Výklad hesel podle písmene 'b'

období suchého, málo větrného, slunného a přes den velmi teplého počasí, které se vyskytuje v Evropě obvykle v září nebo říjnu. Noci v tu dobu již bývají poměrně chladné a vytvářejí se v nich radiační mlhy, které se s postupujícím podzimem (zkracujícím se dnem) udržují po větší část dne. Příčinou babího léta je rozsáhlá anticyklona, která v podzimním období setrvává nad stř. a jv. Evropou. Trvání babího léta v jednotlivých letech je velmi rozdílné: např. v r. 1959 trvalo téměř 7 týdnů, zatímco v některých letech není zřetelné. Patří k povětrnostním singularitám v roč. průběhu počasí ve stř. Evropě; podle H. Flohna se v průměru vyskytuje ve dnech 21. 9. až 2. 10. Proto je u nás někdy nazýváno létem svatého Václava (28. 9.). Období s podobným rázem podzimního počasí má v jiných zemích vlastní pojmenování, např. ve Francii léto svatého Martina (11. 11.), připadající na první polovinu listopadu, v Anglii léto svatého Lukáše (18. 10.), vyskytující se uprostřed října, ve Švédsku léto svaté Brigity (26. 10.) apod. V Severní Americe je obdobou babího léta léto indiánské.

jeden ze tří neutrálních bodů nalézající se ve výšce 15 až 20° nad Sluncem. Objevil jej franc. fyzik J. Babinet v r. 1840.

jeden z barometrických vzorců, používaných při barometrické nivelaci. Vyjadřuje vztah mezi tloušťkou Δz [m] vrstvy vzduchu shora a zdola omezené dvěma izobarickými hladinami p₀ a p₁, v níž je prům. teplota T_m [°C]. Babinetův vzorec dostaneme integrací rovnice hydrostatické rovnováhy podle vert. souřadnice za předpokladu, že hustota vzduchu se v uvažované vrstvě s výškou nemění. Babinetův vzorec se používá ve tvaru:
$\Delta z=16000\left(1+\mathrm{0,004}{T}_m\right)\frac{p_0-p_1}{p_0+p_1},$
nebo
$\frac{p_0}{p_1}=\frac{16000\left(1+\mathrm{0,004}{T}_m\right)+\Delta z}{16000\left(1+\mathrm{0,004}{T}_m\right)-\Delta z},$
přičemž p₀ > p₁. Babinetův vzorec se užívá pro určení rel. nadm. výšky (svislé vzdálenosti) dvou míst, na nichž byl současně změřen tlak vzduchu p₀ a p₁ teploty T₀ a T₁. Vzorec odvodil franc. fyzik J. Babinet kolem r. 1850. Vzhledem ke zjednodušujícím předpokladům, použitým při odvození vzorce, je přesnost údajů v podstatě nepřímo úměrná vzdálenosti uvažovaných tlakových hladin. Proto se Babinetův vzorec používá jen pro tloušťky vrstev zhruba do 1 000 m.

(mn. č. baguios) – označení tajfunu v oblasti Filipín.

déšť, jehož kapky obsahují abnormálně velké množství jemných minerálních částic, zachycených při vzniku nebo pádu kapek v ovzduší znečištěném prachovou bouří. Viz též déšť krvavý, déšť žlutý.

vztah mezi hodnotami geopotenciálu Φ a proudové funkce Ψ, který lze odvodit z pohybových rovnic. V p-systému má balanční rovnice tvar
$\frac{1}{\lambda }{\nabla }_p^2\Phi ={\nabla }_p^2\psi +\frac{1}{\lambda }{\nabla }_p\lambda .{\nabla }_p\psi -\frac{2}{\lambda }\left[{\left(\frac{{\partial }^2\psi }{\partial x\partial y}\right)}^2-\frac{{\partial }^2\psi }{\partial x^2}\frac{{\partial }^2\psi }{\partial y^2}\right],$
kde symbol ${\nabla }_p^2$ je Laplaceův operátor, ${\nabla }_p$ gradient v dané izobarické hladině a λ Coriolisův parametr. Balanční rovnici lze použít k výpočtu pole geopotenciálu, známe-li proudovou funkci, tj. pole rychlosti proudění, nebo naopak ze známých hodnot geopotenciálu podle ní určujeme proudovou funkci. Je často využívána při inicializaci vstupních dat. Platnost balanční rovnice je omezena zjednodušujícími předpoklady při odvození. Velmi dobře vystihuje poměry ve stř. troposféře, nehodí se však pro poměry v mezní vrstvě, kde je pole větru značně ovlivněno třením. Viz též rovnice divergence.

syn. klimatologie lázeňská.

název F. Koláčka pro rel. chladné jarní počasí ve stř. Evropě, které autor vysvětloval spotřebou tepla na tání ledu v Baltském moři. Podle F. Koláčka se ochlazující vliv Baltského moře v prům. roce projevuje jen v sev. části stř. Evropy. Po obzvlášť tuhých zimách, kdy je zalednění Baltského moře značné a dlouho trvá, zasahuje baltský vliv sníženinou Moravské brány až do stř. Moravy. Do Čech a na Slovensko z orografických příčin chladný baltský vzduch neproniká.

stará jednotka tlaku vzduchu, pro kterou platí 1 bar = 10⁵ Pa neboli 1000 hPa. V anglosaském prostředí se nadále používá odvozená jednotka milibar.

lid. název pro drobné oblaky, uspořádané na obloze do charakteristických skupin nebo řad. Rozlišují se:
1) malé beránky, což jsou oblaky druhu Cc. Vyskytují se zejména při vertikální instabilitě atmosféry ve vrstvě svého výskytu a spolu s mírným poklesem tlaku vzduchu v místě pozorování jsou obvykle spojovány s blížící se atmosférickou frontou;
2) velké beránky, což jsou oblaky středního patra druhu Ac, a to zpravidla Ac un. Jejich výskyt bývá rovněž spojován se zhoršením počasí a s advekčním ochlazením. Výskyt beránků může být zejména ve večerních hodinách spojen také s rozpadem oblaků jiných druhů např. Cb a Cu. Viz též předpověď počasí podle místního pozorování.

kartografické znázornění výškového tlakového pole pomocí geopotenciálních výšek bodů určité izobarické plochy nad hladinou moře (tzv. absolutní barická topografie) nebo pomocí geopotenciálních výšek jedné izobarické plochy nad druhou (tzv. relativní barická topografie). Viz též mapy barické topografie.

syn. maximum tlakové.

syn. minimum tlakové.

syn. pole tlakové.

syn. vítr barický.

syn. sedlo tlakové – oblast v tlakovém poli mezi dvěma oblastmi nízkého tlaku vzduchu a dvěma oblastmi vysokého tlaku vzduchu rozloženými přibližně šachovnicově. Izobarické plochy v barickém sedle mají charakteristický tvar sedla. Bod ve středu sedla se nazývá hyperbolický bod. Barické sedlo je jedním z tlakových útvarů. Viz též pole deformační.

syn. gradient tlakový.

viz střed anticyklony, střed cyklony.

syn. stupeň tlakový – převrácená hodnota vert. tlakového gradientu, tj. vert. vzdálenost, která odpovídá poklesu tlaku vzduchu o jednotkovou hodnotu, zpravidla 1 hPa. Velikost barického stupně závisí na hustotě vzduchu, proto roste s nadm. výškou. Při hladině moře je jeho hodnota přibližně 8 m.hPa^–1; v teplejším a vlhčím vzduchu je větší než v chladnějším a sušším vzduchu. Viz též profil tlaku vzduchu vertikální.

syn. útvar tlakový.

syn. proudění barické – horiz. proudění bez tření v atmosféře, pří kterém síla horiz. tlakového gradientu a Coriolisova síla směřují proti sobě. Příkladem barického větru je geostrofický vítr a gradientový vítr.

syn. zákon Buys–Ballotův.

vznik cyklon ve stř. zeměp. šířkách je podle této teorie objasňován vpády studených vzduchových hmot (tzv. kapek studeného vzduchu) z polární oblasti. Vpád studeného vzduchu vytvoří ve stř. zeměp. šířce bariéru záp. větrům, a proto na závětrné straně kapky tlak vzduchu klesá a vzniká cyklona. Tuto teorii vypracoval něm. fyzik H. v. Helmholtz v letech 1888–1889 a rozšířil F. M. Exner, z hlediska současných znalostí je již překonána.

syn. tlakoměr registrační – tlakoměr zaznamenávající plynule časový průběh změny tlaku vzduchu na registrační pásku. Základem měření jsou téměř vzduchoprázdná kovová tělesa, tzv. Vidieho dózy. Pohyby celé série Vidieho dóz, ke kterým dochází vlivem změn tlaku vzduchu, jsou převodním mechanismem zvětšovány a převáděny na raménko s registračním perem. Pero píše na pásek navinutý na registračním válci poháněném hodinovým strojkem. Viz též mikrobarograf.

záznam barografu.

rozložení hustoty v tekutině, kde jsou izopyknické (izosterické) plochy různoběžné s izobarickými plochami. Míru baroklinity lze kvantifikovat např. počtem izobaricko-izosterických solenoidů protínajících horiz. plochu o jednotkovém obsahu. Viz též atmosféra baroklinní, barotropie.

stav atmosféry, v níž jsou izopyknické (izosterické), izotermické a izobarické plochy různoběžné a vytvářejí tak termodynamické solenoidy. V baroklinní atmosféře je proto hustota vzduchu funkcí tlaku vzduchu i teploty vzduchu a vektor geostrofického větru se s výškou mění. Vývoj mimotropických tlakových útvarů může probíhat pouze v baroklinní atmosféře. Viz též atmosféra barotropní, baroklinita, model baroklinní.

hydrodynamická instabilita proudění v baroklinní atmosféře. Baroklinní instabilita je provázena růstem kinetické energie poruch v pozaďovém proudění na úkor dostupné potenciální energie související s horizontálním teplotním gradientem. Je výsledkem zvětšování horizontálního tlakového gradientu mezi oblastmi výstupných pohybů v prostředí s teplou advekcí a sestupných pohybů v prostředí se studenou advekcí. Významným projevem baroklinní instability je růst amplitudy vlnových deformací v zonálním proudění. Za vhodných podmínek, daných především vlnovou délkou deformací a stupněm vertikální stability atmosféry, to vede až k transformaci vlnových deformací na atmosférické víry s vertikální osou, které dosahují synoptického měřítka. Působením baroklinní instability tak mohou vznikat jednotlivé cyklony a anticyklony, přemísťující se v mírných zeměpisných šířkách přibližně od západu na východ. Viz též instabilita symetrická, instabilita barotropní.

nepříliš často používané označení pro předpověď polí meteorologických prvků, nejčastěji termobarického pole atmosféry, popř. vertikálních rychlostí, zpracovanou na základě baroklinního modelu atmosféry.

model atmosféry, v němž se předpokládá baroklinní atmosféra. Při rozvíjení numerických modelů předpovědi počasí se v počátečních fázích používala v baroklinních modelech řada zjednodušujících předpokladů, např. že proudění je geostrofické, předepisoval se průběh vertikálních rychlosti v závislosti na tlaku a vhodně se zjednodušovala rovnice vorticity. Viz též numerická předpověď počasí, vítr geostrofický, model atmosféry prognostický, model barotropní.

syn. tlakoměr.

nauka o měření tlaku vzduchu.

syn. vzorec barometrický – vztah mezi geometrickou tloušťkou dané vrstvy vzduchu v atmosféře a tlakem vzduchu na horní a dolní hranici této vrstvy. Základní verzi barometrické formule lze psát ve tvaru
$z_2-z_1=\frac{R}{g}{\int }_{p_2}^{p_1}T\frac{dp}{p},$
po integraci
$z_2-z_1=\frac{R}{g}\overline{T}ln\frac{p_1}{p_2},$
kde z₂ a z₁ značí výšku horní a dolní hranice uvažované vzduchové vrstvy, p₁, resp. p₂ tlak vzduchu v hladině z₁, resp. z₂, R měrnou plynovou konstantu vzduchu, g velikost tíhového zrychlení, T teplotu v K a$\overline{T}$ prům. teplotu vrstvy vzduchu. Barometrická formule se používá při vyhodnocení aerologických měření, redukcích tlaku vzduchu, barometrickou nivelaci apod. Rozlišují se barometrické formule úplné a zjednodušené. Za první přesnou barometrickou formuli se považoval vzorec Laplaceův z konce 18. stol., který byl později různými autory dále upravován. Ze zjednodušených formulí je nejznámější vzorec Babinetův. Viz též vzorec Laplaceův–Rühlmannův.

syn. měření výšek barometrické – stanovení výškového rozdílu dvou míst, zpravidla na zemském povrchu, pomocí barometrické formule, do níž se dosadí hodnoty tlaku vzduchu změřené současně, nebo jen s malým časovým odstupem na obou místech, a střední teplota mezilehlé vrstvy vzduchu. Měření výškového rozdílu se provádí nejčastěji přenosným aneroidovým výškoměrem, jehož stupnice je zkonstruována podle teoretické závislosti tlaku vzduchu na nadm. výšce s využitím modelu tzv. standardní atmosféry. Zobrazuje hodnoty v jednotkách výšky, nebo se výškový rozdíl skutečně počítá podle barometrické formule z rozdílu tlaků změřených obvykle aneroidovým tlakoměrem, za střední teplotu vzduchové vrstvy se obvykle dosazuje prům. hodnota z teplot změřených současně s měřením tlaku vzduchu. Barometrická nivelace dává tím přesnější výsledky, čím je menší výškový rozdíl mezi oběma uvažovanými body a čím je menší jejich vzdálenost. Max. dosažitelná přesnost závisí zejména na přesnosti použitého tlakoměru a zpravidla nepřevyšuje 0,1 m. Relativně dobré výsledky poskytovaly hypsometry. Viz též nastavení výškoměru, opravy údaje výškoměru.

skleněná, na jednom konci zatavená trubice, která je zčásti naplněná rtutí a dlouhá minimálně 800 mm. Nad barometrickým rtuťovým sloupcem, který svou délkou určuje velikost tlaku vzduchu, je prostor obsahující pouze rtuťové páry (Torricelliho vakuum). Barometrická trubice je součástí každého rtuťového tlakoměru.

syn. nivelace barometrická.

syn. tlakoměr absolutní standardní.

zast. označení pro tlakový gradient, zavedené angl. fyzikem T. Stevensonem v roce 1868.

syn. tlakoměr normální.

syn. tlak vzduchu.

syn. formule barometrická.

syn. termobarometr – zřídka používaná označení pro hypsometr.

rozložení hustoty v tekutině, kde jsou izopyknické (izosterické) plochy rovnoběžné s izobarickými plochami. Míra baroklinity je tedy nulová a hustota je funkcí pouze tlaku vzduchu. Viz též atmosféra barotropní.

stav atmosféry, v níž jsou izopyknické (izosterické), izotermické a izobarické plochy rovnoběžné. V barotropní atmosféře je proto hustota vzduchu funkcí pouze tlaku nebo pouze teploty vzduchu. Jelikož je izobarický teplotní gradient nulový, vektor geostrofického větru se ve vert. směru nemění. V barotropní atmosféře rovněž nemůže probíhat vývoj tlakových útvarů. Viz též atmosféra baroklinní, barotropie, model barotropní.

hydrodynamická instabilita proudění v barotropní atmosféře. Barotropní instabilita je provázena růstem kinetické energie poruch v pozaďovém proudění na úkor kinetické energie pozaďového proudění v prostředí s nenulovým horizontálním střihem větru. Nutnou podmínkou pro barotropní instabilitu je lokální maximum absolutní vorticity, což je často splněno v oblasti tryskového proudění. Významným projevem barotropní instability jsou Rossbyho vlny, které jsou důležitou součástí všeobecné cirkulace atmosféry. Viz též instabilita baroklinní.

předpověď pole geopotenciálu zpracovaná na základě barotropního modelu atmosféry. V současné době se již nepoužívá.

1. model atmosféry, v němž se předpokládá, že atmosféra je barotropní, tzn. že hustota vzduchu je pouze funkcí tlaku vzduchu. Plochy konstantního tlaku, konstantní teploty a konstantní hustoty vzduchu jsou pak vzájemně rovnoběžné;
2. v počátečních fázích vývoje numerických modelů předpovědi počasí se takto označoval model, v němž se sice uvažovala změna rychlosti větru s výškou, což je typický baroklinní jev, avšak předpoklady zjednodušující poměry v atmosféře měly za následek, že v určité výšce, v tzv. ekvivalentně barotropní hladině, platila rovnice vorticity ve tvaru odpovídajícím nedivergentnímu barotropnímu proudění.
Viz též atmosféra barotropní, baroklinita, numerická předpověď počasí, model atmosféry prognostický.

jednotka tlaku vzduchu, pro niž platí vztah: 1 barye (ba) = 10^–1 Pa = 10^–3 hPa. Používala se hlavně pro měření akust. tlaku.

stupnice založená na účinku větru na různé předměty, pomocí níž se odhaduje rychlost větru. Původní stupnice, sestavená v letech 1805–1808 angl. admirálem F. Beaufortem, vycházela z účinku větru na počet plachet soudobé fregaty. Měla 14 stupňů, z nichž 0 znamenala bezvětří a tedy nemožnost plavby, a 13 bouři, při níž nemohla být rozvinuta ani jedna plachta. P. Petersen ji v roce 1927 doplnil charakteristikou vzhledu mořské hladiny (vlnění) při výskytu větru o rychlosti odpovídající jednotlivým stupňům. Mezinárodně přijatá Beaufortova stupnice, která na pevnině charakterizuje účinky přízemního větru o různé rychlosti na předměty na zemském povrchu, je 13dílná (stupeň 0 až 12) a jejím jednotlivým stupňům odpovídají určité intervaly prům. rychlosti větru v 10 metrech nad zemí (viz tabulka). Pro jednotlivé stupně této stupnice se používají slovní označení: bezvětří, vánek, slabý vítr, mírný vítr, dosti čerstvý vítr, čerstvý vítr, silný vítr, prudký vítr, bouřlivý vítr, vichřice, silná vichřice, mohutná vichřice a orkán. Při odhadu rychlosti větru na moři, především v oblastech s výskytem tropických cyklon, se používá 17dílná stupnice, jejíž poslední čtyři stupně podrobněji člení 12. stupeň Beaufortovy stupnice větru, tj. orkán. Viz též měření větru.

Stupeň	Označení	Rozpoznávací znaky na pevnině	Průměrná rychlost
			m.s–1	km.h–1
0	bezvětří	Kouř stoupá kolmo vzhůru.	0,0 – 0,2	méně než 1
1	vánek	Směr větru je poznatelný podle pohybu kouře, vítr však neúčinkuje na větrnou korouhev.	0,3 – 1,5	1 – 5
2	slabý vítr	Vítr je cítit ve tváři, listy stromů šelestí, větrná korouhev se pohybuje.	1,6 – 3,3	6 –11
3	mírný vítr	Listy stromů a větvičky v trvalém pohybu, vítr napíná praporky.	3,4 – 5,4	12 – 19
4	dosti čerstvý vítr	Vítr zdvíhá prach a kousky papíru, pohybuje slabšími větvemi.	5,5 – 7,9	20 – 28
5	čerstvý vítr	Listnaté keře se začínají hýbat, na stojatých vodách se tvoří menší vlny se zpěněnými hřebeny.	8,0 – 10,7	29 – 38
6	silný vítr	Vítr pohybuje silnějšími větvemi, telegrafní dráty sviští, používání deštníku se stává nesnadným.	10,8 – 13,8	39 – 49
7	prudký vítr	Vítr pohybuje celými stromy, chůze proti větru je obtížná.	13,9 – 17,1	50 – 61
8	bouřlivý vítr	Vítr ulamuje větve, chůze proti větru je normálně nemožná.	17,2 – 20,7	62 – 74
9	vichřice	Vítr způsobuje menší škody na stavbách (strhává komíny, tašky a břidlice se střech).	20,8 – 24,4	75 – 88
10	silná vichřice	Vyskytuje se na pevnině zřídka, vyvrací stromy, působí škody obydlím.	24,5 – 28,4	89 – 102
11	mohutná vichřice	Vyskytuje se velmi zřídka, působí rozsáhlá zpustošení.	28,5 – 32,6	103 –117
12	orkán	Ničivé účinky.	32,7 a více	118 a více

stupnice založená na účinku větru na různé předměty, pomocí níž se odhaduje rychlost větru. Původní stupnice, sestavená v letech 1805–1808 angl. admirálem F. Beaufortem, vycházela z účinku větru na počet plachet soudobé fregaty. Měla 14 stupňů, z nichž 0 znamenala bezvětří a tedy nemožnost plavby, a 13 bouři, při níž nemohla být rozvinuta ani jedna plachta. P. Petersen ji v roce 1927 doplnil charakteristikou vzhledu mořské hladiny (vlnění) při výskytu větru o rychlosti odpovídající jednotlivým stupňům. Mezinárodně přijatá Beaufortova stupnice, která na pevnině charakterizuje účinky přízemního větru o různé rychlosti na předměty na zemském povrchu, je 13dílná (stupeň 0 až 12) a jejím jednotlivým stupňům odpovídají určité intervaly prům. rychlosti větru v 10 metrech nad zemí (viz tabulka). Pro jednotlivé stupně této stupnice se používají slovní označení: bezvětří, vánek, slabý vítr, mírný vítr, dosti čerstvý vítr, čerstvý vítr, silný vítr, prudký vítr, bouřlivý vítr, vichřice, silná vichřice, mohutná vichřice a orkán. Při odhadu rychlosti větru na moři, především v oblastech s výskytem tropických cyklon, se používá 17dílná stupnice, jejíž poslední čtyři stupně podrobněji člení 12. stupeň Beaufortovy stupnice větru, tj. orkán. Viz též měření větru.

Stupeň	Označení	Rozpoznávací znaky na pevnině	Průměrná rychlost
			m.s–1	km.h–1
0	bezvětří	Kouř stoupá kolmo vzhůru.	0,0 – 0,2	méně než 1
1	vánek	Směr větru je poznatelný podle pohybu kouře, vítr však neúčinkuje na větrnou korouhev.	0,3 – 1,5	1 – 5
2	slabý vítr	Vítr je cítit ve tváři, listy stromů šelestí, větrná korouhev se pohybuje.	1,6 – 3,3	6 –11
3	mírný vítr	Listy stromů a větvičky v trvalém pohybu, vítr napíná praporky.	3,4 – 5,4	12 – 19
4	dosti čerstvý vítr	Vítr zdvíhá prach a kousky papíru, pohybuje slabšími větvemi.	5,5 – 7,9	20 – 28
5	čerstvý vítr	Listnaté keře se začínají hýbat, na stojatých vodách se tvoří menší vlny se zpěněnými hřebeny.	8,0 – 10,7	29 – 38
6	silný vítr	Vítr pohybuje silnějšími větvemi, telegrafní dráty sviští, používání deštníku se stává nesnadným.	10,8 – 13,8	39 – 49
7	prudký vítr	Vítr pohybuje celými stromy, chůze proti větru je obtížná.	13,9 – 17,1	50 – 61
8	bouřlivý vítr	Vítr ulamuje větve, chůze proti větru je normálně nemožná.	17,2 – 20,7	62 – 74
9	vichřice	Vítr způsobuje menší škody na stavbách (strhává komíny, tašky a břidlice se střech).	20,8 – 24,4	75 – 88
10	silná vichřice	Vyskytuje se na pevnině zřídka, vyvrací stromy, působí škody obydlím.	24,5 – 28,4	89 – 102
11	mohutná vichřice	Vyskytuje se velmi zřídka, působí rozsáhlá zpustošení.	28,5 – 32,6	103 –117
12	orkán	Ničivé účinky.	32,7 a více	118 a více

[bérův], syn. zákon Lambertův – zákl. zákon, který v meteorologii popisuje zeslabování intenzity svazku rovnoběžných paprsků záření (především přímého slunečního záření) v atmosféře Země. Lze jej vyjádřit vztahem
$dI={\beta }_{ex}Ids\text{ nebo }{{\beta }^{\prime }}_{ex}\rho Ids,$
kde $I$ je intenzita paprsku, $dI$ její zeslabení na dráhovém úseku ds, ρ značí hustotu prostředí, β_ex objemový koeficient extinkce a β'_ex hmotový koeficient extinkce. Protože koeficient extinkce v atmosféře obvykle silně závisí na vlnové délce záření, používá se Beerův zákon v meteorologické praxi zpravidla pro jednotlivé úseky spektra, které jsou natolik úzké, abychom záření v každém z nich mohli považovat za přibližně monochromatické. Viz též zákon Bouguerův.

empir. vzorec pro výpočet optické hmoty atmosféry, který přihlíží k zakřivení zemského povrchu a k atmosférické refrakci. Má tvar:
$m=\frac{p_1}{p_0}\left[sec\theta -\frac{\mathrm{2<mo>,</mo>8}}{{\left(90-\theta \right)}^2}\right]$
kde m je opt. hmota atmosféry, p₀ normální tlak vzduchu, p₁ pozorovaný tlak vzduchu a θ zenitový úhel Slunce v úhlových stupních. Vzorec je použitelný při θ < 85°, tj. při výšce Slunce nad ideálním obzorem alespoň 5°, protože při vyšších hodnotách θ závisí velikost opt. hmoty atmosféry příliš na rozložení hustoty vzduchu ve spodních vrstvách ovzduší. To nelze s dostatečnou přesností do vzorce zahrnout. Na základě uvedeného vzorce sestavil A. Bemporad tabulky hodnot m pro různé hodnoty θ, popř. výšek Slunce nad obzorem. Pro hodnoty menší než 70°, tj. při výšce Slunce nad obzorem alespoň 20°, lze Bemporardův vzorec zjednodušit na přibližný vzorec:
$m=\sec \theta .$
Vzorec odvodil A. Bemporad roku 1905.

cirkulační element s vert. osou, vyskytující se v rámci termické konvekce, v němž výstupné pohyby vzduchu probíhají v jeho centru a sestupné pohyby na okrajích. Označení podle franc. fyzika H. Bénarda se používá v souvislosti s klasickými labor. experimenty s konvekcí ve vrstvě tekutiny, která je zespodu zahřívána, resp. shora ochlazována. V reálné atmosféře se s analogickými procesy setkáváme např. ve vrstvě oblačnosti, která je v oblasti horní hranice ochlazována dlouhovlnným vyzařováním. Viz též konvekce buněčná.

viz konvekce buněčná.

studený oceánský proud ve východním segmentu jihoatlantského subtropického koloběhu oceánské vody. V jihovýchodním Atlantiku se odděluje od Západního příhonu a směřuje podél západního pobřeží Afriky do ekvatoriální zóny, kde se vlivem pasátů stáčí k severozápadu a přechází v Jižní rovníkový proud. Ochlazováním přilehlého vzduchu způsobuje vznik hustých mlh a stabilizaci teplotního zvrstvení atmosféry, která příspívá k ariditě klimatu pouště Namib.

v rámci ochrany čistoty ovzduší dnes jedna z nejvíce sledovaných znečišťujících příměsí. Jde o polycyklický aromatický uhlovodík (PAH) s pěti benzenovými kruhy a sumárním vzorcem C₂₀H₁₂. Vyskytuje se např. v uhelném dehtu, ve výfukových plynech a obecně v kouřích vznikajících při spalování organických materiálů (včetně cigaretového kouře), vzniká též při grilování. V atmosféře je obvykle vázán na pevné aerosolové částice, přisuzují se mu významné vlivy karcinogenní a mutagenní povahy, např. poškozování DNA v prenatálním vývoji, dále různé dráždivé účinky apod. Do organismů se dostává při vdechování, s potravou, ale prostupuje též kůží.

syn. škola meteorologická norská.

teorie, která připisuje vznik srážkových částic ve smíšených oblacích růstu ledových krystalků depozicí na úkor vypařujících se vodních kapek. Základem vysvětlení je skutečnost, že při dané teplotě pod bodem mrazu je hodnota tlaku nasycené vodní páry nad ledem nižší než hodnota tlaku nasycené vodní páry nad vodou. Největší rozdíl mezi oběma hodnotami je při –12 °C. V oblaku nebo v jeho části, která sestává z drobných kapiček přechlazené vody, odpovídá tlak vodní páry hodnotě nasycení nad vodou a vodní pára nad ledem je tedy přesycená. Dojde-li ke vzniku ledových krystalků heterogenní nukleací na depozičních jádrech, mohou krystalky v prostředí přesyceném vzhledem k ledu růst depozí vodní páry na úkor vypařujících se vodních kapek. Narostou-li krystalky do dostatečné velikosti, kdy budou padat k zemi, porostou na své cestě dále zachycováním a namrzáním přechlazených kapek. V nižších, teplejších vrstvách oblaku pak ledové částice případně tají a mění se v dešťové kapky.
Základy této teorie, kterou dnes považujeme za součást teorie vzniku srážek ledovým procesem, položil švédský meteorolog T. Bergeron v roce 1935 a teorii rozvinul něm. fyzik W. Findeisen v roce 1938. Část této teorie, vztahující se ke vzniku a růstu krystalků heterogenní nukleací ledu, popsal již v roce 1911 A. Wegener. Proto se tento proces růstu ledových částic a jejich transformace na déšť někdy označuje jako Bergeronův–Findeisenův–Wegenerův.

efektivní klasifikace klimatu, sestavená L. S. Bergem (1925) na základě poznatků o rozšíření přírodních krajinných celků (zón) Země. Rozlišuje klima velkých a malých nadmořských výšek, v jejich rámci pak dvanáct klimatických typů: klima tundry, tajgy, listnatých lesů mírných šířek, monzunové klima mírných šířek, stepní klima, středomořské klima, klima vlhkých subtropických lesů, mimotropických pouští v nitrech pevnin, tropických pouští, klima savanové a klima vlhkých tropických pralesů. Některé Bergovy klimatické typy se shodují s typy Köppenovy klasifikace klimatu, na rozdíl od ní však hranice klimatických oblastí nejsou určeny hodnotami klimatických prvků, nýbrž znaky krajiny, jako je rozsah typů vegetace, půdních druhů atd.

starší označení pro dynamický metr.

zast. označení pro náhlé stratosférické oteplení.

na klimatologických mapách záp. část azorské anticyklony. V jednotlivých synoptických situacích se bermudská anticyklona vyskytuje v záp. části subtropického pásma sev. Atlantiku. Existuje buď společně s azorskou anticyklonou (položenou dále k východu) nebo samostatně, kdy představuje azorskou anticyklonu posunutou daleko na západ.

záp. větry ve stratosféře nad centrální částí tropického pásma, které se zde vyskytují současně s východními větry Krakatoa, s nimiž se v různých výškách vrstvy od 20 do 35 km periodicky střídají v rámci kvazidvouleté oscilace. Byly objeveny něm. meteorologem A. Bersonem roku 1908 (Süring, 1910), kdy vanuly ve spodních hladinách uvedené vrstvy, což vedlo k chybné představě o jejich trvale nižší výšce oproti větrům Krakatoa.

v klimatologii časový interval mezi prům. datem posledního mrazu na jaře a prům. datem prvního mrazu na podzim. Stanovuje se podle účelu na základě měření teploty vzduchu, zpravidla v meteorologické budce, tj. přibližně ve výšce 2 m nad zemí. Období bezmrazové, které patří k hrubým charakteristikám vegetačního období, je významné zejména pro rajonizaci zeměď. výroby. Viz též období mrazové.

mělká konvekce, při níž výstupné konvektivní proudy nedosahují do výšky kondenzační hladiny, a tak nedochází k vývoji konvektivních oblaků. V některých případech, končí-li výstupné proudy v blízkosti kondenzační hladiny, může být jejich horní hranice patrná pouhým okem jako místní zběleni modré barvy oblohy vlivem slabé koncentrace drobných kondenzačních produktů (slang. označované jako mlžinka). Viz též konvekce oblačná.

technický termín pro tvar námrazy na letadle, vytvářející se za letu v oblacích s pevnou i kapalnou fází vody při teplotách vzduchu málo pod bodem mrazu a při teplotě náběžných částí letadla nad nulou. Proud vzduchu unáší kapky vody za náběžné části letadla, kde v místech s menším kinetickým ohřevem vzniká námraza. Ochladí-li se i náběžné části letadla pod bod mrazu, může se námraza rozšířit i na tyto části. Beztvará námraza vzniká nejčastěji při stoupání letadla smíšenými oblaky.

vítr o prům. rychlosti 0,0 až 0,2 m.s^–1 (méně než 1 km.h^–1). Odpovídá nultému stupni Beaufortovy stupnice větru. Viz též calm.

viz období suché.

charakteristický den, v němž byly srážky nulové, nebo denní úhrn srážek nedosáhl určité prahové hodnoty, tedy opak dne se srážkami.

syn. duha mlhová – hlavní duha, vznikající lomem, vnitřním odrazem a v malé míře ohybem světla na nepatrných vodních kapičkách mlhy nebo kouřma. Tato homogenita spektra kapiček způsobuje, že bílá duha tvoří bělavý oblouk, jen někdy ohraničený tenkým červeným pruhem na vnější a slabě namodralým na vnitřní straně.

podmínky, při nichž vysoko zvířený sníh a/nebo hustá mlha snižují dohlednost a současně zemský povrch kryje sněhová pokrývka, takže není možné rozeznat obzor. Dochází tak k podstatnému ztížení orientace v prostoru. Tyto podmínky typicky nastávají při blizardu nebo při hustém sněžení.

syn. bilance zemského záření.

syn. bilance slunečního záření.

syn. bilance vláhová – hydrologická bilance určitého půdního profilu. Příjem půdní vody je realizován především infiltrací části vody z padajících i usazených srážek, zmenšených o intercepci srážek, dále vzlínáním podzemní vody, jejím bočním přítokem a doplňováním vodní páry, která v půdě kondenzovala. K výdeji půdní vody dochází prostřednictvím výparu včetně transpirace rostlin a odtokem, především podpovrchovým.

syn. bilance radiační krátkovlnná – bilance krátkovlnného záření v dané hladině atmosféry nebo na zemském povrchu. Je rozdílem globálního slunečního záření a odraženého slunečního globálního záření.

rozdíl příjmu a výdeje tepla libovolného povrchu nebo systému. Podstatnou část tepelné bilance tvoří zpravidla bilance záření. Kromě této formy přenosu tepla se na tepelné bilanci podílí turbulentní výměna, latentní teplo vydávané nebo spotřebovávané při fázových přechodech a molekulární vedení tepla. V klimatologii se zpravidla rozlišuje tepelná bilance zemského povrchu, tepelná bilance atmosféry a tepelná bilance soustavy Země-atmosféra.

bilance radiační dlouhovlnná – bilance dlouhovlnného záření v dané hladině atmosféry nebo na zemském povrchu. Je rozdílem záření atmosféry směřujícího dolů a zemského záření směřujícího nahoru, které je tvořeno zářením zemského povrchu směřujícím nahoru, odraženým zářením atmosféry a zářením atmosféry směřujícím nahoru.

syn. bilance radiační – rozdíl záření směřujícího dolů a záření směřujícího nahoru, vztažený k určité hladině, vrstvě nebo sloupci atmosféry, k zemskému povrchu, popř. k celé soustavě Země-atmosféra. Kladné hodnoty bilance záření znamenají při radiačním přenosu energie energ. zisk pro danou hladinu nebo soustavu, záporné hodnoty energ. ztrátu. Vztahuje-li se bilance záření k různým časovým obdobím (např. den, měsíc, rok), označuje se zpravidla názvem denní, měs., roční úhrn bilance záření. Podle vlnových délek se někdy člení na krátkovlnnou, tzv. bilanci slunečního záření; a dlouhovlnnou, tzv. bilanci zemského zářeni. Jestliže sledujeme odděleně bilance záření zemského povrchu, atmosféry nebo soustavy Země-atmosféra, používáme označení radiační bilance zemského povrchu, atmosféry nebo soustavy Země-atmosféra. Bilance záření se měří bilancometry a vyjadřuje se ve W.m^–2 jako intenzita záření, popř. J.m^–2 jako množství záření. Viz též bilance tepelná, záření Země.

rozdíl množství záření pohlceného a vyzářeného atmosférou. Vztahuje se buď ke sloupci atmosféry o jednotkovém horiz. průřezu a výšce rovné tloušťce atmosféry, nebo k celé atmosféře Země. Protože atmosféra pohlcuje sluneční záření poměrně málo, má pro radiační bilanci atmosféry podstatný význam pohlcování dlouhovlnného záření a vlastní záření atmosféry. Radiační bilance atmosféry je vždy záporná a takto vzniklý deficit v tepelné bilanci atmosféry je kompenzován uvolňováním tepla při fázových přechodech a turbulentní výměnou tepla mezi zemským povrchem a atmosférou. Viz též bilance radiační.

přístroj pro měření rozdílu celkového záření (0,3 až 100 μm) dopadajícího na horní a spodní stranu vodorovného čidla z prostorového úhlu 2π. Čidlo je nejčastěji tvořeno dvojicí tenkých černých kovových destiček, vzájemně propojených diferenční termobaterií, která měří rozdíl teplot obou destiček. Tento rozdíl je úměrný radiační bilanci záření. Použitý indikátor napětí musí mít posunutou nulu, aby bylo možné měřit kladná i záporná napětí termočlánku. Bilancometry v trvalém provozu mají chráněna čidla tenkými (0,1 mm) polyetylenovými polokoulemi známými jako lupolen-H.

teploměrné čidlo tvořené dvěma kovovými pásky z materiálů o různých koeficientech roztažnosti, které jsou spolu svařeny. Deformace systému v závislosti na změně teploty se využívá jako míra teplotní změny. Závisí na rozdílu délkových součinitelů roztažnosti materiálů obou složek bimetalu, na čtverci celkové délky (rozvinutého) bimetalu, na jeho tloušťce a šířce a na vrcholovém úhlu oblouku, do něhož je stočen. Viz též teploměr bimetalický.

teploměr, jehož čidlem je bimetal. Při měření se využívá výchylky volného konce bimetalu, která závisí na velikosti teplotní změny. Tento princip měření se v meteorologii používal při registraci teploty vzduchu pomocí termografu, radiosond apod. Patří mezi deformační teploměry.

klima posuzované ve vztahu k živým organismům nebo klima spoluvytvářené živými organismy. Termín bioklima tedy znamená:
1. soubor klimatických podmínek existence živých organismů;
2. klimatické (zpravidla mikroklimatické) poměry prostředí modifikované výskytem a životními projevy organismů, např. bioklima měst, lesa, doupěte apod. Studiem bioklimatu se zabývá bioklimatologie. Viz též ekoklima, klimatoterapie, klimatop, klima porostové.

obor klimatologie zabývající se bioklimatem. Podle předmětu studia se obvykle dělí na bioklimatologii humánní, fytobioklimatologii a zoobioklimatologii. Viz též klimatologie lékařská, klimatologie zemědělská, meteorologie lesnická, fenologie, biometeorologie.

syn. bioklimatologie humánní.

syn. fytobioklimatologie.

syn. zoobioklimatologie

obor meteorologie studující vlivy počasí nebo vlivy jednotlivých meteorologických prvků na živé organizmy. V Česku je biometeorologie většinou považována za součást bioklimatologie v širším smyslu. Viz též meteorologie lékařská, předpověď biometeorologická.

označení pro předpověď počasí z hlediska meteotropních účinků na lidský organizmus. Vydává se s cílem zmenšit nepříznivé projevy počasí u osob se zvýšenou vnímavostí na počasí. V některých státech jsou tyto předpovědi určeny i pro skupiny osob, které vykonávají činnost vysoce závislou na počasí, např. řidiče motorových vozidel apod. V tomto smyslu bylo dříve častější označení předpověď medicinsko-meteorologická. V širším pojetí zahrnuje biometeorologická předpověď i předpověď výskytu či aktivity organizmů závislých na počasí a ohrožujících zdraví člověka (např. klíště, bodavý hmyz). Viz též meteotropismus, nemoci meteotropní, meteosenzibilita.

obal Země tvořený živými organizmy nebo v širším pojetí prostředím, které obývají. Z tohoto hlediska je biosféra sférou průniku svrchní litosféry, pedosféry, hydrosféry a troposféry.

syn. meteotropismus.

studený a suchý severní nebo severovýchodní vítr, který se v chladné části roku vyskytuje ve Švýcarsku. V oblasti mezi Jurou a Alami je jeho rychlost zvyšována tryskovým efektem. Viz též mistral.

fotometeor, který lze pozorovat za jasné oblohy jako červenohnědý prstenec kolem Slunce a jehož vnitřní okraj má poloměr kolem 10° a vnější kolem 20°. Při snižování výšky Slunce nad obzorem se oba poloměry zvětšují. Vzniká ohybem světla na pevných atmosférických částicích, obvykle vulkanického původu. Úkaz je nazván podle S. Bishopa, který jej poprvé pozoroval a popsal 5. září 1883 v Honolulu, po výbuchu sopky Krakatoa. Viz též jev ohybový.

vztah mezi cirkulací, rozdělením tlaku a měrného objemu v atmosféře. Podle něj jsou v absolutní souřadnicové soustavě změny cirkulace podél libovolné uzavřené křivky v každém čase rovny počtu izobaricko-izosterických solenoidů na ploše vymezené touto křivkou. Bjerknesův cirkulační teorém je obecným základem pro teoretické objasnění libovolných cirkulačních pohybů v atmosféře. Odvodil jej V. Bjerknes v letech 1898–1902.

slangové označení pro tenkou vrstvu studeného vzduchu, která se za vhodných podmínek udržuje nad zemským povrchem a neúčastní se všeobecného proudění vzduchu. Její tloušťka kolísá od několika metrů do několika stovek metrů. Vytváří se nejčastěji v zimě ve studených anticyklonách nad prochlazenou pevninou, v uzavřených terénních sníženinách, kde zejména v nočních hodinách studený vzduch stéká ze svahů do nižších poloh, nebo pod rozhraním teplé fronty v případě, kdy je její nejspodnější část výrazně zpomalována oproti ostatním částem fronty v důsledku tření o zemský povrch. V bláně studeného vzduchu zpravidla pozorujeme inverzi teploty vzduchu nebo izotermii. Viz též jezero studeného vzduchu.

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.

komplex el. výbojů, který vzniká mezi centry kladných a záporných nábojů v oblacích nebo na povrchu Země. Podle toho blesky dělíme na blesky mezi oblaky, blesky mezi oblakem a zemí a blesky mezi oblakem a okolním vzduchem. Podle tvaru rozlišujeme blesk čárový a rozvětvený, případně i stuhový, plošný a perlový. Blesk charakterizují parametry jeho proudu. Blesk může být tvořen jedním nebo více dílčími výboji, probíhajícími zpravidla týmž kanálem blesku s vysokou amplitudou proudu blesku o velikosti několika kA, a souvislými proudy blesku nízké amplitudy mezi dílčími výboji; z tohoto hlediska rozeznáváme jednoduché a vícenásobné blesky. Každý dílčí výboj blesku přitom sestává z několika fází: začíná iniciačními procesy, pokračuje vůdčím výbojem, který indukuje vstřícný výboj, po jejichž propojení nastává zpětný výboj, někdy též označovaný jako hlavní výboj.
Účinky blesku jsou především elektrické a z nich vyplývají účinky světelné, akustické, tepelné, mechanické a chemické. Časové změny náboje a proudu blesku ve vnitrooblačných procesech a ve vůdčím i zpětném výboji jsou zdrojem elmag. vlnění s různou frekvencí. Elektromagnetické signály emitované zpětnými výboji se označují jako sfériky, které lze detekovat po jejich průchodu disperzním prostředím ionosféry a magnetosféry jako tzv. hvizdy. Dalším projevem blesků jsou přechodné světelné úkazy. K ochraně objektů před úderem blesku se používají hromosvody, elektrická vedení se zajišťují bleskojistkami.
Elektrická pevnost vzduchu je za normálních okolností natolik velká, že ke vzniku blesku by bylo třeba intenzity elektrického pole řádově 10⁶ V.m^-1. Elektrická pole v bouřkových oblacích a pod jejich základnami však řádově dosahují pouze 10⁴-10⁵ V.m^-1. K vytvoření blesku je proto třeba určité krátkodobé lokální předionizace vzduchu pravděpodobně působením tzv. ubíhajících elektronů či korónových mikrovýbojů na hrotech ledových částeček v bouřkovém oblaku. Viz též detekce blesků, bouřka, intenzita bouřkové činnosti, výboj blesku hybridní, výboj blesku temný.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity uvnitř oblaků, a to v rámci jedné jednoduché cely nebo mezi různými celami v rámci multicely. Je nejčastějším druhem blesku, přičemž poměr mezi počty blesků mezi oblaky a blesků mezi oblakem a zemí je v tropech až 10:1, zatímco u nás 5:1 až 2:1. Počáteční stadium blesku mezi oblaky začíná obvykle stupňovitým vůdčím výbojem. Změna elektrického gradientu je podstatně pomalejší než u blesku do země. Délka výboje může dosáhnout několika km, v extrémním případě až několim set km. Blesk mezi oblaky může způsobit škody na letadlech, vyvolává nebezpečné indukované napětí ve venkovních i kabelových sdělovacích vedeních a el. sítích nízkého napětí. Viz též intenzita blesků mezi oblaky.

blesk směřující z oblaku vzhůru, který bývá vzácně pozorován z vysokých míst ležících nad horní hranicí oblačnosti, nebo z letadel.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity mezi oblakem a zemí. Obvykle jde o blesky s vůdčím výbojem směřujícím dolů, a to se záporným nebo méně často s kladným nábojem (označovány CG^-, resp. CG⁺). Existují však i blesky s vůdčím výbojem směřujícím nahoru, které vznikají na vysokém objektu na zemi a šíří se do oblaku; i v tomto případě může mít jejich vůdčí výboj kladnou nebo zápornou polaritu.
Oba typy lze navzájem rozeznat pouhým opt. pozorováním nebo ze statické fotografie podle směru větvení, které nastává ve směru šíření vůdčího výboje. Parametry blesků mezi oblakem a zemí byly a jsou předmětem intenzivního výzkumu. Způsobují škody na objektech na zemi, na el. silnoproudých i sdělovacích vedeních a zařízeních, na letadlech atd. Mohou být příčinou nežádoucích roznětů výbušnin až do několika set metrů pod zemí. Viz též úder blesku, hromosvod, bleskojistka, intenzita blesků do země.

blesk, jímž se neutralizují náboje opačné polarity uvnitř téhož oblaku.

zařízení sloužící k ochraně el. vedení a el. přístrojů před bleskem. Prudké zvýšení napětí v důsledku úderu blesku způsobí uvnitř bleskojistky el. výboj, který svede energii do země. Viz též hromosvod.

syn. hromosvod.

amer. označení pro déletrvající stav počasí charakterizovaný velmi silným větrem, který víří sníh nebo je doprovázen hustým sněžením. V USA je takto označován stav počasí trvající nejméně 3 hodiny, kdy minutový průměr rychlosti přízemního větru dosahuje hodnoty vyšší než 15 m.s^–1 a vysoko zvířený sníh nebo husté sněžení snižují dohlednost pod 400 m. V Sev. Americe se blizard vyskytuje v zimě při sz. proudění v týlu cyklony. V hovorové řeči se termín blizard používá pro jakoukoliv sněhovou bouři spojenou s velmi silným větrem. Viz též buran, purga.

bouřka, při níž se vyskytne alespoň jeden blesk blíže než 3 km od místa pozorování, tj. s dobou mezi bleskem a zahřměním 10 s a kratší. Viz též hrom.

oblast infračerveného záření, přibližně v intervalu 0,7 až 4 µm. Meteorologickými družicemi je tato oblast záření využívána především pro monitorování mikrofyziky horních vrstev oblačnosti, detekci sněhu a ledu, resp. v kombinaci se zářením ve viditelném pásmu pro monitorování vegetace.

zabránění postupu postupujících cyklon a anticyklon v západovýchodním směru v mírných zeměpisných šířkách. Blokování je spojeno s výrazně meridionálním charakterem proudění, zejména ve vyšších hladinách, a zpravidla je charakterizováno přítomností vysoké a teplé anticyklony ve vyšších zeměp. šířkách a přítomností jedné či více uzavřených cyklonálních cirkulací v nižších zeměp. šířkách. Tento anomální typ atmosférické cirkulace přetrvává často déle než 7 dní a celý systém je buď téměř bez pohybu, nebo se jen velmi zvolna přesouvá k západu. V západní Evropě je blokování vyvoláváno azorskou anticyklonou, vysouvající se k severu nad 50. s. š., nejčastěji nad Britské ostrovy. Frontální vlny postupují po jejím sev. okraji z Atlantiku nad Skandinávii a ve stř. Evropě převládají sev. složky proudění. Blokování vyskytující se nad vých. Evropou způsobuje zpomalení rychlosti postupu frontálních systémů nad stř. Evropou a někdy i jejich zvlnění. Viz též anticyklona blokující.

pomalu se pohybující anticyklona mírných šířek působící jako překážka pohybu frontálních cyklon od západu k východu. Viz též blokování.

blesky, při nichž není slyšet hřmění, zpravidla při velmi vzdálených nočních bouřkách. V závislosti na meteorologických podmínkách, terénu a okolním světelném znečištění oblohy lze blýskavici pozorovat při vzdálenosti bouřek, které blýskavici způsobují, do cca 200 km i více.

refrakce světelných paprsků působená horiz. nehomogenitami v poli hustoty vzduchu. Má značný význam např. při geodetických měřeních.

viz kruh parhelický.

viz zrcadlení.

sekundární maxima parazitního vyzařování antény mimo hlavní lalok, tj. ve směru mimo osu antény. Výkon vyzářený bočními laloky antény je jen malým procentem celkového výkonu (obvykle alespoň o 20 dB slabší než hlavní lalok), přesto v případě výskytu velmi silných nebo blízkých cílů mohou boční laloky působit odrazy zkreslující měření meteorologických cílů.

syn. parantselenium, viz kruh paraselenický.

vodorovná složka rychlosti větru (vzhledem k zem. povrchu) kolmá ke směru pohybu tělesa, např. letadla, lodě, automobilu.

viz bod mrznutí.

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 bodu ojínění.

teplota, při níž je tlak nasycené páry nad povrchem pevné fáze dané látky roven vnějšímu tlaku, v atmosférických podmínkách tlaku vzduchu. V meteorologii se jedná o hodnotu teploty, při níž hodnota tlaku nasycené vodní páry vzhledem k ledu odpovídá tlaku vzduchu. Za podmínek obvyklých v troposféře není bod sublimace ledu dosažen. Ve starší české meteorologické literatuře se bod sublimace někdy nesprávně vyskytuje ve smyslu teplota bodu ojínění. Viz též bod varu.

syn. teplota tání – teplota, při níž dochází k fázovému přechodu dané látky ze skupenství pevného do skupenství kapalného při rovinném fázovém rozhraní. Ohříváme-li pevnou látku, její teplota se zvyšuje až k bodu tání. Další ohřev již vyvolá tání a dodané teplo je spotřebováváno na latentní teplo tání, přičemž teplota tající látky zůstává zachována. Po úplném roztátí pevné fáze pak teplota vzniklé kapaliny při dalším ohřívání roste. Teplota tání závisí na tlaku. U většiny látek teplota tání 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 tání 0 °C (273,15 K). Při inverzní změně skupenství odpovídá bodu tání bod tuhnutí (bod mrznutí).

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. teplota varu – teplota, při níž je tlak nasycené páry nad povrchem kapalné fáze dané látky roven vnějšímu tlaku, v atmosférických podmínkách tlaku vzduchu. Bod varu čisté vody je při normálním tlaku roven 100 °C (373,15 K). Tato teplota byla zvolena jako jeden ze dvou základních bodů při definování Celsiovy teplotní stupnice. S klesajícím tlakem vzduchu se bod varu vody snižuje. Této závislosti se využívá při měření nadm. výšek hypsometry. Viz též bod sublimace.

hist. pokus o kvantit. vyjádření vhodnosti počasí během světlého dne z hlediska rekreace apod., a to s ohledem na roční období. Ve 30. letech 20. století se touto problematikou zabýval A. Gregor a následně J. Brádka (1967), který takto hodnotil synoptické typy podle typizace povětrnostních situací HMÚ.

syn. výboj hrotový.

registr. záznam bolometru.

přístroj pro měření intenzity záření, jehož princip je založen na změně el. odporu tepelně závislého vodiče ohřátého pohlcenou energií. Bolometr tvoří obvykle velmi tenký pásek vodiče (z platiny nebo zlata), který je z osvětlené strany začerněn a zařazen do větve Wheatsonova můstku. Obvykle jsou bolometrická tělíska dvě, z nichž jedno je měrné a druhé srovnávací, které eliminuje vliv teploty v okolí. Jedná se především o laboratorní přístroj, který se v meteorologii používá pouze pro speciální účely. První bolometr zkonstruoval amer. astronom S. P. Langley v roce 1880.

množství energie potřebné k zahřátí jedné částice (molekuly) ideálního plynu o jeden kelvin, lze ji vyjádřit jako podíl univerzální plynové konstanty a Avogadrovy konstanty, má hodnotu 1,380 648.10^-23 J.K^-1.

viz bonitace klimatologická.

původní označení pro studený a nárazovitý severovýchodní padavý vítr, který vane z vnitrozemí Balkánu přes Dinárské hory na pobřeží Jaderského moře a přináší, zejména v chladném pololetí, výrazné ochlazení. V současné době tak označujeme silný, studený a nárazovitý padavý vítr podmíněný orografií i v jiných zemích (např. v Rusku novorosijská bóra), a to nejen v pobřežních oblastech. Bóra představuje prudký, nárazovitý gravitační vítr daný klesavým pohybem těžkého, relativně velmi studeného vzduchu, který se převalil přes horské pásmo po svém předchozím postupném nahromadění na návětrné straně. Lokálně může efektu bóry významně napomoci sníženina v daném horském pásmu typu horského sedla, průsmyku apod.

viz holocén.

v Köppenově klasifikaci klimatu jedno z pěti hlavních klimatických pásem, označené písmenem D. Vyznačuje se velkými rozdíly mezi zimou a létem, kdy prům. měs. teplota vzduchu v nejteplejším měsíci dosahuje nejméně 10 °C, zatímco v nejchladnějším měsíci roku klesá pod –3 °C. Léto je natolik teplé, že umožňuje růst jehličnatých lesů; odtud označení boreálního klimatu jako klima tajgy nebo též mikrotermické klima. Naopak označení sněžné klima je pro toto klimatické pásmo chybné. Existence boreálního klimatu je vázána na přítomnost rozsáhlé pevniny, proto se vyskytuje pouze na severní polokouli a bývá někdy označováno jako severské klima. Silná termická kontinentalita klimatu uvnitř těchto pevnin způsobuje nejvýraznější roční chod teploty vzduchu na Zemi. V těchto oblastech jsou zimy mimořádně mrazivé, viz pól chladu. Prům. roč. teplota vzduchu zde klesá k výrazně záporným hodnotám, což umožňuje existenci permafrostu. Prům. roč. úhrny srážek dosahují v boreálních oblastech zpravidla stovek milimetrů, dostatečná humidita klimatu je nicméně dána malým výparem. Z hlediska roč. chodu srážek dominuje klimatický typ celoročně vlhký (Df), ve východní Asii však najdeme i typ se suchou zimou (Dw), který lze řadit k monzunovému klimatu. Boreální klima se částečně kryje s klimatem mírných šířek a se subarktickým klimatem v Alisovově klasifikaci klimatu.

syn. zákon Bouguerův.

syn. zákon Lambertův–Bouguerův, vzorec Bouguerův – zákon vyjadřující zeslabení intenzity záření při průchodu atmosférou vzhledem k intenzitě záření na horní hranici atmosféry. Má tvar
$I=I_{0}exp\left(-{\int }_0^{\infty }{{\beta }^{\prime }}_{ex}\rho ds\right)=I_{0}exp\left(-m{\int }_0^{\infty }{{\beta }^{\prime }}_{ex}\rho dz\right)$
který dostaneme integrací Beerova zákona přes celou tloušťku atmosféry. Symbol I značí intenzitu přímého slunečního záření na zemském povrchu, I₀ intenzitu přímého slunečního záření na horní hranici atmosféry, ρ hustotu vzduchu, β'_ex hmotový koeficient extinkce, m relativní optickou hmotu atmosféry a ds, resp. dz infinitezimální úsek dráhy paprsku, resp. infinitezimální úsek vertikály. Použijeme-li substituci
$f=exp\left(-{\int }_0^{\infty }{{\beta }^{\prime }}_{ex}\rho dz\right)$
obdržíme I = I₀ f^m, kde f je koeficient propustnosti atmosféry. Protože koeficient extinkce i koeficient propustnosti v atmosféře značně závisejí na vlnové délce procházejícího záření, používají se uvedené vzorce v meteorologii zpravidla pro jednotlivé úseky spektra, které jsou natolik úzké, abychom záření v každém z nich mohli považovat za přibližně monochromatické. Bouguerův zákon byl poprvé experimentálně stanoven franc. přírodovědcem P. Bouguerem (1729). Nezávisle jej formuloval též J. H. Lambert (1760).

(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.

kovová uzavřená, zakřivená, a ohebná trubice eliptického příčného průřezu, která se podle svého typu deformuje v závislosti na změnách tlaku nebo teploty vzduchu. Podle velikosti deformace se provádí měření příslušného prvku. Teploměrná Bourdonova trubice je naplněna kapalinou s velkým teplotním součinitelem roztažnosti, která způsobuje svými objemovými změnami, v závislosti na teplotních změnách, deformace trubice. Bourdonova trubice pracuje nejcitlivěji, je-li stočena do oblouku s vrcholovým úhlem přibližně 270°. Byla používána jako čidlo termografů. Tlakoměrná Bourdonova trubice pro met. účely je téměř vzduchoprázdná. Sloužila jako čidlo aneroidů.

1. aproximace spočívající v uplatnění konceptu turbulentní vazkosti v teorii turbulentního proudění;
2. aproximace používaná při modelování atm. turbulence a konvekce. Představuje zjednodušení příslušných modelových rovnic, kdy se změny hustoty vzduchu uvažují pouze v tom členu rovnic, který představuje vztlakovou sílu, zatímco jinak se hustota vzduchu považuje za konstantní veličinu.

[bou echo] syn. obloukové echo – lineárně uspořádaná konvektivní bouře typu squall line, která je ve střední části prohnutá dopředu ve směru svého pohybu do tvaru oblouku. Prohnutí linie vzniká urychlením postupu této části bouře kvůli týlovému vtoku nebo díky downburstům, které byly vyprodukovány na čele bouře. V přední části bow echa se vyskytuje silný nárazovitý vítr, případně i tornáda. Bow echo patří mezi mezosynoptické konvektivní systémy, i když svojí délkou nemusí nutně přesahovat 100 km. Rychle a dlouho postupující bow echo bývá hlavní příčinou větrných bouří označovaných jako derecho.

poměr množství tepla, které zemský povrch předává turbulentní výměnou a molekulární vodivostí do atmosféry, k množství tepla, jež se na něm spotřebovává na vypařování vody. Čís. hodnota Bowenova poměru kolísá v širokých mezích a pro volnou hladinu oceánu se nejčastěji orientačně udává jako 0,1. Bowenův poměr je měřitelnou veličinou, v tom spočívá jeho význam pro různé teor. i praktické úvahy a výpočty. Je pojmenován podle australského meteorologa J. S. Bowena.

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.

syn. zákon Boyleův–Mariotteův.

tlakový útvar, který se na meteorologické mapě projevuje jako oblast nižšího tlaku vzduchu bez uzavřených izobar či izohyps. Vyskytuje se obvykle mezi dvěma oblastmi vyššího tlaku vzduchu nebo může být částí cyklony. Bývá vyjádřena buď izobarami, popř. izohypsami se slabým cyklonálním zakřivením (mělká brázda nízkého tlaku vzduchu), nebo izobarami, popř. izohypsami ve tvaru písmene V (hluboká brázda nízkého tlaku vzduchu neboli brázda tvaru V). V brázdě nízkého tlaku vzduchu můžeme vyznačit osu brázdy, na které je cyklonální zakřivení izolinií maximální a podél níž se vyskytuje horiz. konvergence proudění. Tato konvergence má za následek výstupné pohyby vzduchu podporující vznik oblačnosti, popř. srážek. V brázdě nízkého tlaku vzduchu zpravidla leží atmosférická fronta. Viz též hřeben vysokého tlaku vzduchu.

rozložení tlaku vzduchu, znázorněné na synoptických mapách cyklonálním zakřivením izobar ve tvaru písmene „V“. Na rozdíl od brázdy tvaru „U“ se zpravidla jedná o pomalu postupující brázdu nízkého tlaku vzduchu, s níž bývá spojena výrazná atmosférická fronta se sklonem k vlnění. Viz též fronta zvlněná.

teplý oceánský proud v západním segmentu jihoatlantského subtropického koloběhu oceánské vody. Vzniká u východního výběžku jihoamerické pevniny z jižní větve Jižního rovníkového proudu a směřuje podél pobřeží Brazílie k jihozápadu. Jeho vliv na klima jižní části Jižní Ameriky je omezen studeným Falklandským proudem, který se za Drakeovým průlivem odděluje od Západního příhonu a s Brazilským proudem se střetá východně od zálivu La Plata.

viz vítr horský a údolní.

přístroj, který slouží k měření celkového množství ozonu, oxidu siřičitého a NO_x v atmosféře v Dobsonových jednotkách (D.U.) a k měření spektrální intenzity toku ultrafialového slunečního záření ve W.m^–2.nm^–1. Spektrofotometr Brewerův technologicky navazuje na spektrofotometr Dobsonův. K rozkladu spektra je ale použita mřížka a intenzita toku ultrafialového záření v oblasti 290–325 nm je proměřována s krokem vlnové délky 0,5 nm. Integrací těchto hodnot je možno určit i celkovou energii UV–B záření přenášenou ve zvoleném vlnovém pásmu, nebo na vybraných absorpčních čarách. Přístroj je plně automatický, přizpůsobený pro trvalý venkovní provoz i v extrémních povětrnostních podmínkách. Režim jeho činnosti je řízen počítačem, který rovněž zaznamenává, vyhodnocuje a telekomunikačně přenáší naměřená data. Brewerův spektrofotometr postupně nahrazuje v celosvětové síti spektrofotometr Dobsonův. Přístroj vyvinula kanadská firma SCI–TEC a v současnosti je vyráběn v několika verzích holandskou firmou Kipp-Zonen.

koncept velkoprostorové cirkulace v rámci níž se vzduch v tropech dostává z troposféry do stratosféry a dále se pohybuje do vyšších hladin a směrem k pólům. Ve středních a vysokých šířkách pak opět klesá do nižších hladin. Model cirkulace byl navržen v roce 1949 Alanem Brewerem a v roce 1956 Gordonem Dobsonem s cílem vysvětlit pozorované rozložení koncentrací ozonu a vodní páry. Vznik této cirkulace je spojen s působením vertikálně se šířících atmosférických vln na zonální proudění ve stratosféře.

jeden ze tří neutrálních bodů, nalézající se ve výšce 15 až 20° pod Sluncem. Objevil jej skotský fyzik D. Brewster v r. 1840.

[brajt bend] syn. odraz vrstvy tání radarový – vrstva atmosféry o tloušťce několika stovek metrů, v níž je pozorováno zvýšení radarové odrazivosti cca o 5 až 15 dBZ vlivem tání sněhových srážek pod nulovou izotermou. Slouží též jako indikace vrstevnatého charakteru oblačnosti, neboť se nevyskytuje při silných konv. pohybech.

jednoduchý přístroj na měření max. hmotnosti námrazků na vnějších el. vedeních zpravidla za celé námrazové období. Je založen na principu Brinellova tvrdoměru, jímž se zjišťuje působící síla z velikosti vtisku kuličky zatlačené do materiálu konstantní tvrdosti. Zavěšuje se na el. vedení do řetězce izolátorů. Užívané přístroje měří v rozsahu 10² až 3.10³ kg. Přístroj je nazván podle švédského inženýra J. A. Brinella (1849–1925).

syn. vítr pobřežní – 1. vítr brízové cirkulace. Rozeznáváme brízu pevninskou a mořskou, případně jezerní. Její rychlost bývá většinou 3 až 5 m.s^–1, v tropických oblastech i vyšší;
2. např. v angl., franc. a něm. jazykové oblasti obecné označení slabšího větru, ve spojení s příslušným přídavným jménem pak pro 2. až 6. stupeň Beaufortovy stupnice větru, např. light breeze (slabý vítr).

syn. cirkulace pobřežní – systém místní cirkulace s denní periodicitou, který se může vytvořit při anticyklonálním počasí nad pobřežní zónou a přilehlou částí moří nebo velkých vodních nádrží. Brízová cirkulace je způsobena rozdíly v denním chodu teploty povrchu pevniny a vodních ploch. Ve dne, kdy je moře nebo jezero chladnější než pevnina, vzniká ve vrstvě vzduchu u zemského povrchu přenos chladnějšího a vlhčího vzduchu z moře na pevninu, tzv. mořská nebo jezerní bríza, která je v noci vystřídána prouděním suššího vzduchu z pevniny, tzv. pevninskou brízou. Nad přízemním prouděním se pak vyskytuje kompenzující protisměrné proudění vzduchu, které uzavírá cirkulační systém o vert. rozsahu maximálně 2 až 4 km. Za daných podmínek klesá intenzita a vertikální rozsah brízové cirkulace s rostoucí vertikální stabilitou atmosféry.
Intenzita brízové cirkulace nejvíce roste v době největšího rozdílu teplot mezi pevninou a vodní plochou, maximum její intenzity pak nastává v době, kdy se velikost horizontálního teplotního gradientu blíží nule, tj. zpravidla těsně po západu, resp. východu Slunce. V případě brízové cirkulace většího prostorového měřítka se ve vyšších zeměp. šířkách objevuje toto maximum dříve vlivem působení Coriolisovy síly, která postupně začne zeslabovat horiz. složku cirkulace kolmou k pobřeží a ovlivňuje tak výraznost a polohu brízové fronty.
Nejpříznivější podmínky pro vznik brízové cirkulace jsou v létě v oblastech subtropických anticyklon, při pobřežích omývaných studeným oceánským proudem, kde se vyskytují největší teplotní rozdíly mezi pevninou a mořem. Zejména v těchto oblastech má brízová cirkulace značný dopad na klima, protože mořská bríza zasahuje poměrně hluboko nad pevninu, kde snižuje denní teplotu vzduchu a zvyšuje jeho vlhkost. Viz též cirkulace terciární.

mezosynoptické rozhraní, které je možným důsledkem rozdílných tepelných vlastností vodní plochy a pevniny. Brízová fronta se formuje ve spodní troposféře v zóně konvergence mezi horiz. složkou brízové cirkulace a pozaďovým prouděním, v případě mořské nebo jezerní brízy nad pevninou, v případě pevninské brízy nad vodní plochou. V některých dnech v pozdějších ranních hodinách se mohou vyskytnout oba druhy brízové fronty současně. Výraznost brízové fronty, daná velikostí horizontálního teplotního gradientu napříč rozhraním, závisí na rozdílu teploty mezi vodní plochou a pevninou, který podmiňuje intenzitu brízové cirkulace, i na denní a roční době. Viz též fronta pobřežní.

viz glórie.

viz glórie.

viz glórie.

jeden z empir. vzorců pro výpočet efektivního vyzařování zemského povrchu E při jasné obloze. Má tvar:
$E=\sigma T^4\left(a-b\sqrt{e}\right),$
kde T značí teplotu vzduchu v K, $e$ tlak vodní páry podle měření v meteorologické budce, σ je Stefanova–Boltzmannova konstanta, a, b, značí empir. parametry platné pro dané místo. Považujeme-li zemský povrch za dokonale černý v oboru dlouhovlnného záření, lze z Bruntova vzorce odvodit vztah pro zpětné záření E_z ve tvaru:
$E_z=\sigma T^4\left(1-a+b\sqrt{e}\right),$
který bývá v literatuře rovněž označován jako Bruntův vzorec. Bruntův vzorec patří k historicky významným vztahům. Viz též vzorec Ångströmův.

jedna z často užívaných charakteristik stabilitních poměrů v atmosféře. Je dána jako
$\sqrt{\frac{g}{\Theta }\frac{\partial \Theta }{\partial z},}$
kde z značí vertikální souřadnici, g tíhové zrychlení a Θ potenciální teplotu. Při stabilním teplotním zvrstvení má reálnou hodnotu a představuje pak frekvekci kmitů, do kterých by se za předpokladu absence tlumícího vlivu vnitřního tření ve vzduchu dostala vzduchová částice po svém vynuceném vert. vychýlení z hladiny, v níž by se dříve nalézala v rovnováze se svým okolím.

binární univerzální formát pro reprezentaci met. dat. Zpráva v kódu BUFR obsahuje kromě požadovaných dat, metadat a dalších informací také jejich přesný popis pomocí deskriptorů. To umožňuje použití kódu BUFR pro jakýkoliv typ dat, pro který jsou definované příslušné deskriptory. Binární formát a komprese dovolují redukci objemu dat.

soubor měřených, pozorovaných nebo předpovídaných hodnot meteorologických prvků vhodný pro distribuci v telekomunikační síti. Záhlaví bulletinu tvoří údaj o druhu přenášené informace, o zeměp. poloze, čtyřpísmenné označení centra, které data sestavilo, den a čas, ke kterému se data vztahují nebo kdy byl bulletin vytvořen. Záhlaví bulletinu může být doplněno třípísmenným údajem, který umožňuje identifikaci opravených nebo opožděných dat.

uzavřená atmosférická cirkulace vzduchu pozorovaná ve vert. rovině. Buňkové cirkulace velkého měřítka (Hadleyova buňka a s ní související pasátová cirkulace a Walkerova cirkulace, dále Ferrelova buňka a polární buňka) jsou součástí všeobecné cirkulace atmosféry. V mezosynoptickém měřítku může probíhat buněčná konvekce, buňkový charakter mají rovněž místní cirkulační systémy, a to především brízová cirkulace a systémy svahových, horských a údolních větrů.

silný, obvykle sev. nebo sv. vítr na Sibiři a ve stř. Asii. Rozlišuje se:
1. sněhový („bílý“) buran v zimě, kdy se jedná o sněhovou vichřici při nízkych teplotách vzduchu (často –25 °C i méně). Buran žene sníh a částice ledu, což spolu s velkým zchlazováním ohrožuje životy lidí a zvířat, zvláště na otevřených stepích. Má tedy obdobné vlastnosti jako blizard na kanadských prériích. Vyskytuje se obvykle v týlu cyklony. Počasí při buranu bývá v ostrém kontrastu s předcházejícím anticyklonálním počasím s bezvětřím nebo slabým větrem. Zimní buran má také název purga;
2. písečný buran v létě, zviřující a přenášející prach a písek v pouštních oblastech stř. Asie nebo v Mongolsku.

prudký sv. vítr na Aljašce v zimě, nesoucí nebo ženoucí sníh. Burga má podobné vlastnosti jako zimní sněhový buran a nebo purga na Sibiři. Viz též blizard.

1. obecný termín pro jakékoliv výrazné vybočení (zesílení) přírodních jevů či prvků (nejen meteorologických) z normálu. V meteorologii rozeznáváme větrné bouře, prachové bouře, písečné bouře, sněhové bouře, případně ledové bouře, dále pak konvektivní bouře, které jsou celým souborem jevů. V tomto smyslu můžeme za bouři považovat i hlubokou cyklonu, jak napovídá její označení v angličtině (storm), jehož odrazem je mj. český termín tropická bouře. Anglické slovo storm dále označuje desátý stupeň Beaufortovy stupnice větru (česky ovšem silná vichřice). Mimo meteorologii jsou běžné např. termíny sluneční bouře, geomagnetická bouře aj.
2. viz zpráva o náhlé změně počasí.

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.

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

vzniká nejčastěji v konvektivních bouřích na čele studené fronty, případně v oblačnosti druhu nimbostratus, v oblasti vynucených výstupů teplého vzduchu vzhůru před přitékajícím studeným vzduchem. Čím je teplý vzduch s instabilním teplotním zvrstvením vlhčí, tím se vyvíjejí mohutnější Cb s intenzivnějšími bouřkovými projevy. Bouřky studené fronty se mohou vyskytnout nad libovolným terénem v kteroukoliv denní dobu. Nejintenzivnější bývají v odpoledních a večerních hodinách. Mohou být uspořádány do pásu podél frontálního rozhraní v délce i několika stovek km. Bouřky studené okluzní fronty se v podstatě neliší od bouřky studené fronty. Viz též bouřka teplé fronty.

bouřka, která se může vyvinout před frontální čarou teplé fronty. Nutným předpokladem jejího vývoje je alespoň podmíněná instabilita atmosféry v teplém vzduchu, existence výstupných pohybů podél frontálního rozhraní a radiační ochlazování horních vrstev frontální oblačnosti, které má za následek růst instability. Bouřka teplé fronty je u nás poměrně řídkým jevem a vyskytuje se výlučně v letním období obvykle v nočních hodinách. Základny Cb leží zpravidla mnohem výše než na studených frontách a pro pozorovatele ze země bývají zakryty jinou frontální oblačností druhu Ns a As. Průvodním jevem bouřky teplé fronty bývá i náhlé zesílení frontálních srážek.

syn. bouřka nefrontální – bouřka, která se vyskytuje v souvislosti s vývojem srážkových konvektivních oblaků druhu Cb v instabilní vzduchové hmotě bez vazby na atmosférické fronty. Vzniká zejména následkem termické konvekce v místech příznivých pro rychlé oteplování velkých objemů vzduchu.

lid. označení pro bouřku uvnitř vzduchové hmoty.

miniaturní anticyklona objevující se v přízemním tlakovém poli v týlu jednoduché cely ve stadiu zralosti a přetrvávající v počáteční fázi stadia rozpadu. Vzniká vlivem mohutných divergujících sestupných proudů studeného vzduchu ochlazeného táním a částečným vypařováním padajících srážkových částic; teplota v ní je proto nižší než v okolí. V bouřkových pásmech značného horiz. rozsahu jsou i bouřkové anticyklony rozměrnější a protaženy ve směru podél těchto pásem. Na barogramu se přechod bouřkové anticyklony projevuje vznikem tzv. bouřkového nosu. Viz též gust fronta.

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

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.

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.

starší a v současnosti téměř nepoužívané označení horiz. nebo podlouhlého oblačného klínu na čele studeného vzduchu vytékajícího z konvektivní bouře. Oblak byl lid. označován také jako oblačný nebo húlavový límec. Viz též húlava, arcus, shelf cloud, roll cloud.

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.

lidové označení pro cumulonimbus.

viz detekce blesků pozemní.

syn. vzdutí způsobené bouří.

syn. příliv zvýšený bouří.

vítr o prům. rychlosti 17,2 až 20,7 m.s^–1 nebo 62 až 74 km.h^–1. Odpovídá osmému stupni Beaufortovy stupnice větru. Ve výkazech met. pozorování je jako bouřlivý vítr uváděn vítr o prům. rychlosti alespoň 17,2 m.s^–1. V době, kdy stanice nebyly vybaveny větroměrnými přístroji, byl jako bouřlivý vítr uváděn vítr odpovídající osmému stupni Beaufortovy stupnice a vyšším.

syn. pravidlo Buys-Ballotovo, zákon větru barický – pravidlo určující vztah mezi směrem větru a rozložením tlaku vzduchu na zemském povrchu. Slovně se vyjadřuje např. takto: postavíme-li se (na zemském povrchu) na sev. polokouli tak, aby nám vál vítr do zad, je oblast nižšího tlaku vzduchu po naší levici poněkud vpředu a oblast vyššího tlaku vzduchu po naší pravici poněkud vzadu. Na již. polokouli jsou podmínky obrácené. Zákon byl zformulován v r. 1860 holandským meteorologem Ch. H. D. Buys-Ballotem.

syn. zákon Buys-Ballotův.