnoty Richardsonova čísla odpovídají instabilnímu zvrstvení, v případě kladného Ri jde o zvrstvení stabilní; Ri rovné nule se vyskytuje při zvrstvení indiferentním. Nahradíme-li v gradientovém tvaru parciální derivace podle vertikální souřadnice konečnými diferencemi příslušných veličin na horní a dolní hranici atmosférické vrstvy o konečné tloušťce a dosadíme-li do jmenovatele průměrnou potenciální teplotu v dané vrstvě, získáme tzv. bulk Richardsonovo číslo, označované zpravidla Ri_b. Jestliže za dolní hranici vrstvy považujeme zemský povrch, můžeme Ri_b vztáhnout i k celé tloušťce např. přízemní nebo mezní vrstvy atmosféry.

tlakové pole s velmi malými horiz. tlakovými gradienty, tedy bez přítomnosti některého z tlakových útvarů.  Viz též bahno tlakové.

syn. 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
$v_{gr}=\frac{v_g}{1+\frac{K.v_g}{\lambda }},$
v němž v_g 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 v_gr < v_g, 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.

viz měřítko geostrofické.

syn. denostupeň, gradoden – algebraický rozdíl mezi průměrnou denní teplotou vzduchu a zvolenou referenční teplotou, vyjádřený ve °C. U nás se pro topné období (sezonu) používá referenční teplota 12 °C.

syn. graden.

syn. denostupeň, gradoden – algebraický rozdíl mezi průměrnou denní teplotou vzduchu a zvolenou referenční teplotou, vyjádřený ve °C. U nás se pro topné období (sezonu) používá referenční teplota 12 °C.

půda, na níž je udržován trávník na stejné výšce pro účely srovnatelnosti meteorologických měření. V ČR je předepsaným druhem aktivního povrchu na meteorologických stanicích.

syn. teplota minimální přízemní.

srážky složené z průsvitných ledových částic převážně kulového, zřídka též kuželovitého tvaru o ekvivalentním průměru do 5 mm. Krupky se vyskytují výhradně v přeháňkách. V konvektivních oblacích mohou krupky tvořit kroupové zárodky. V literatuře se setkáváme i s označením krupky námrazové pro odlišení od neprůsvitných srážkových částic označených jako krupky sněhové.

síla vzájemného přitahování, kterou na sebe působí hmotná tělesa. V gravitačním poli Země lze gravitační interakci poměrně přesně popsat Newtonovým gravitačním zákonem. Gravitační síla F mezi tělesem o hmotnosti m a Zemí o hmotnosti M a při vzdálenosti mezi jejich těžišti r má velikost:
$F={\kappa }_0\frac{mM}{r^2}$
kde κ₀ značí gravitační konstantu. Gravitační síla působící na dané hmotné těleso tedy směřuje do těžiště Země a její velikost klesá s kvadrátem vzdálenosti těžišť tohoto tělesa a Země. Viz též síla zemské tíže.

v meteorologii čára na souborné kinematické mapě, která odděluje oblasti s výskytem středů anticyklon, popř. hřebenů vysokého tlaku vzduchu, kde většinou převládá anticyklonální zakřivení izobar či izohyps, od oblastí s výskytem středů cyklon, popř. brázd nízkého tlaku vzduchu s převládajícím cyklonálním zakřivením izobar či izohyps. Viz též mapa kinematická souborná.

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.

viz vrstva atmosféry mezní, klimatologie mezní vrstvy atmosféry.

syn. proudění tryskové v mezní vrstvě – výrazné zesílení horiz. proudění vzduchu ve spodní troposféře, nejčastěji v horní části mezní vrstvy atmosféry, které se projevuje lokálním maximem ve vertikálním profilu větru, ale většinou neodpovídá definici tryskového proudění podle WMO. Obvykle souvisí s výškovými nebo přízemními inverzemi teploty vzduchu, přičemž hladina max. rychlosti větru bývá blízká horní hranici inverze. Nízkohladinové tryskové proudění má různé příčiny, jednou z nich jsou setrvačné oscilace rychlosti proudění, které se projevují zejména v nočních hodinách a jsou způsobeny Coriolisovou silou při zeslabeném turbulentním tření. Orografické příčiny se uplatňují např. v předpolí horské překážky, která při stabilním teplotním zvrstvení blokuje proudění směřující kolmo na překážku, stáčí ho podél překážky a zrychluje ho. Nízkohladinové tryskové proudění se může vyskytovat i v oblasti místní cirkulace, která má denní periodicitu. Je ovlivňováno teplotním zvrstvením ve spodní troposféře, baroklinitou a nestacionárností dějů v mezní vrstvě atmosféry. Viz též košava.
 

(BL-View) – prezentační modul ceilometru, který umožňuje měřit a zobrazovat mezní vrstvu atmosféry. BL-View zobrazuje strukturu mezní vrstvy na základě algoritmu, který určuje výšku směšování (tlouštku směšovací vrstvy) v závislosti na koncentraci aerosolů v atmosféře. Automaticky analyzovaná data mezní vrstvy jsou uložena do logických souborů, které mohou být využity i v jiných aplikacích. Směšovací výška je klíčovým parametrem pro sledování znečištění ovzduší městskými emisními zdroji a emisemi z dopravy v závislosti na počasí, jako např. větru, oblačnosti, srážkách atd. Zároveň jsou informace o množství znečišťujících látek v atmosféře, které se jakožto kondenzační jádra podílí na procesech tvorby oblačnosti, důležitým indikátorem pro předpověď srážek. Přímý překlad do češtiny se nepoužívá.

(BL-View) – prezentační modul ceilometru, který umožňuje měřit a zobrazovat mezní vrstvu atmosféry. BL-View zobrazuje strukturu mezní vrstvy na základě algoritmu, který určuje výšku směšování (tlouštku směšovací vrstvy) v závislosti na koncentraci aerosolů v atmosféře. Automaticky analyzovaná data mezní vrstvy jsou uložena do logických souborů, které mohou být využity i v jiných aplikacích. Směšovací výška je klíčovým parametrem pro sledování znečištění ovzduší městskými emisními zdroji a emisemi z dopravy v závislosti na počasí, jako např. větru, oblačnosti, srážkách atd. Zároveň jsou informace o množství znečišťujících látek v atmosféře, které se jakožto kondenzační jádra podílí na procesech tvorby oblačnosti, důležitým indikátorem pro předpověď srážek. Přímý překlad do češtiny se nepoužívá.

klimatologická abstrakce zákl. charakteristik mezní vrstvy atmosféry, zpravidla podle vertikálních profilů teploty, větru a vlhkosti vzduchu za předpokladu horiz. homogenity polí v mezoměřítku. Významným prvkem při této typizaci je výskyt, výška, vert. rozsah, popř. další charakteristiky zadržujících vrstev, především inverzí teploty. Za kritéria stabilitních podmínek v mezní vrstvě se zpravidla volí veličiny přímo odvozené z vertikálního teplotního gradientu (mezní vrstva velmi stabilní, mírně stabilní, instabilní, konv. apod.) nebo komplexnější charakteristiky typu Richardsonova čísla.

obecná informace v pravidelné síti bodů v binárním formátu pro přenos zpracovaných nebo předpověděných hodnot meteorologických prvků, zejména pro distribuci výstupů met. modelů. Kód GRIB obsahuje definici geometrie sítě bodů, popis typu dat, použité komprese a prezentace dat.

starý název pro sněhová zrna, který se přestal používat po vydání Mezinárodního atlasu oblaků v r. 1965.

syn. mód disperzní – mód ve spektru částic atmosférického aerosolu, jenž odpovídá částicím o velikosti poloměru nejméně 10^–6 m a je převážně tvořen částicemi, které jsou přímo emitovány do vzduchu jako součást primárních aerosolů. Čes. název hrubý mód se zřejmě používá dle angl. coarse mode, ale vyskytuje se též název disperzní mód, mód hrubých (disperzních) částic apod.

vyjádření závislosti počtu aerosolových částic určité velikosti obsažených v jednotkovém objemu vzduchu na jejich poloměru r (popř. průměru). Popisuje se funkcí f(r), pro niž platí, že výraz f(r) dr je roven počtu částic v jednotce objemu, jejichž poloměr leží v intervalu hodnot <r, r + dr), nebo funkcí F(r) = f(r) / N, kde N značí počet všech částic v jednotce objemu. Výraz F(r) dr se rovná poměru počtu částic o poloměru z intervalu <r,r + dr) k počtu všech částic v objemové jednotce. Jako konkrétní příklady zmíněných funkcí lze uvést tzv. Jungeho rozdělení vhodné pro většinu aerosolů kontinentálního původu v oboru částic větších než 10^–7 m:
$\mathrm{f}(r)=C{r}^{-(\beta +1)},$
kde C je vhodně zvolená konstanta a hodnota β se většinou volí blízká třem, popř. logaritmicko-normální rozdělení nebo funkci:
$\mathrm{f}(r)=a{r}^{\alpha }\exp \left(-b{r}^{{\beta }^{\ast }}\right),$
pro niž a, α, b, ß^* jsou konstanty charakterizující daný typ atmosférického aerosolu.
Pro naposled uvedenou funkci používají někteří autoři název zobecněná gama-funkce a tato funkce spolu s logaritmicko-normálním rozdělením představuje příklady asymetrického jednomodálního rozdělení. Reálné spektrum velikostí částic atmosférického aerosolu obvykle představuje superpozici tří takovýchto rozdělení, v níž se pak přirozeně uplatňují tři módy, tzv. nukleační mód, akumulační mód a hrubý mód. Obalová křivka právě zmíněného celkového třímodálního rozdělení často dobře odpovídá zde již rovněž zmíněnému Jungeho rozdělení v oblasti jeho platnosti.
Analogicky k právě uvedenému lze vytvářet spektra ve vztahu k úhrnným objemům nebo hmotnostem aerosolových částic, obsažených v jednotce objemu, v závislosti na jejich poloměru. Mluvíme pak o objemových nebo hmotnostních (hmotových) spektrech. Podoba těchto spekter odpovídá skutečnosti, že s rostoucí velikostí aerosolových částic sice klesají jejich počty, ale výrazně roste jim odpovídající úhrnný objem nebo hmotnost. Viz též nukleace.

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

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

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

syn. halo velké – ve starší české literatuře někdy užíváno jako souhrnné označení pro halo malé a halo velké.

v češtině nevhodné označení pro typ makrosynoptické situace.

viz typ makrosynoptické situace.

situace synoptická – rozložení vzduchových hmot, atmosférických front, cyklon, anticyklon a jiných synoptických objektů, které určují ráz počasí nad určitou velkou geogr. oblastí. Představu o celkové povětrnostní situaci získáváme pomocí synoptických map. Z praktických důvodů, částečně i pro účely předpovědi počasí, se provádí typizace povětrnostních situací. Součástí vydávaných met. předpovědí bývá zpravidla předpověď celkové povětrnostní situace, která uvádí vlastní předpověď počasí. Viz též kalendář povětrnostních situací.

charakter cirkulace atmosféry nad velkou částí zemského povrchu o velikosti řádově 10⁵ až 10⁶ km², podmíněný rozložením řídících cyklon a anticyklon a polohou frontální zóny. Podle převládajícího směru proudění zpravidla rozlišujeme zonální a meridionální typ makrosynoptické situace, které se podle rázu počasí na sledovaném území dále dělí na cyklonální a anticyklonální typy. Něm. meteorolog F. Baur v roce 1936 definoval typ makrosynoptické situace pomocí rozhodujících rysů celkového stavu atmosféry v zájmovém dostatečně velkém prostoru, které se podstatně nemění po více dní a jsou rozhodující pro počasí v jednotlivých dílčích oblastech. V zahraniční literatuře a nevhodně i v naší, se pro typ makrosynoptické situace někdy používá něm. označení „Grosswetterlage“. Viz též typizace povětrnostních situací, cirkulace meridionální, cirkulace zonální.

syn. typizace povětrnostních situací Hessa a Brezowského – typizace povětrnostních situací, která vychází z práce F. Baura „Kalendář typů makrosynoptických situací Evropy, sestavený pro léta 1881–1938“. Podle polohy azorské anticyklony rozeznává tři cirkulační typy: převážně zonální, smíšený a převážně meridionální. Podle tohoto schématu rozlišuje pro Evropu 18 typů synop. situací, z nichž dvě jsou zonální, tří smíšené a třináct je meridionálních, které se dále dělí podle toho, zda ve stř. Evropě má počasí anticyklonální nebo cyklonální charakter. Kalendář této typizace je zpracován od roku 1881 a průběžně se doplňuje. Typizace P. Hessa a H. Brezowského je ve stř. Evropě nejužívanější typizací povětrnostních situací, vyhovuje však především pro území Německa. Zjištění, že se tato klasifikace vždy nedá úspěšně využít na území tehdejšího Československa, vedlo k vypracování typizace povětrnostních situací HMÚ. Viz též katalog povětrnostních situací.

dobře rozptýlená složka znečištění ovzduší, která je součástí regionálního nebo globálního znečištění ovzduší a kterou nelze přiřadit konkrétním zdrojům znečišťování. Lze ji samostatně měřit pouze v relativně čistých oblastech. Ve znečištěných oblastech se k ní přičítá znečištění z místních zdrojů znečišťování ovzduší.

syn. paprsek zelený.

záblesk zelený – převážně zelené krátkodobé zabarvení oblohy, často jen záblesk, vycházející zdánlivě z vrchního okraje slunečního nebo měsíčního kotouče při jejich východu nebo západu. Zelený paprsek je pozorovatelný, pouze je-li horizont zřetelně viditelný (bez výskytu zákalu nebo kouřma). Vysvětluje se skutečností, že index lomu světelných paprsků roste s jejich klesající vlnovou délkou a sluneční disk je pak pro barvy odpovídající kratším vlnovým délkám zdánlivě více pozvednut nad obzor působením astronomické refrakce. Výskyt namodralých odstínů je však velice vzácný, neboť paprsky této barvy jsou v přímém slunečním záření výrazně oslabovány působením jeho molekulárního rozptylu. Jev bývá nejčastěji pozorován nad mořskou hladinou nebo v horách nad horní hranicí nízko položených vrstevnatých oblaků a obecně patří mezi fotometeory.

(GTS, z angl. Global Telecommunication System) – jeden z prvků Světové služby počasí. Zabezpečuje mezi členskými státy Světové meteorologické organizace sběr, přenos a distribuci měřených, pozorovaných a zpracovaných dat. Je organizován ve třech úrovních:
a) hlavní spojovací okruh propojuje světová a vybraná regionální meteorologická centra;
b) regionální telekomunikační síť zabezpečuje spojení regionálních telekomunikačních center resp. regionálního meteorologického centra s národními meteorologickými centry;
c) národní telekomunikační síť je určena zejména pro sběr dat ze staniční sítě, dat získaných pozorováním z letadel a lodí na území spadajícím do zóny odpovědnosti národního met. centra.

met. podmínky, při nichž je horiz. dohlednost 10 km nebo více a není hlášena nejnižší dohlednost, není oblačnost provozního významu a nevyskytuje se význačné počasí pro letectví (atm. srážky, bouřka, nízko zvířený sníh, přízemní mlha, atd.). Uvedené podmínky se v pravidelných a mimořádných leteckých meteorologických zprávách (METAR a SPECI), stejně jako v letištních předpovědích počasí (TAF a trend), označují zkr. CAVOK (cloud and visibility OK), která nahrazuje údaje o vodorovné, popř. dráhové dohlednosti, o stavu počasí a o oblačnosti. Viz též minima letištní provozní a oblačnost provozního významu.