Výklad hesel podle písmene 'o'

charakteristika nerovností aktivního povrchu, vystupujících jako činitel brzdící proudění vzduchu v přízemní vrstvě atmosféry. Kvantit. je určována parametrem drsnosti z₀. Někdy se tento parametr uvádí jako drsnost malých měřítek, která je v přízemní vrstvě vyvolána rostlinným porostem, nerovnostmi půdy, malými objekty apod. Drsnost velkých měřítek v mezní vrstvě atmosféry, pro kterou se zavádějí jiné kvantit. charakteristiky, je způsobována vert. členitým terénem, velkými objekty aj. Viz též stáčení větru v mezní vrstvě atmosféry.

teoretická kulová plocha obepínající vesmírné těleso v takové výšce, kde již z daného hlediska nemusíme uvažovat vliv jeho atmosféry. Vzhledem k tomu, že atmosféra Země plynule přechází do meziplanetárního prostoru, není určení její horní hranice jednoznačné. Můžeme ji umístit do výšky cca 30.000 km, kde se ztrácejí poslední volné atomy vodíku, jejichž pohyb je ještě ovlivňován rotací zemského tělesa. Pro účely různých oborů ji však uvažujeme podstatně níže. Např. v aktinometrii zpravidla znamená hladinu (výšku), nad níž z energetického hlediska lze zanedbat vliv ovzduší na sluneční záření, např. při určování solární konstanty, z hlediska vlivu na rozptyl a absorpci záření apod. Tyto podmínky bývají v dostatečné míře splněny již v mezosféře a nad ní.

proces interpolace nebo extrapolace naměřených či jinak získaných meteorologických dat do předem zadaných bodů v rovině nebo prostoru. Pojem objektivní analýza se používá ve dvou významech. V nejobecnějším slova smyslu tento pojem zahrnuje celý proces sestávající z kódování a dekódování naměřených dat, jejich přenosu z míst měření, z kontroly dat a z interpolace nebo extrapolace dat do zadaných bodů. V užším slova smyslu zahrnuje interpolaci nebo extrapolaci dat, jejichž nedílnou součástí je kontrola naměřených dat. Důležitou informací, která vstupuje do objektivní analýzy jako jeden ze zdrojů dat, pokud je k dispozici, je tzv. předběžné pole (z angl. „first guess“), tj. odhad hodnot analyzovaných prvků v bodech, do nichž interpolujeme naměřené hodnoty. Při objektivní analýze zaměřené na přípravu vstupních dat do numerického modelu předpovědi počasí se jako předběžné pole využívají 6-hodinové nebo 12-hodinové předpovědi. V současnosti se pro přípravu vstupních dat do numerického modelu počasí používá variační metoda 3D-VAR a metoda optimální interpolace. Metoda 3D-VAR je obecnější a numericky snadněji aplikovatelná, a proto je preferována. Obě metody počítají interpolovanou hodnotu s cílem minimalizovat její chybu, přičemž využívají statistickou strukturu chyb interpolovaných dat v prostoru. Objektivní analýza se používá i pro interpolaci nebo extrapolaci veličin, u nichž statistická struktura chyb není známa nebo je obtížně popsatelná. Pro tyto prvky se používá metoda kriging nebo korekční metody, např. Barnesova korekční metoda. Viz též reanalýza.

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

předpověď celkové povětrnostní situace nebo počasí prováděná metodami, které nejsou závislé na osobní zkušenosti nebo intuici meteorologa. Mezi objektivní předpovědi patří numerické předpovědi počasí a statistické předpovědi počasí.

charakteristická veličina L rozměru délky používaná v teorii podobnosti. Je definována
$L=\frac{u_{\*}^3{c}_p\rho \Theta }{\kappa gH},$
kde u_* značí frikční rychlost, c_p měrné teplo vzduchu při stálém tlaku, ρ hustotu vzduchu, Θ potenciální teplotu, κ je von Kármánova konstanta, g velikost tíhového zrychlení a H vert. turbulentní tok tepla. Exaktní vysvětlení významu Obuchovovy délky plyne z rozměrové analýzy. Názorným způsobem, avšak poněkud zjednodušeně, ji lze interpretovat např. při stabilním zvrstvení ovzduší jako výšku nad zemským povrchem, kde produkce turbulentní kinetické energie, tj. kinetické energie příslušející turbulentním fluktuacím rychlosti proudění, následkem mech. tření proudícího vzduchu o zemský povrch, je přesně v rovnováze se zanikáním této energie působením stability zvrstvení. Viz též profil větru vertikální logaritmicko-lineární.

syn. buňka otevřená – konvektivní buňka s vertikální osou, která má ve svém středu sestupný proud; výstupné pohyby se vyskytují na její periferii. Jeví se tedy jako bezoblačný střed obklopený oblačností. Otevřené cely vytvářejí víceméně pravidelně uspořádané prostorové struktury kupovité oblačnosti, které lze pozorovat na snímcích z meteorologických družic. Viz též cela uzavřená.

syn. cela otevřená.

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.

studený oceánský proud, který směřuje od východního pobřeží Kamčatky podél Kurilských ostrovů k jihozápadu. Především na jaře a v létě zde snižuje teplotu vzduchu, čímž znesnadňuje růst stromů. Východně od Japonska se střetává s teplým proudem Kurošio, přičemž dochází ke vzniku husté mořské mlhy.

atmosférická fronta, která vznikla spojením studené a teplé fronty při okludování cyklony. Okluzní fronty řadíme ke frontám podružným. Rozlišujeme teplou okluzní frontu (s dopředu skloněnou frontální plochou), když studený vzduch za původní studenou frontou byl teplejší než vzduch před původní teplou frontou a studenou okluzní frontu (s dozadu skloněnou frontální plochou), když studený vzduch za původní studenou frontou byl chladnější než vzduch před původní teplou frontou. V prvním případě mluvíme též o okluzní frontě charakteru teplé fronty, ve druhém o okluzní frontě charakteru studené fronty. Ve stř. Evropě jsou v zimě častější teplé okluzní fronty, v létě studené okluzní fronty. U obou typů okluzní fronty můžeme někdy určit přízemní frontu (u teplé okluzní fronty je to teplá fronta, u studené okluzní fronty studená fronta) a horní výškovou frontu (u teplé okluzní fronty studenou, u studené okluzní fronty teplou). Protože horiz. vzdálenost přízemní a výškové fronty v systému okluzní fronty je rel. malá, nepodaří se ve většině případů bez speciálních měření obě fronty od sebe na synoptické mapě odlišit a za čáru okluzní fronty považujeme průsečnici příslušné přízemní fronty se zemským povrchem. V každém případě je typickým znakem okluzní fronty hřeben teplého vzduchu na výškové mapě nejčastěji 850 nebo 700 hPa nebo na mapě relativní topografie 1 000 až 500 hPa. Jak vyplynulo z družicových sledování, vznik okluzní fronty spojením teplé a studené fronty podle představ Norské meteorologické školy, tedy zužování teplého sektoru a jeho vzdalování od centra cyklony, je pozorovatelný jen výjimečně. Spíše dochází k protahování oblačnosti okluzní fronty západním směrem při současném zkracování fronty teplé. V některých případech vzniká oblačnost okluzní fronty, aniž by došlo k vlastnímu procesu spojování obou front, ale vytváří se oblačná spirála, zpravidla menšího vertikální rozsahu, z okluzního bodu. Oblačný systém a srážky okluzní fronty jsou podle Norské met. školy dány spojením oblačného systému a srážek původní teplé a studené fronty. Teorie přenosových pásů počítá s vlivem suchého, teplého a studeného přenosového pásu i vlhkého relativního proudu ve vyšších hladinách na anticyklonální straně tryskového proudění. Podle konkrétního průběhu přenosových pásů pak můžeme rozlišit okluzní fronty typu studeného přenosového pásu a okluzní fronty typu teplého přenosového pásu. S tím pak souvisí i relativní komplikovanost projevů počasí na okluzní frontě. Viz též okluze, bod okluzní.

frontální cyklona v posledním stadiu vývoje. Okludovaná cyklona je spojena s formováním okluzní fronty a s velmi malou nebo nulovou advekcí teploty.

zkrácené označení pro okluzní frontu nebo okluzní proces.

děj při vývoji cyklony, při němž dochází k vytlačování teplého vzduchu v teplém sektoru cyklony od zemského povrchu do vyšších hladin atmosféry a ke vzniku okluzní fronty. Okluzní proces začíná obvykle v blízkosti středu cyklony, kde teplá fronta mladé cyklony přechází ve studenou frontu. Okluzní proces může výjimečně vlivem orografických podmínek začít i v jiných místech cyklony, např. při tvoření sekluze. Okluzní proces objevil 18. listopadu 1919 švédský meteorolog T. Bergeron.

bod na přízemní synoptické mapě, který tvoří vrchol teplého sektoru cyklony a z něhož se směrem do vyššího tlaku vzduchu rozbíhají v okludované cykloně zbývající části teplé a studené fronty. Během procesu okluze se okluzní bod přemísťuje k okraji cyklony. Někdy se poblíž okluzního bodu vytváří nový střed cyklony. Viz též fronta okluzní.

srážky, jejichž srážkové částice se tvoří na rostlinách, popř. nejrůznějších předmětech, odkud padají na povrch půdy. Podle mechanizmu vzniku dělíme skryté srážky do dvou základních kategorií:
(a) zachycené (z angl. collected) skryté srážky, vznikající z kapiček mlhy či mrholení, případně z krystalků zmrzlé mlhy, které působením větru ulpívají na povrchu rostlin nebo předmětů;
(b) usazené (z angl. deposited) skryté srážky, vznikají kondenzací nebo depozicí vodní páry přímo na povrchu rostlin nebo předmětů.
Drobné kapičky zachycené příslušným povrchem nebo na něm vznikající mohou narůst koalescencí a vypadnout na zemský povrch. V tzv. mlžných pouštích, kde se téměř nevyskytují padající srážky, mohou skryté srážky představovat nezanedbatelnou složku hydrologické bilance.
Skryté srážky nemohou být změřeny standardně umístěnými srážkoměry a pro jejich indikaci se používají různá zařízení pro odběr kapalných usazených srážek. V odborném slangu se skryté srážky někdy nevhodně označují jako okultní srážky. Viz též intercepce srážek, srážky usazené, srážky horizontální.

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

syn. klimatologie ekologická.

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

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

záznam ombrografu.

registrační přístroj zaznamenávající časový průběh kapalných srážek. V Česku byly ombrografy nahrazeny člunkovými nebo váhovými srážkoměry. Starší označení pro ombrograf je pluviograf nebo hyetograf. Záznam ombrografu se nazývá ombrogram (pluviogram, hyetogram). Plovákové ombrografy, které se v ČR užívaly, soustřeďují srážkovou vodu do plovákové komory, v níž je výška hladiny indikována polohou plováku spojeného s registračním perem.

zast. označení pro klimatologii atm. srážek.

zast. označení pro srážkoměr.

syn. pluviometrie – zast. označení pro měření atmosférických srážek, resp. obor zabývající se jeho metodikou. Viz též hydrologie.

přístroj indikující výskyt atm. srážek. V současné době nahrazen detektorem počasí.

syn. rovnice vertikální rychlosti v p-systému.

syn. rovnice vertikální rychlosti v p-systému.

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.

(op) [opákus] – jedna z odrůd oblaků podle mezinárodní morfologické klasifikace oblaků. Oblačné skupiny nebo vrstvy, které jsou převážně tak husté, že nelze vůbec rozpoznat polohu Slunce nebo Měsíce. Vyskytuje se u druhů altocumulus, altostratus, stratocumulus a stratus. Výskyt odrůdy opacus vylučuje odrůdu translucidus.

bělavé zabarvení atmosféry způsobující zdánlivé změny v zabarvení předmětů. Příčinou opalescence je rozptyl světla na velmi malých aerosolových částečkách v atmosféře. Viz též aerosol atmosférický.

statistická metoda objektivní analýzy meteorologických dat. Metoda je založena na korekci hodnot předběžného pole (zpravidla modelové předpovědi) a lineární kombinací odchylek naměřených hodnot a hodnot předběžného pole na stanicích. Koeficienty lineární kombinace se hledají za podmínky minimalizace střední kvadratické chyby analýzy. K tomu je třeba znát závislost korelace chyb předběžného pole v analyzované oblasti a střední kvadratickou chybu reprezentativnosti naměřených hodnot.

součin hustoty vzduchu a hmotového koeficientu extinkce, integrovaný podél celé dráhy uvažovaného paprsku v atmosféře. Vystupuje ve vztazích popisujících šíření radiačních paprsků v zemském ovzduší a je např. významnou charakteristikou zeslabení přímého slunečního záření při průchodu atmosférou. Poměr mezi optickou tloušťkou atmosféry při poloze nebeského tělesa (nejčastěji Slunce) s určitým zenitovým úhlem a optickou tloušťkou atmosféry při jeho myšlené poloze přímo v zenitu přibližně odpovídá relativní optické hmotě atmosféry. Viz též zákon Bouguerův.

míra zeslabení viditelného záření od Slunce při průchodu oblačnou vrstvou kvůli rozptylu a absorpcí záření oblačnými částicemi (kapkami vody a ledovými krystalky). Využívá se např. jako jeden z parametrů v modelech přenosu záření danou oblačnou vrstvou i na jiných vlnových délkách než ve viditelném oboru. Jeho hodnota je závislá na vlnové délce záření. Je rovněž významným parametrem klimatických modelů z hlediska výpočtu radiační a energetické bilance atmosféry nebo Země.

obecně vžité zkrácené označení pro relativní optickou hmotu atmosféry.

druhá geol. perioda paleozoika (prvohor) mezi kambriem a silurem, zahrnující období před 485 – 444 mil. roků. Oproti kambriu se během ordoviku relativně ochladilo. Životu v oceánech dominovali bezobratlí, nicméně pravděpodobně již tehdy se objevily první primitivní ryby.

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

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

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.

reliéf zemského povrchu, případně soubor jeho konvexních tvarů (elevací). Popisuje se pomocí nadmořské výšky uzlových bodů, přičemž limitujícím faktorem pro popis tvarů reliéfu je horizontální rozlišení zvoleného modelu reliéfu. Orografie je významným klimatotvorným faktorem, který se uplatňuje ve všech kategoriích, rozlišovaných v rámci kategorizace klimatu. Z met. hlediska je orografie geometrickou vlastností aktivního povrchu, která podmiňuje regionální a místní zvláštnosti počasí a klimatu, což má v případě členitého reliéfu podstatný vliv mj. na proces numerické předpovědi počasí. Viz též meteorologie horská, klima horské.

změna atmosférické fronty při jejím postupu přes orografickou překážku v důsledku rozdílného zpomalení postupu fronty v jejích různých úsecích. Deformuje se frontální čára a mění se i sklon frontální plochy, což se projevuje i v průběhu některých meteorologických prvků. Viz též sekluze.

zvýšení srážkových úhrnů popř. četnosti srážkových událostí vlivem orografie zejména v horských oblastech. Obecný význam pojmu zahrnuje souhrnné působení procesů, které jsou vázány na konkrétní tvar reliéfu a které mohou zesílit konvektivní srážky i stratiformní srážky v horském terénu ve srovnání s rovinným povrchem. Hlavním důvodem vzniku orografických srážek jsou vynucené výstupné pohyby vzduchu při přetékání horských hřebenů, popř. v důsledku konvergence proudění, dále pak letní prohřívání horských svahů při jejich vhodné expozici vzhledem ke slunečnímu záření. Jednotlivé procesy se přitom mohou kombinovat. Při stabilním teplotním zvrstvení atmosféry v natékajícím proudění probíhá vývoj srážek v oblasti horského hřebene v souvislosti se vznikem orografického fénu.  V případě podmíněně instabilního teplotního zvrstvení atmosféry se jedná o vývoj srážkových konvektivních oblaků, kdy vynucené výstupné pohyby a prohřívání vzduchu od horských svahů zajišťují potřebný počáteční impulz pro vývoj srážkové konvekce. Může také dojít k zesílení slabých srážek, které vypadávají z výšší vrstvy oblačnosti a propadávájí orografickými oblaky (tzv. mechanizmus seeder-feeder). Někdy se v odborné literatuře pod pojmem orografické zesílení srážek rozumí pouze tento proces. V České republice se orografické zesílení srážek projevuje především v pohraničních horských oblastech, kde zaznamenáváme zvýšené roční, měsíční i denní srážkové úhrny ve srovnání s rovinnými oblastmi ve vnitrozemí. Přesně modelově vystihnout lokální procesy, které vyvolávají orografické zesílení srážek, je obtížné a jde stále o předmět výzkumu.

syn. difluence topografická – difluence vyvolaná orografickou překážkou a projevující se v určitém směru zředěním proudnic. Dochází k ní např. při přetékání vzduchu přes hory v jejich závětří, za horskými průsmyky nebo za zúženými údolími orientovanými přibližně ve směru proudění. Lze se s ní setkat i při horizontálním obtékání typicky studeného vzduchu kolem horského masivu v případě stabilního teplotního zvrstvení atmosféry, a to zejména v náběhové oblasti proudění na překážku, zatímco v závětrném prostoru se v tomto případě projevuje spíše orografická konfluence.

zvláštní tvar izobar zakreslených na mapách v oblastech výrazných horských překážek. Protože horská pásma brzdí postup tlakových útvarů a vzduchových hmot a oddělují teplé a studené vzduchové hmoty, bývají často po obou stranách pohoří dosti rozdílné hodnoty tlaku vzduchu. Tento efekt mohou zvětšovati různé teploty vzduchu používané při redukci tlaku vzduchu. Orografické izobary se na synoptických mapách někdy zakreslují jako vlnovkové čáry.

syn. konfluence topografická – konfluence podmíněná orografickou překážkou a projevující se horiz. nebo vert. zhuštěním proudnic. Nejpříznivější podmínky pro orografickou konfluenci jsou v horských průsmycích na návětří hor, v oblastech vtékání proudění do horských údolí a za orografickou překážkou obtékanou studeným vzduchem. Viz též efekt nálevkový, difluence orografická.

změna charakteristik vzduchu pozorovaná v horských oblastech při přechodu vzduchové hmoty přes horský hřeben. Je výraznější v případech, kdy kondenzační hladina na návětří leží níže, než je výška hřebene a vypadávají tam atmosférické srážky. Projevuje se hlavně v teplotě, vlhkosti vzduchu a v oblačnosti.

1. okluzní proces probíhající při postupu studené fronty přes orografickou překážku, jestliže vrstva studeného vzduchu má menší tloušťku než je výška této překážky a vzduch ji obtéká z obou stran. Za překážkou obě části původně souvislé studené fronty vytlačují teplejší vzduch vzhůru. Vytváří se oblačnost a mohou vypadávat srážky. Orografické okluze se vyskytují především za zonálně orientovanými pohořími, v Evropě za Alpami a Kavkazem, ale i za Skandinávskými horami. A. V. Kunic (1952) v této souvislosti používá termín orografická okluzní fronta;
2. okluzní proces urychlený v důsledku zpomalení postupu teplé fronty na návětrné straně pohoří. Viz též sekluze.

dolní sněžná čára rozšíření sněžných polí (sněžníků) po celý rok. Její poloha závisí především na orografických poměrech, protože sněžníky se vytvářejí ve sníženinách zemského povrchu a v zastíněných částech horských svahů. Orografická sněžná čára leží níže než klimatická sněžná čára, výškový rozdíl může být i několik set metrů.

viz turbulence mechanická.

syn. oblak orografický.

syn. oblak horský – souhrnné označení pro oblaky vznikající v důsledku proudění vzduchu přes izolovanou terénní vyvýšeninu nebo přes horský hřeben. Vyskytují se v úrovni vrcholu překážky, pod ním nebo nad ním. Přestože orografický oblak může mít často vzhled značně odlišný od ostatních oblaků mimo oblast terénních překážek, bývá při met. pozorováních zařazován vždy do jednoho z deseti druhů oblaků. Nejčastěji to bývá altocumulus, stratocumulus nebo cumulus. Tvar orografického oblaku i jeho mikrofyzikální složení musí však být v zásadě shodné s vlastnostmi druhu, do něhož je oblak zařazen. Orografický oblak se obvykle pohybuje velmi pomalu nebo nemění svou polohu vzhledem k terénní překážce, a to i při silném větru. V blízkosti vrcholu izolované terénní vyvýšeniny vytvářejí orografické oblaky často oblačnou čepici, z níž zpravidla srážky nevypadávají. Horská pásma nebo hřebeny bývají místem působení orografického fénu, kdy mohou vydatné srážky vypadávat zejména na návětrné straně. Hustou oblačnost před vrcholy a nad nimi lze ze závětrné strany pozorovat jako tzv. fénovou zeď. Často je pozorován jeden nebo několik oblaků tvaru lenticularis přímo nad vrcholem překážky, nebo za ním na závětrné straně, jako důsledek vlnového proudění. Viz též oblak stacionární, Atlas horských mraků.

cyklogeneze probíhající na závětrné straně horské překážky. Nejpříznivější podmínky pro orografickou cyklogenezi vytvářejí při převládajícím zonálním proudění více méně meridionálně orientovaná pohoří, jako jsou Skalnaté hory, Apalačské pohoří, Skandinávské pohoří a pohoří vých. Asie, avšak i Alpy, méně Pyreneje, Karpaty a Kavkaz. Viz též brázda nizkého tlaku vzduchu dynamická.

viz fén.

syn. mlha svahová.

srážky vytvořené nebo zesílené v důsledku procesů orografického zesílení srážek. Orografické srážky mají často charakter trvalých srážek, ovlivněných výstupnými pohyby vzduchu při přetékání horské překážky a případně ještě zesílených nálevkovým efektem. Takové srážky se vyskytují nejen na horách, nýbrž i v jejich návětří. K orografickým srážkám dále řadíme konvektivní srážky podmíněné orografií, které mohou vznikat nebo se šířit i v závětří hor. Prostorové rozdělení orografických srážek tak podmiňuje klimatické poměry hor i přilehlých oblastí. Viz též oblak orografický.

syn. brázda nízkého tlaku vzduchu dynamická.

málo používané společné označení pro orograficky podmíněné druhy místního větru, tedy pro padavý vítr, svahový vítr a horský a údolní vítr.

bouřka spojená s orografickým zesílením konvekce, zejména termické konvekce nad osluněnými svahy. Vývoj konvektivní oblačnosti a vznik orografické bouřky je dále podporován orograficky podmíněným vynuceným výstupným prouděním na návětrné straně hor. Orografické bouřky řadíme mezi bouřky uvnitř vzduchové hmoty.

syn. deprese závětrná – v meteorologii a klimatologii se tímto termínem označuje tlaková deprese, která vzniká při proudění přes horskou překážku v závětří této překážky. Viz též brázda nízkého tlaku vzduchu dynamická.

viz popis výskytu jevů v předpovědi počasí pro ČR.

občas používané hovorové společné označení pro bouřku uvnitř vzduchové hmoty a bouřku orografickou. Označení vyjadřuje i slabší a lokální charakter konvektivní bouře, při jejímž vývoji k bouřce dochází.

přístroj pro měření osmotického tlaku.

místní název pro teplý již. nebo jv. vítr na pobřeží Bulharska, který je považován za předzvěst špatného počasí.

syn. mód proměnlivosti – v klimatologii neperiodické nebo periodické posuny polohy a/nebo kolísání intenzity akčních center atmosféry, často spojené s výkyvy jiných vlastností klimatického systému (především teploty povrchu moře). Mají za následek výkyvy všeobecné cirkulace atmosféry a tím i kolísání klimatu dané oblasti. Prostřednictvím dálkových vazeb se vlivy oscilací přenášejí i do jiných regionů, takže mohou mít vliv i na globální klima. Různé oscilace se navzájem liší rychlostí střídání svých opačných fází, a to od desítek roků (atlantická multidekádní oscilace, pacifická dekádní oscilace) přes jednotky roků (ENSO, indickooceánský dipól) až po desítky dnů (Maddenova–Julianova oscilace); v případě arktické a s ní spojené severoatlantické oscilace dochází k výkyvům v různých časových měřítcích. Kromě troposféry mohou oscilace probíhat i ve vyšších vrstvách atmosféry, jako např. kvazidvouletá oscilace).

souhrn celoročně nebo sezónně probíhajících pohybů vody ve světovém oceánu nebo v jeho určité části. Hlavními složkami oceánské cirkulace jsou termohalinní cirkulace, a systém oceánských proudů.

syn. klima maritimní – klima s výraznou oceánitou klimatu.

syn. maritimita klimatu – souhrn vlastností klimatu podmíněných působením oceánu na procesy geneze klimatu, v protikladu ke kontinentalitě klimatu. Hlavními faktory jsou oproti pevnině velká tepelná setrvačnost vody v důsledku jejího měrného tepla, průsvitnosti a promíchávání, dále větší výpar a menší turbulentní tření v atmosféře nad mořskou hladinou. Oceánita klimatu je typická pro pobřeží oceánů, pokud nejsou výrazně ovlivňována studenými oceánskými proudy, může však zasahovat ve směru převládajícího proudění dále na pevninu, čemuž napomáhá případná přítomnost rozsáhlých vodních ploch, především vnitřních moří. Velkou oceánitu klimatu mívají hřebeny hor, a to i ve značné vzdálenosti od oceánu. V oblastech s oceánickým klimatem se vyskytuje nevýrazný roční i denní chod teploty vzduchu s opožďováním jejího roč. maxima a minima oproti slunovratům. Dalšími projevy oceánity klimatu jsou větší vlhkost vzduchu, rychlost větru a množství srážek. Ty v takových oblastech bývají rovnoměrněji rozloženy během roku, přičemž ve středních zeměpisných šířkách se případné srážkové maximum vyskytuje v zimě. Viz též index kontinentality.

syn. index maritimity – klimatologický index k vyjádření oceánity klimatu, v podstatě málo používané syn. k termínu index kontinentality.

syn. proud mořský – souvislý horizontální jednosměrný pohyb svrchní vrstvy oceánské vody, který je součástí cirkulačního systému, pro nějž je hlavním zdrojem hybnosti vítr v rámci všeobecné cirkulace atmosféry. Oceánské proudy patří mezi důležité geografické klimatotvorné faktory neboť umožňují mezišířkovou výměnu tepla a pomáhají tak vyrovnávat nerovnováhu bilance záření mezi různými zeměp. šířkami. V závislosti na teplotě proudící vody rozeznáváme teplé a studené oceánské proudy, jejichž vlivy na klima jsou značně odlišné. Zatímco teplé oceánské proudy zvyšují humiditu a oceánitu klimatu přilehlých pevnin, studené proudy způsobují naopak klima spíše kontinentální a aridní.
Základem systému povrchových oceánských proudů je pětice hlavních koloběhů v oblastech subtropických anticyklon. V ekvatoriální části těchto koloběhů směřují oceánské proudy, označované souborně jako Severní a Jižní rovníkový proud, vlivem pasátové cirkulace od východu na západ, přičemž v nich teplota povrchu moře postupně narůstá. Na západních okrajích oceánů na ně navazují teplé západní okrajové proudy, které transportují teplo do vyšších zeměpisných šířek, kde pokračují se západní složkou určovanou stálými západními větry: v severním Atlantiku to je Golfský a na něj navazující Severoatlantský proud, v severním Pacifiku proud Kurošio a na něj navazující Severní tichomořské proud, v jižním Pacifiku Východoaustralský proud, v jižním Atlantiku Brazilský proud, v jižním Indickém oceánu Agulhaský a Mozambický proud. Na jižní polokouli se jižní segmenty tří subtropických koloběhů spojují do souvislého studeného Západního příhonu, od něhož se při východních okrajích příslušných oceánů oddělují k severu mířící studené východní okrajové proudy, které subtropické koloběhy jižní polokoule uzavírají: Peruánský proud, Benguelský proud a Západoaustralský proud. Jejich obdobou v severním Atlantiku a Pacifiku jsou studený Kanárský, resp. Kalifornský proud. Systém subtropických koloběhů oceánské vody má určitou obdobu v subpolárních oblastech, kde hrají roli polární východní větry. Na severní polokouli tak k oběma subtropickým koloběhům od severozápadu směřují studený Labradorský proud, resp. proud Ojašio.
Intenzita oceánských proudů se může během roku výrazně měnit, poloha většiny proudů však zůstává vcelku stabilní. Výjimkou je severní Indický oceán, kde se vlivem monzunové cirkulace subtropický koloběh vyvíjí pouze v teplé části roku. V zimě zde naopak severovýchodní zimní monzun způsobuje převádající proudění oceánské vody k jihozápadu. Poloha a intenzita oceánských proudů může dále kolísat i meziročně, a to v souvilosti s klimatickými oscilacemi. Dlouhodobé změny oceánských proudů v souvislosti s pohybem kontinentů pak zásadně ovlivnily vývoj paleoklimatu v geologické minulosti Země.
Základní schéma proudění ve světovém oceánu doplňuje řada dalších proudů a protiproudů, které jsou podmíněny např. rozdíly výšek hladiny v různých částech světového oceánu. Systém povrchových oceánských proudů je dále provázán s další složkou oceánské cirkulace, termohalinní cirkulací, přičemž k propojení cirkulace v různých hloubkách dochází prostřednictvím upwellingu a downwellingu.

(O₃) – za normálních podmínek chemicky vysoce nestabilní chemická látka, tvořená tříatomovými molekulami kyslíku. Tento plyn tvoří přirozenou složku atmosféry Země, nicméně jeho množství je relativně nepatrné; pokud by byl koncentrován na normální tlak vzduchu 1 013,25 hPa při teplotě 0 °C, vytvářel by vrstvičku o tloušťce 1,5 až 4,5 mm. Z celkového obsahu ozonu v atmosféře se rozhodující část (80–90 %) nachází v ozonové vrstvě ve stratosféře s maximem koncentrace ve výšce cca 20–30 km. Proces vzniku a zániku stratosférického ozonu popisuje tzv. Chapmanův cyklus.
Nejvíce ozonu vzniká ve vyšších hladinách tropické stratosféry v důsledku fotodisociace molekulárního kyslíku ultrafialovým zářením. Výsledkem této fotodisociace je excitovaný atomární kyslík, jenž posléze ve specifickém procesu srážek s nedisociovanými molekulami O₂ vytváří molekuly ozonu O₃. Z vyšších hladin tropické stratosféry je pak ozon Brewerovou–Dobsonovou cirkulací transportován do poněkud nižších stratosférických hladin vyšších zeměpisných šířek. Určité množství ozonu vzniká i v troposféře složitými chemickými reakcemi z přírodních i antropogenních plynů. Část troposférického ozonu vyskytující se v přízemní vrstvě atmosféry je označována jako přízemní ozon.
Ozon intenzívně pohlcuje ultrafialové sluneční záření hlavně v oblasti vlnových délek λ = 0,22 μm až 0,36 μm. Ozon má niméně absorpční pásy i v dalších oblastech slunečního spektra, které jsou však méně významné. Pohlcuje i část záření zemského povrchu, takže patří mezi skleníkové plyny. Prostorové změny koncentrace ozonu závisí nejen na vrstvě jeho vzniku, ale i na jeho přenosu advekčními a konv. pohyby ve stratosféře. Viz též měření ozonu.

časově rychle vznikající, avšak prostorově omezená zeslabení ozonové vrstvy s rozsahem 10⁵ – 10⁶ km², která byla objevena až pomocí družicových měření. Tyto útvary jsou ryze dynamického původu a mění svoji polohu v závislosti na cirkulačních podmínkách spodní stratosféry a horní troposféry. Nejčastěji se vytvářejí ve středních zeměpisných šířkách a častěji na severní polokouli. Doba jejich životnosti je několik dnů. Četnost výskytu může ovlivnit charakter dlouhodobého vývoje stavu ozonové vrstvy nad zvolenou oblastí.

viz smog oxidační.

označení pro výrazné zeslabení ozonové vrstvy v oblasti Antarktidy, používané i v odborné literatuře. Ozonová díra je definována jako oblast s celkovým množstvím ozonu menším než 220 DU. Výskyt ozonové díry byl zjištěn počátkem 80. let na základě pozemních i družicových měření ozonu. Jedná se o rozsáhlou anomálii v ozonové vrstvě; pravidelně se vytváří během jarního období (srpen – listopad) nad jižními polárními oblastmi. Prostorový rozsah ozonové díry v období jejího maxima přesahuje 20 miliónů km²;. Snížení celkového obsahu ozonu v ozonové díře činí až 60 % a ve výškách 14–19 km je stratosférický ozon zcela rozložen. Doba trvání ozonové díry je úzce spjatá s existencí jižního cirkumpolárního víru. Ozonová díra vzniká rozkladem stratosférického ozonu sloučeninami chloru a bromu uvolňovaných fotochemickým rozkladem některých antropogenních látek (např. chlorované uhlovodíky – freony) vlivem ultrafialového slunečního záření. V těchto reakcích hrají důležitou katalytickou úlohu rovněž pevné částice stratosférické oblačnosti (heterogenní reakce) vznikající za velmi nízkých teplot (–78 až –90 °C) ve spodní stratosféře. Ozonová díra nad severním pólem nebyla dosud zjištěna v důsledku odlišných cirkulačních a teplotních vlastností severní polární stratosféry. Nad severním pólem se ozonová díra v rozsahu pozorovaném v oblasti Antarktidy nevyskytuje. V omezeném prostorovém rozsahu byl ale pozorován krátkodobý výskyt velmi nízkých hodnot celkového ozonu (např. jaro 2011).

určení množství ozonu v určitém bodě, vrstvě nebo hladině atmosféry. Nejčastěji se jedná o měření koncentrace ozonu v přízemní vrstvě atmosféry (parametr znečištění ovzduší), měření celkového množství ozonu v jednotkovém sloupci atmosféry (tloušťka ozonové vrstvy) nebo měření vertikálního profilu koncentrace ozonu (profil ozonové vrstvy). Celkový obsah ozonu v atmosféře se většinou měří Dobsonovým nebo Brewerovým spektrofotometrem a vyjadřuje se v Dobsonových jednotkách. Vert. rozložení ozonu v atmosféře se měří především pomocí balonových elektrochemických ozonových sond a ozonovými lidary. Kromě toho se k monitorování ozonu v atmosféře používají i družicová měření ozonu.

syn. vrstva ozonová.

syn. 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 O₃ 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.

syn. sonda ozonová.

elektrochemický analyzátor obsahu ozonu v nasávaném vzorku vzduchu, spojený převodníkem s radiosondou. Ozonová sonda se používá k balonovým měřením vert. rozložení koncentrace ozonu v zemské atmosféře do výšek cca 30 km. V ČR se používají ozonové sondy typu ECC (Electro Chemical Cell) založené na principu chem. reakce ozonu s vodním roztokem jodidu draselného. Elektrochemický proces (elektrolýza), který při reakci vzniká, vytváří el. proud úměrný koncentraci jódu, a tím i ozonu ve vrstvě, kterou ozonová sonda prolétává. Na základě informací z ozonové sondy, které jsou vysílačem radiosondy předávány na radiosondážní stanici, se konstruují vertikální profily koncentrace ozonu. Viz též sondáž ovzduší ozonometrická.

sondáž ovzduší, při níž se zjišťuje koncentrace ozonu. Provádí se většinou pomocí elektrochemických ozonových sond, které umožňují popsat vertikální profil koncentrace ozonu v atmosféře a jeho integrovanou hodnotu nad místem měření. Viz též měření ozonu.