Meteorologický slovník - výklad pojmů

▶ 22°-Ring m

▶ 46°-Ring m

▶ RAD-Meldung

▶ Radar n

syn. radiolokátor – elektronické zařízení pro detekci a lokalizaci vzdálených objektů, které rozptylují nebo odrážejí rádiové elmag. záření. Radar se skládá z vysílače, anténního systému, přijímače, bloku signálového zpracování, bloku zpracování a vizualizace dat a dalších doplňkových obvodů.
Nejčastěji jsou radary konstruovány jako monostatické, kdy jeden anténní systém je využíván pro vysílání i příjem. V takovém případě radarová detekce využívá odrazu a zpětného rozptylu signálu na radiolokačních cílech. Podstatně méně časté jsou bistatické radary, které mají oddělené vysílací a přijímací anténní systémy a pro detekci využívají přímého rozptylu.
Radary lze též rozdělit podle způsobu vyzařování na impulzní a radary se stálou vlnou. Častěji jsou využívány radary impulzní, které v pravidelných cyklech vysílají do atmosféry velmi krátké pulsy mikrovlnného elmag. záření o velkém okamžitém (špičkovém) výkonu, formované anténou (parabolickou) do úzkého svazku. Radar se vždy bezprostředně po vyslání pulsu přepne do přijímacího módu. Objekty ležící v cestě radarového paprsku odrážejí, rozptylují a absorbují energii. Malá část odražené a rozptýlené energie směřuje zpět k anténě, na které je zachycena a odvedena do přijímače, kde je zesílena a dále zpracována. Pokud je přijatý signál dostatečně silný, je detekován a vyhodnocen jako radiolokační cíl. V rámci signálového zpracování je vyhodnocen přijatý výkon, případně další charakteristiky signálu. Přijatý výkon je pomocí radiolokační rovnice převeden na radarovou odrazivost. Čas mezi vysláním pulzu a přijetím odraženého signálu udává vzdálenost cíle, který společně se známou polohou antény (azimut, elevace) jednoznačně lokalizují cíl v prostoru. Podle typu radaru je možné vyhodnotit i některé další charakteristiky cíle. Dopplerovské radary mohou navíc pomocí Dopplerova efektu vyhodnotit radiální rychlost cíle ze změny frekvence přijatého signálu. Polarimetrické radary umožňují navíc současně vyhodnocovat odrazy horizontálně a vertikálně polarizovaného záření a z jejich porovnání odvodit další charakteristiky.
Radary se stálou vlnou nejsou vhodné k určování přesné polohy cíle, umožňují však lepší měření radiální rychlosti cílů (např. policejní radary pro měření rychlosti vozidel).

▶ Radar-Produkt A-skop n

▶ Radar-Produkt B-skop n

▶ Radar-Produkt CAPPI n

▶ Radar-Produkt ECHO TOP n

▶ Radar-Produkt HAIL-PROB n

▶ Radar-Produkt MAX_Z n

▶ Radar-Produkt maximale Reflektivität n

▶ Radar-Produkt PPI n

▶ Radar-Produkt PseudoCAPPI n

▶ Radar-Produkt RHI n

▶ Radar-Produkt VIL n

vertikálně integrovaný obsah kapalné vody. Produkt je vhodný pro posuzování intenzity konv. jevů. Za předpokladu Marshallova–Palmerova rozdělení se VIL [kg.m^–2] stanoví pomocí vzorce

V I L = {3,44.10}^{-6} \int_{h_{z}}^{h_{t}} Z^{\frac{4}{7}} d h

kde Z [mm⁶.m^–3] je radiolokační odrazivost, h_z [m] je výška základny oblačnosti a h_t [m] je výška horní hranice oblačnosti. Při praktickém výpočtu se pro každý plošný element provádí sumace přes jednotlivé PPI hladiny.

▶ Radardetektion f

▶ Radarecho n

▶ Radargerät n

▶ Radargleichung f

základní rovnice radiolokace meteorologických cílů ve všeobecně užívaném zpřesněném tvaru, odvozená Probert-Jonesem v r. 1962. Vztah mezi naměřeným přijatým výkonem

Π_{M}

odraženým od meteorologických cílů s radiolokační odrazivostí Z ve vzdálenosti r od radaru a technickými parametry radaru. Ve zjednodušené formě s použitím meteorologického potenciálu radaru η_M má tvar:

{\bar{P}}_{r} = Π_{M} \frac{Z}{r^{2}}

V úplném tvaru zní

{\bar{P}}_{r} = (\frac{π^{3} P_{t} G^{2} θ ϕ c τ {| K |}^{2}}{1024 \ln (2) λ^{2}}) (\frac{Z}{r^{2}}),

Kde P_t je impulzní výkon vysílače, G zisk antény, θ a φ jsou horizontální a vertikální šířka anténního svazku, c rychlost světla, τ délka pulsu,

{| K |}^{2} = 0,93

konstanta dielektrických vlastností vody a λ vlnová délka. Rovnice byla odvozena za předpokladu, že meteorologické cíle jsou sférické vodní kapičky splňující předpoklady Rayleighova rozptylu, které homogenně vyplňují celý objem radarového pulsu a že lze zanedbat útlum signálu na trase mezi anténou a cílem.

▶ Radarklimatologie f

▶ Radarmeteorologie f

▶ Radarnetz n

▶ Radarortung f

▶ Radarreflektivität der Schmelzzone f

▶ Radarreflektivität des Bodens f

▶ Radarreflektivität f

veličina, která charakterizuje odrazové vlastnosti radiolokačního cíle. V případě meteorologického cíle závisí radarová odrazivost jeho jednotkového objemu zejména na velikosti částic, na jejich počtu, tvaru a fyzikálních vlastnostech. Radarová odrazivost η je definována vztahem

η = \sum_{i \in 1 V}^{} σ_{i},

kde 1V označuje jednotkový objem a σ_i efektivní plochu zpětného rozptylu od jednotlivých částic v jednotkovém objemu. Při radarových meteorologických měřeních většinou předpokládáme splnění předpokladů Rayleighova rozptylu, kde pro efektivní plochu zpětného rozptylu částice platí vztah

σ_{i} = \frac{π^{5}}{λ^{4}} {| K |}^{2} D_{i}^{6},

kde λ je vlnová délka elmag. záření a

{| K |}^{2} = {| (m^{2} - 1) / (m^{2} + 2) |}^{2},

m = n – ik je komplexní index lomu elektronagnetického vlnění ve vodě (ledu), n je příslušný index lomu a k absorpční index. Odtud při odvozování radiolokační rovnice dostáváme vztah pro koeficient radarové odrazivosti Z

Z = \sum_{i \in 1 V}^{} D_{i}^{6} = \int_{0}^{\infty} N (D) D^{6} d D,

kde D_i je průměr jednotlivých částic v jednotkovém objemu a N(D) značí rozdělení velikosti částic. V praxi není radarová odrazivost η v naprosté většině případů používána a jako radarová odrazivost je označován koeficient radarové odrazivosti Z. Jednotkou radarové odrazivosti Z je [mm⁶m^–3]. Protože radarová odrazivost nabývá pro meteorologické cíle velkého rozsahu hodnot, je pro zjednodušení práce většinou vyjadřována v logaritmickém vyjádření

Z [dBZ] = 10 \log_{10} \frac{Z [m m^{6} m^{- 3}]}{Z_{0}}; Z_{0} = 1 m m^{6} m^{- 3} .

Radarová odrazivost Z [dBZ] se používá v radarové meteorologii ke zjištění a rozlišení různých druhů oblačnosti, nebezpečných povětrnostních jevů a měření rozložení intenzity srážek. Viz též vztah Z – I, plocha rozptylu efektivní.

▶ Radarsonde f

▶ Radarstation f

▶ Radarsystem n

▶ Radarziel am Boden n

▶ Radarziel n

▶ radiatus

▶ Radio Acoustic Sounding Systém n

▶ Radio-Atmometer n

▶ radioaktive Luftverunreinigung f

▶ radioaktive Wolke f

▶ radioaktiver Fallout m

▶ Radioaktivität in der Atmosphäre f

▶ Radiohorizont m

druh obzoru používaný v radarové meteorologii, tvořený nejvzdálenějšími body na zemském povrchu kolem zdroje elmag. záření, kam může v jednotlivých směrech dosáhnout radarový paprsek, který je v daném místě k povrchu tečný. Vlivem výrazné atmosférické refrakce v oboru mikrovlnného záření je poloměr radiohorizontu o 8 % větší než poloměr optického obzoru a tudíž o 15 % větší než poloměr geometrického obzoru, je však přitom ovlivněn místním obzorem. Za předpokladu hladkého zemského povrchu je poloměr radiohorizontu přibližně vyjádřen vztahem

R_{r h} = \sqrt{2 R_{e f} . h},

kde R_rh je poloměr radiohorizontu v km, R_ef efektivní poloměr Země v km rovný 4/3 skutečného zemského poloměru v dané zeměp. šířce a h výška antény nad zemským povrchem v metrech.

▶ Radiometeorologie f

▶ Radiometer n

▶ Radiometrie f

▶ Radiorefraktion f

▶ Radiosonde f

▶ Radiosondenballon m

▶ Radiosondenmessung f

▶ Radiosondenstation f

▶ Radiosondenstation für komplexe Sondierung der Atmosphäre f

▶ Radiosondierung f

▶ Radiotheodolit n

▶ Radiowind m

▶ Radiowindmesstation f

▶ Radiowindmessung f

▶ Radius des Trägheitskreises m

▶ Raketen-Ballonsondierung f

▶ Raketensonde f

▶ Raketensondierung f

▶ Randtief n

▶ Rankin-Temperaturskala f

▶ Raoultsches Gesetz n

zákon, který vyjadřuje závislost dílčího tlaku nasycené vodní páry nad hladinou vodního roztoku na koncentraci rozpuštěné látky, lze jej vyjádřit vztahem

e_{s} = e_{s_{0}} \frac{N}{N + n},

kde e_s je dílčí tlak nasycené vodní páry nad hladinou roztoku, e_s0 značí dílčí tlak nasycené vodní páry nad hladinou destilované vody, N počet molů destilované vody a n počet molů rozpuštěné látky. Ze vzorce vyplývá, že při stoupající koncentraci rozpuštěné látky se tlak nasycené vodní páry snižuje. Uvedený vztah platí pouze pro nedisociované roztoky. V případě elektrolytů je nutné brát v úvahu jejich disociaci a vliv vázání polárních molekul vody na iontech na snížení tlaku nasycené vodní páry nad hladinou roztoku. Pro elektrolyty má Raoultův zákon tvar

e_{s} = e_{s_{0}} \frac{N}{N + i n},

kde i je van´t Hoffův faktor závisející nejen na koncentraci, nýbrž i na druhu rozpuštěné látky. Raoultův zákon má značný význam ve fyzice oblaků a srážek pro růst vodních kapek, které v atmosféře vznikly na hygroskopických kondenzačních jádrech rozpustných ve vodě. Zákon odvodil F. M. Raoult v r. 1886.

▶ Raueis n

▶ Raufrost n

▶ Raufrostintensität f

▶ Raufrostkarte f

▶ Raufrostmesser m

▶ Rauhigkeitshöhe f

syn. koeficient drsnosti – veličina s rozměrem délky, která patří svým původem do aerodynamiky. V meteorologii se používá ve fyzice mezní vrstvy atmosféry k vyjádření vlivu zemského povrchu na proudění vzduchu a na vert. transport hybnosti, tepla, vodní páry, popř. různých příměsí v přízemní vrstvě atmosféry. Parametr drsnosti lze interpretovat jako výšku drsnostních elementů, tj. různých výčnělků apod. zemského povrchu, efektivní z hlediska posuzovaného vlivu, nebo jako charakteristiku turbulentního promíchávání v úrovni zemského povrchu. Určuje se zpravidla z vert. profilu rychlosti horiz. proudění v bezprostřední blízkosti zemského povrchu, nejlépe při indiferentním teplotním zvrstvení ovzduší. Pro různé typy přirozeného rovinného povrchu dosahuje hodnot od setin mm (uhlazená sněhová pokrývka) do zhruba 10 cm (vysoká tráva). Uvnitř zástavby se volí hodnota parametru drsnosti zemského povrchu v rozmezí 1/20 až 1/10 výšky staveb. Nad vodním povrchem závisí parametr drsnosti na vlnění, a tím na rychlosti větru. Podle C. G. Rossbyho lze souvislost mezi parametrem drsnosti zemského povrchu z₀ a směšovací délkou l vyjádřit vztahem

l (z) = κ (z + z_{0})

v němž z značí výšku nad zemským povrchem a κ von Kármánovu konstantu. Viz též drsnost povrchu.

▶ Rauhigkeitsparameter m

syn. koeficient drsnosti – veličina s rozměrem délky, která patří svým původem do aerodynamiky. V meteorologii se používá ve fyzice mezní vrstvy atmosféry k vyjádření vlivu zemského povrchu na proudění vzduchu a na vert. transport hybnosti, tepla, vodní páry, popř. různých příměsí v přízemní vrstvě atmosféry. Parametr drsnosti lze interpretovat jako výšku drsnostních elementů, tj. různých výčnělků apod. zemského povrchu, efektivní z hlediska posuzovaného vlivu, nebo jako charakteristiku turbulentního promíchávání v úrovni zemského povrchu. Určuje se zpravidla z vert. profilu rychlosti horiz. proudění v bezprostřední blízkosti zemského povrchu, nejlépe při indiferentním teplotním zvrstvení ovzduší. Pro různé typy přirozeného rovinného povrchu dosahuje hodnot od setin mm (uhlazená sněhová pokrývka) do zhruba 10 cm (vysoká tráva). Uvnitř zástavby se volí hodnota parametru drsnosti zemského povrchu v rozmezí 1/20 až 1/10 výšky staveb. Nad vodním povrchem závisí parametr drsnosti na vlnění, a tím na rychlosti větru. Podle C. G. Rossbyho lze souvislost mezi parametrem drsnosti zemského povrchu z₀ a směšovací délkou l vyjádřit vztahem

l (z) = κ (z + z_{0})

v němž z značí výšku nad zemským povrchem a κ von Kármánovu konstantu. Viz též drsnost povrchu.

▶ Rauch m

▶ Rauchfahne f

▶ Rauchfahne-Modell n

▶ Rauchfahnenform f

▶ Rauchfahnentyp m

▶ Rauchwolke f

▶ Rauigkeit der Oberfläche f

▶ Rauigkeit des Klimas f

▶ Rauigkeitslänge f

▶ Raumklima n

▶ räumlicher Vertikalschnitt m

▶ Raureif m

▶ Raureifpegel m

▶ Rayleigh-Atmosphäre f

▶ Rayleigh-Bénard-Konvektion f

▶ Rayleigh-Gesetz n

zákon vyjadřující závislost rozptylu záření na vlnové délce tohoto záření za předpokladu, že rozptylující částice jsou sférické, el. nevodivé a splňují podmínku, že hodnota 2πr / λ je řádově menší než jedna, přičemž r značí poloměr rozptylujících částic a λ vlnovou délku rozptylovaného záření. Označíme-li I_λ intenzitu rozptylovaného záření o vlnové délce λ a obdobně intenzitu rozptýleného záření i_λ, lze Rayleighův zákon vyjádřit ve tvaru

i_{λ} \approx \frac{I_{λ}}{λ^{4}} .

Nepřímá závislost účinnosti Rayleighova rozptylu na čtvrté mocnině vlnové délky rozptylovaného záření má v atmosféře za následek modř oblohy, neboť molekulární rozptyl slunečního záření přibližně splňuje podmínky platnosti Rayleighova zákona, a ve viditelné oblasti rozptýleného slunečního záření jsou proto nejvíce zastoupeny vlnové délky z modrofialového konce spektra. Zákon odvodil angl. fyzik J. W. Strutt (pozdější lord Rayleigh) v r. 1871.

▶ Rayleigh-Streuung f

▶ Rayleigh-Theorie f

▶ Rayleigh-Zahl f

parametr Ra charakterizující podobnost z hlediska přenosu tepla prouděním (konvekcí). Lze ho určit ze vzorce

Ra = \frac{β g H^{3} Δ T}{k ν},

kde β značí koeficient teplotní roztažnosti, g tíhové zrychlení, H tloušťku vrstvy tekutiny, resp. vzdálenost mezi stěnami vymezujícími proudění tekutiny, ΔT tomu příslušející rozdíl teplot, k koeficient teplotní vodivosti a ν koeficient kinematické vazkosti dané tekutiny. Viz též kritéria podobnostní.

▶ Rayleigh-Zahl f

parametr Ra charakterizující podobnost z hlediska přenosu tepla prouděním (konvekcí). Lze ho určit ze vzorce

Ra = \frac{β g H^{3} Δ T}{k ν},

kde β značí koeficient teplotní roztažnosti, g tíhové zrychlení, H tloušťku vrstvy tekutiny, resp. vzdálenost mezi stěnami vymezujícími proudění tekutiny, ΔT tomu příslušející rozdíl teplot, k koeficient teplotní vodivosti a ν koeficient kinematické vazkosti dané tekutiny. Viz též kritéria podobnostní.

▶ Reanalyse f

▶ Réaumur-Thermometerskala f

teplotní stupnice, dnes již nepoužívaná, která dělí teplotní interval mezi bodem mrznutí a bodem varu čisté vody při normálním tlaku vzduchu 1 013,25 hPa na 80 dílů (°R). Zavedl ji v roce 1731 franc. přírodovědec R. A. Ferchault de Réaumur. Mezi Réaumurovou teplotní stupnicí a Celsiovou teplotní stupnicí platí převodní vztah:

T (° R) = \frac{4}{5} T (° C)

▶ Reduktion der Lufttemperatur f

1. přepočet teploty vzduchu na jinou nadm. výšku než ve které byla změřena, zpravidla na hladinu moře, viz teplota vzduchu redukovaná na hladinu moře. Provádí se pomocí konvenčně stanoveného nebo z dat odvozeného vertikálního teplotního gradientu, ve stř. Evropě např. podle Hannova vzorce

T_{0} = T + 0, 005 h,

kde T₀ je redukovaná teplota, h nadm. výška stanice v metrech a T teplota vzduchu ve výšce h. Závislost teploty vzduchu na nadm. výšce se nicméně během roku mění a je ovlivňována i dalšími faktory, především reliéfem.
2. přepočet prům. měs., sezonní nebo roč. teploty vzduchu krátkých řad pozorování na jednotné, zpravidla normální období. Provádí se pomocí blízké referenční stanice s úplnou řadou pozorování metodou diferencí za předpokladu kvazikonstantnosti těchto diferencí.

▶ Reduktion des Luftdrucks auf eine Standarddruckfläche f

▶ Reduktion des Luftdrucks auf Meeresniveau f

▶ Reduktion des Niederschlags auf gleiche Perioden f

▶ Reduktion f

▶ reduzierte Isotherme f

▶ reflektierte Globalstrahlung f

▶ reflektierte Strahlung f

▶ Reflexion der Rauchfahne f

▶ Reflexstrahlung f

▶ Refraktion f

▶ Refraktion von elektromagnetischen Wellen in der Atmosphäre f

▶ Refraktionsindex (Brechungsindex) der elektromagnetischen Wellen in der Luft m

poměr rychlosti šíření elmag. vlnění ve vakuu k rychlosti šíření téhož vlnění ve vzduchu. Vzhledem k tomu, že vzduch je nemagnetickým prostředím s nepatrnou elektrickou vodivostí, lze v něm index lomu n vyjádřit vztahem

n = \sqrt{{&epsi;}_{r}},

v němž ε_r značí rel. permitivitu vzduchu. Index lomu v oblasti viditelného záření závisí na vlnové délce elmag. vlnění (s rostoucí vlnovou délkou poněkud klesá) a na hustotě vzduchu (se zvětšující se hustotou vzduchu roste). V oboru centimetrových rádiových vln, používaných např. meteorologickými radary, je index lomu v nezanedbatelné míře ovlivňován i vlhkostí vzduchu. Pro tento obor vlnových délek se v literatuře uvádí např. vztah

(n - 1) {.10}^{6} = \frac{78}{T} (p + \frac{4800 e}{T}),

kde T je teplota vzduchu v K, p tlak vzduchu a e tlak vodní páry v hPa. U zemského povrchu se hodnoty (n – 1) . 10⁶pohybují při různých met. situacích zhruba v rozmezí 260 až 460. Výraz N = (n – 1) . 10⁶ se někdy nazývá v literatuře radiorefrakce nebo N – jednotky. V troposféře můžeme podle časového hlediska rozlišovat sezonní, denní a neperiodické změny indexu lomu, podmíněné změnami teplotního zvrstvení ovzduší, turbulencí apod. Index lomu elmag. vlnění v popsaném smyslu nazýváme též abs. indexem lomu. Rel. indexem lomu pak rozumíme vzájemný poměr rychlostí šíření elmag. vlnění ve dvou různých prostředích, v meteorologii např. ve dvou vzduchových hmotách odlišných vlastností. Viz též šíření elektromagnetického vlnění v atmosféře.

▶ Refraktionsindex der Atmosphäre m

▶ Refsdal-Diagramm n

▶ Regelation des Eises f

▶ Regen m

▶ regenarme Jahreszeit f

▶ Regenbogen m

▶ Regeneration einer Antizyklone f

▶ Regeneration einer Zyklone f

▶ Regenfaktor m

▶ Regenguss m

▶ Regenintensität f

▶ Regenmesser m

▶ Regenperiode f

▶ Regenpol m

▶ Regenrate f

▶ Regenschatten m

▶ Regenschauer m

▶ Regenschichtwolke f

▶ Regenschreiber m

▶ Regentag m

▶ Regentropfen m

▶ Regentropfenspektum n

▶ Regenwolke f

▶ Regenzeit f

▶ Regionalassoziation der WMO f

▶ regionale Klimatologie f

▶ regionale Vorhersage f

▶ regionaler Vorhersagedienst m

▶ regionales Klimamodell n

▶ regionales meteorologisches Zentrum n

▶ Regionalverband der WMO f

▶ Regionalzentrum der WMO für Flugmeteorologie n

▶ Registriergerät n

▶ Registriertheodolit m

▶ Reibung in der Atmosphäre f

▶ Reibungskoeffizient m

▶ Reibungskraft f

▶ Reibungsschicht f

▶ Reifgraupeln f

▶ Reifpunkt m

▶ reine Luft f

▶ Reinhaltung der Luft f

▶ Reinluft f

▶ relative Feuchte f

syn. vlhkost vzduchu poměrná – charakteristika vlhkosti vzduchu měřená na met. stanicích, která vyjadřuje stupeň nasycení vzduchu vodní párou. Je definována jako poměr skutečné hustoty vodní páry ρ_v a hustoty vodní páry ρ_vs ve vzduchu nasyceném vodní párou při dané teplotě. Vyjadřuje se obvykle v %, tzn.

r = \frac{ρ_{v}}{ρ_{v s}} .100 %,

Místo hustoty vodní páry lze v definici relativní vlhkosti použít tlak vodní páry a přibližně i měrnou vlhkost vzduchu nebo směšovací poměr.
Relativní vlhkost lze obecně definovat vzhledem k vodě nebo vzhledem k ledu. V meteorologické praxi se pod pojmem relativní vlhkost rozumí hodnota relativní vlhkosti vzhledem k rovné hladině kapalné vody.

▶ relative Isohypse f

▶ relative Luftmassentransformation f

▶ relative Niederschlagsmenge f

▶ relative optische Luftmasse f

poměr absolutní optické hmoty atmosféry při poloze nebeského tělesa (nejčastěji Slunce) ve výšce nad obzorem vyjádřené úhlem h k absolutní optické hmotě při poloze tělesa v zenitu. Relativní optická hmota atmosféry, označovaná někdy zkráceně jako optická hmota, se vyskytuje ve vztazích popisujících zejména šíření přímého slunečního záření v zemské atmosféře. Při výškách h větších než 30° se relativní optická hmota atmosféry, označovaná jako m, zpravidla počítá pomocí jednoduchého vzorce

m = {(sin h)}^{- 1} .

Při menších výškách je vhodné použít opravu na zakřivení zemském povrchu a na lom světla v atmosféře.

▶ relative Sonnenscheindauer f

▶ relative Temperatur f

▶ relative Topographie f

(RT) – barická topografie svislých vzdáleností dvou izobarických ploch v atmosféře, analyzovaná pomocí relativních izohyps. Protože vzdálenost izobarických ploch neboli tloušťka vrstvy vymezené těmito plochami je přímo úměrná prům. virtuální teplotě vzduchového sloupce mezi oběma hladinami, relativní barická topografie charakterizuje teplotní pole příslušné vrstvy vzduchu a rel. izohypsy jsou zároveň izotermami prům. virtuální teploty této vrstvy. Relativní barická topografie se často označuje zkratkou RT s uvedením příslušných standardních izobarických hladin, např.

{RT}_{1000}^{500}

značí relativní barickou topografii vzduchové vrstvy mezi hladinami 500 hPa a 1 000 hPa. Viz též mapa relativní topografie, rovnice tendence relativní topografie.

▶ relative vorticity f

▶ relatives Koordinatensystem n

▶ Relativkoordinaten f/pl

▶ Remote sensing

▶ Remote sensing n

▶ repräsentative meteorologische Beobachtung f

▶ repräsentative Station f

▶ Repräsentativität f

▶ Resublimation f

▶ resultierender Wind m

▶ retrograde Zyklone f

▶ Reynolds-Gleichungen f/pl

▶ Reynolds-Parameter m

▶ Reynolds-Spannung f

▶ Reynolds-Zahl f

syn. parametr Reynoldsův – kvantitativní charakteristika poměrů v proudící tekutině (v meteorologii ve vzduchu). Vyjadřuje poměr setrvačných a vazkých sil. Reynoldsovo číslo úzce souvisí např. s podmínkami přechodu proudění laminárního v proudění turbulentní a v meteorologii se používá zejména ve fyzice mezní vrstvy atmosféry, např. při studiu obtékání překážek, a ve fyzice oblaků a srážek při obtékání srážkových částic. Lze je vyjádřit ve tvaru

R e = \frac{ρ v l}{μ} nebo R e = \frac{v l}{ν},

když

v

je rychlost proudění,

l

vhodně zvolená délka, ρ hustota proudící tekutiny a

μ

, resp.

ν

značí dyn., resp. kinematický koeficient vazkosti. Viz též kritéria podobnostní.

▶ Reynolds'scher Reibungstensor m

▶ Reynoldssche Spannung f

▶ Rhythmen im Wettergeschehen m/pl

▶ Riegeltheorie f

▶ Riesenkondensationskerne m/pl

▶ Richardson-Gleichung f

rovnice, která má v z-systému tvar

\frac{\partial v_{z}}{\partial z} = - \frac{1}{ρ} \nabla_{H} . (ρ v) - v . \frac{\nabla_{H} Θ}{Θ} + \frac{1}{c_{p} T} \frac{d q}{d t} + \frac{g p}{1 - κ} \int_{z}^{\infty} \nabla_{H} . (ρ v) . d z,

v němž

\nabla_{H} = (\frac{\partial}{\partial x}, \frac{\partial}{\partial y})

představuje operátor horiz. gradientu,

\nabla_{H} . = \frac{\partial}{\partial x} + \frac{\partial}{\partial y}

operátor horiz. divergence, z vert. souřadnici, v vektor horiz. rychlosti proudění, v_z vertikální rychlost,T teplotu vzduchu v K, Θ potenciální teplotu v K, ρ hustotu vzduchu, t čas, g velikost tíhového zrychlení, q množství tepla uvolňovaného nebo spotřebovávaného neadiabatickými ději v jednotce hmotnosti vzduchu, κ ≡ R/c_p je Poissonova konstanta, R značí měrnou plynovou konstantu vzduchu a c_p jeho měrné teplo při stálém tlaku. Tuto rovnici použil L. F. Richardson v roce 1922 při prvním pokusu o konkrétní numerickou předpověď polí meteorologických prvků jako vztah pro vert. rychlost. Východiskem odvození Richardsonovy rovnice je mat. vyjádření první hlavní termodynamické věty, které se upraví pomocí rovnice hydrostatické rovnováhy, rovnice kontinuity, definičního vztahu potenciální teploty a integruje od zvolené horiz. hladiny z, ke které je vztažena vert. rychlost v_z, až k horní hranici atmosféry.

▶ Richardson-Parameter m

▶ Richardson-Zahl f

▶ Ringelmann-Skala f

▶ Robitzsch-Diagramm n

▶ roll cloud f

▶ Rossbreiten f/pl

▶ Rossbreiten pl

▶ Rossby-Diagramm n

▶ Rossby-Formel f

▶ Rossby-Parameter m

veličina β daná meridionálním gradientem Coriolisova parametru a definovaná vztahem:

β = \frac{\partial λ}{\partial y},

kde λ je Coriolisův parametr a kladný směr souřadnicové osy y směřuje k severu. Využívá se zejména v teorii Rossbyho vln.

▶ Rossby-Parameter m

veličina β daná meridionálním gradientem Coriolisova parametru a definovaná vztahem:

β = \frac{\partial λ}{\partial y},

kde λ je Coriolisův parametr a kladný směr souřadnicové osy y směřuje k severu. Využívá se zejména v teorii Rossbyho vln.

▶ Rossby-Radius m

▶ Rossby-Schwerewellen f/pl

▶ Rossby-Wellen f/pl

vlnové poruchy v zonálním západo-východním přenosu vzduchových hmot v mírných zeměp. š.; projevují se ve výškovém tlakovém poli vytvářením hřebenů vysokého tlaku a brázd nízkého tlaku vzduchu. Izohypsy na výškových mapách pak nabývají podoby vln o délce několika tisíců km. Kolem zeměkoule se tvoří současně několik, zpravidla 3 až 6 těchto vln, označovaných původně jako dlouhé vlny. Jejich vlastnosti popsal v r. 1939 C. G. Rossby, který za určitých zjednodušujících předpokladů odvodil vzorec pro rychlost c postupu těchto vln:

c = v - \frac{β l^{2}}{4 π^{2}},

kde v je rychlost záp. zonálního proudění, β Rossbyho parametr a l délka vlny. Je-li c < 0, pohybují se Rossbyho vlny od východu na západ, čili retrográdně. V praxi však takový pohyb nebývá pozorován, jedná se spíše o důsledek použitých zjednodušujících předpokladů. Teorie Rossbyho vln sehrála v historickém vývoji meteorologie velkou roli při rozvíjení znalostí o cirkulaci atmosféry a ve vztahu k rozvoji numerických modelů předpovědi počasí.

▶ Rossby-Zahl f

bezrozměrný parametr obecně definovaný výrazem

R o = \frac{V}{λ l},

kde l značí vhodně zvolenou délku, V charakteristickou rychlost a λ je Coriolisův parametr. Rossbyho číslo obecně vyjadřuje charakteristiku pro poměr velikosti zrychlení pohybu vzduchových částic ku velikosti zrychlení působeného Coriolisovou silou. Při aplikacích v souvislosti s modelováním vírových cirkulací v atmosféře se pak v roli veličiny l uvažuje poloměr těchto cirkulací (tzv. Rossbyho poloměr), a to v prostorových měřítkách od rozměrů synoptických útvarů (např. tlakových níží) až po malá měřítka lokálních cirkulací působených např. termickou konvekcí. Ve fyzice mezní vrstvy atmosféry se Rossbyho číslo často používá ve tvaru

R o = \frac{v_{g}}{λ z_{0}},

kde v_g je velikost rychlosti geostrofického větru a z₀ parametr drsnosti zemského povrchu. Rossbyho číslo se používá při parametrizaci vlivu zemského povrchu na proudění. Viz též kritéria podobnostní.

▶ roter Kobold m

▶ Rotor m

▶ Rotorströmung f

▶ Rotorwolke f

▶ Rückenachse f

▶ Rückentladung f

▶ Rückenwind m

▶ Rückgang der Windgeschwindigkeit m

▶ Rückkopplung f

▶ Rückseite der Zyklone f

▶ rückseitiger konvektiver Abwind m

▶ Runaway-Entladung f

▶ Rundsichtger

▶ RVR-System n

Výklad hesel

Rejstřík termínů

Sestavila a průběžné aktualizuje terminologická skupina České meteorologické společnosti (ČMeS)

Výklad hesel podle písmene 'r'

Výklad hesel

Rejstřík termínů

Sestavila a průběžné aktualizuje terminologická skupina České meteorologické společnosti (ČMeS)

Výklad hesel podle písmene 'r'

Loading...