Meteorologický slovník - výklad pojmů

▶ AVHRR

▶ pozemný rádiolokačný cieľ

▶ radar

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).

▶ rádarová klimatológia

▶ radarová meteorológia

▶ radiácia

▶ radiačná bilancia

▶ radiačná bilancia sústavy Zem–atmosféra

▶ radiačná bilancia zemského povrchu

▶ radiačná hmla

▶ radiačná inverzia teploty vzduchu

▶ radiačná klíma

▶ radiačná teplota

▶ radiačná transformácia vzduchovej hmoty

▶ radiačná výmena

▶ radiačné ochladzovanie

▶ radiačno aktívné plyny

▶ radiačno-konvekčný model klímy

▶ radiačný diagram

▶ radiačný klimatotvorný faktor

▶ radiačný kryt

▶ radiačný nomogram

▶ radiačný prenos

▶ radiačný tok

▶ rádioaktivita atmosféry

▶ rádioaktívne znečistenie ovzdušia

▶ rádioaktívny oblak

▶ rádioaktívny spad

▶ rádioatmometer

▶ rádioecho

▶ rádiogoniograf

▶ rádiogoniometer

▶ rádiogoniometria

▶ rádiohorizont

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.

▶ rádiolokácia

▶ rádiolokačná detekcia

▶ rádiolokačná meteorológia

▶ rádiolokačná odrazivosť

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.

▶ rádiolokačná rovnica

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.

▶ rádiolokačná sonda

▶ rádiolokačná stanica

▶ rádiolokačné echo

▶ rádiolokačné meteorologické meranie

▶ rádiolokačné meteorologické pozorovanie

▶ rádiolokačný cieľ

▶ rádiolokačný odraz

▶ rádiolokačný odraz vrstvy topenia

▶ rádiolokačný produkt A-skop

▶ rádiolokačný produkt B-skop

▶ rádiolokačný produkt CAPPI

▶ rádiolokačný produkt ECHO TOP

▶ rádiolokačný produkt HAIL PROB

▶ rádiolokačný produkt MAX Z

▶ rádiolokačný produkt maximálnej odrazivosti

▶ rádiolokačný produkt PPI

▶ rádiolokačný produkt PseudoCAPPI

▶ rádiolokačný produkt RHI

▶ rádiolokačný produkt VIL

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.

▶ rádiolokačný systém

▶ rádiolokátor

▶ rádiometeorológia

▶ rádiometer

▶ rádiometria

▶ rádiopilotáž

▶ rádiorefrakcia

▶ rádiosonda

▶ rádiosonda na zisťovanie výškového vetra

▶ rádiosondáž

▶ rádiosondážna stanica

▶ rádiosondážna stanica pre komplexnú sondáž atmosféry

▶ rádiosondážne meranie

▶ rádiosondážny balón

▶ rádioteodolit

▶ rádiovetromerná stanica

▶ rádiovietor

▶ raketo-balónová sondáž ovzdušia

▶ raketová sonda

▶ raketová sondáž atmosféry

▶ rakety na ochranu pred krupobitím

▶ Rankinova teplotná stupnica

▶ Raoultov zákon

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.

▶ rapídna cyklogenéza

▶ rarášok

▶ RASS

▶ Rayleighov rozptyl

▶ Rayleighov zákon

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.

▶ Rayleighova atmosféra

▶ Rayleighova teória

▶ Rayleighova-Bénardova konvekcia

▶ Rayleighovo číslo

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.

▶ rázová vlna

▶ rázový prúd bleskového výboja

▶ reanalýza

▶ Réaumurova teplota

▶ Réaumurova teplotná stupnica

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)

▶ receptorový model

▶ redukcia

▶ redukcia teploty vzduchu

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.

▶ redukcia tlaku vzduchu na dohodnutú hladinu

▶ redukcia tlaku vzduchu na hladinu mora

▶ redukcia zrážok na jednotné obdobie

▶ redukčné barometrické tabuľky

▶ redukčný smog

▶ redukovaná izoterma

▶ referenčná klimatologická stanica

▶ refrakcia

▶ refrakcia elektromagnetických vĺn v atmosfére

▶ refrigerácia

▶ Refsdalov diagram

▶ regelácia ľadu

▶ regenerácia anticyklóny

▶ regenerácia cyklóny

▶ regenerovaná cyklóna

▶ regionálna klimatológia

▶ regionálne predpovedné pracovisko

▶ regionálne špecializované meteorologické centrum

▶ regionálne telekomunikačné centrum

▶ register emisií a zdrojov znečisťovania ovzdušia

▶ registračný prístroj

▶ registračný teodolit

▶ registračný tlakomer

▶ regulácia emisií

▶ relatívna barická topografia

(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.

▶ relatívna helicita

(Storm Relative Environmental Helicity – SREH) – helicita vyjádřená v souřadnicové soustavě vztažené ke konvektivní bouři; při jejím výpočtu se uvažuje vertikální profil horizontální složky rychlosti větru a vektor pohybu bouře. Pro výpočet SREH se běžně používá vertikální profil od zemského povrchu do výšky 3 km nebo k horní hranici konvektivně efektivní vrstvy. Např. při integraci do 3 km výšky se vypočte podle vzorce

S R E H = \int_{0}^{3 k m} (v - c) (k \times \frac{\partial v}{\partial z}) d z,

kde je v vektor rychlosti větru, c vektor pohybu bouře a k jednotkový vektor orientovaný ve směru vert. osy. Helicita dosahuje vyšších hodnot, pokud oblast relativního vtoku vzduchu do bouře je vlivem vertikálního střihu větru charakterizována horizontální vorticitou s významnou složkou ve směru proudění. Graficky je SREH reprezentována plochou na hodografu určenou vektory větru relativními k pohybu bouře. SREH se používá v předpovědi silných konvektivních bouří, považuje se za míru tendence supercel rotovat.

▶ relatívna izohypsa

▶ relatívna optická hmota atmosféry

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.

▶ relatívna súradnicová sústava

▶ relatívna teplota

▶ relatívna transformácia vzduchovej hmoty

▶ relatívna vlhkosť vzduchu

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.

▶ relatívna vorticita

▶ relatívna výška

▶ relatívne číslo

▶ relatívne trvanie slnečného svitu

▶ relatívne zrážky

▶ relatívny slnečný svit

▶ reliéfová klíma

▶ reper

▶ reprezentatívna meteorologická stanica

▶ reprezentatívne meteorologické pozorovanie

▶ reprezentatívnosť v meteorológii

▶ retrográdna cyklóna

▶ Reynoldsov parameter

▶ Reynoldsove rovnice

▶ Reynoldsovo číslo

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.

▶ Reynoldsovo napätie

▶ režimová meteorologická informácia

▶ riadiaca cyklóna

▶ riadiace prúdenie

▶ riadiaci tlakový útvar

▶ riasa

▶ riasová kopa

▶ riasová sloha

▶ riečna hmla

▶ Richardsonov parameter

▶ Richardsonova rovnica

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.

▶ Richardsonovo číslo

▶ Richardsonovo číslo pre tok

▶ Richardsonovo číslo v gradientovom tvare

varianta Richardsonova čísla označovaná nejčastěji Ri a definovaná výrazem

R i = \frac{g}{Θ} \frac{\partial Θ / \partial z}{{| \partial v / \partial z |}^{2}},

kde

Θ ¯

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

▶ Ringelmannova stupnica

▶ Robitzschov bimetalický pyranograf

▶ Robitzschov nomogram

▶ ročná amplitúda

▶ ročná koncentrácia znečisťujúcich látok v ovzduší

▶ ročné maximum

▶ ročné minimum

▶ ročné obdobie

▶ ročný chod meteorologického prvku

▶ rodina cyklón

▶ roll cloud

▶ rosa

▶ rosné zrkadielko

▶ rosný bod

▶ rosograf

▶ rosogram

▶ rosomer

▶ rosometer

▶ Rossbygram

▶ Rossbyho číslo

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.

▶ Rossbyho diagram

▶ Rossbyho parameter

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.

▶ Rossbyho polomer

▶ Rossbyho vlny

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.

▶ Rossbyho vzorec

▶ rotor

▶ rotorové prúdenie

▶ rotorový oblak

▶ rovnica difúzie

rovnice popisující difuzi působenou v daném prostředí molekulárními procesy nebo turbulentním promícháváním. V atmosféře, která je typickým turbulentním prostředím, je molekulární difuze obvykle zanedbatelná, v meteorologii proto zpravidla používáme rovnici difuze v turbulentní variantě k popisu difuze vodní páry, různých znečišťujících příměsí, tepla apod. V praktických aplikacích se turbulentní procesy nejčastěji vyjadřují pomocí koeficientu turbulentní difuze a rovnici difuze lze pak psát ve tvaru

\frac{\partial c}{\partial t} = - v . \nabla c + \frac{1}{ρ} \frac{\partial}{\partial x} (ρ K_{x} \frac{\partial c}{\partial x}) + \frac{1}{ρ} \frac{\partial}{\partial y} (ρ K_{y} \frac{\partial c}{\partial y}) + \frac{1}{ρ} \frac{\partial}{\partial z} (ρ K_{z} \frac{\partial c}{\partial z}),

kde t je čas, v vektor rychlosti proudění, ρ hustota vzduchu, K_x, K_y, K_z koeficienty turbulentní difuze pro směry souřadnicových os x, y, z a podle účelu, k němuž rovnici difuze používáme, značí c buď koncentraci vodní páry, koncentraci dané znečišťující příměsi, nebo entalpii apod. Prvý člen na pravé straně reprezentuje přenos veličiny c prouděním (advekcí), zatímco následující tři členy postupně vyjadřují příspěvky turbulentní difuze ve směrech souřadnicových os x, y, z. V případě, kdy je třeba uvažovat určité zdroje nebo negativní zdroje veličiny c (např. dodávku nebo spotřebu tepla neadiabatickými procesy, emise znečišťující příměsi nebo její odstraňování z atmosféry sedimentací, vymýváním srážkami, chem. reakcemi atd.), musíme na pravou stranu připojit další členy v podobě tzv. zdrojových funkcí.

▶ rovnica divergencie

teorém divergenční rovnice nejčastěji uváděný ve tvaru odvozeném v p-systému:

\frac{d}{d t} (\nabla_{p} . v) + {(\frac{\partial v_{x}}{\partial x})}^{2} + 2 \frac{\partial v_{x}}{\partial y} \frac{\partial v_{y}}{\partial x} + {(\frac{\partial v_{y}}{\partial y})}^{2} + \frac{\partial ϖ}{\partial x} \frac{\partial v_{x}}{\partial p} + \frac{\partial ϖ}{\partial y} \frac{\partial v_{y}}{\partial p} - λ ξ + v_{x} \frac{\partial λ}{\partial y} - v_{y} \frac{\partial λ}{\partial x} = - \nabla_{p}^{2} Φ,

kde

\nabla_{p} . v

značí izobarickou divergenci proudění, jehož rychlost v má horiz. složky v_x a v_y,

\nabla_{p}^{2} = \frac{\partial^{2}}{\partial x^{2}} + \frac{\partial^{2}}{\partial y^{2}},

představuje Laplaceův operátor aplikovaný v izobarické ploše, ξ relativní vorticitu, t je čas, p tlak vzduchu, ω vertikální rychlost v p-systému, λ Coriolisův parametr a Φ geopotenciál. Tuto rovnici lze odvodit tak, že ve vyjádřeních pohybové rovnice pro první, resp. druhou horiz. složku rychlosti proudění zderivujeme všechny členy podle souřadnice x, resp. y a obě takto vzniklé rovnice sečteme. Rovnice divergence doplňuje skupinu prognostických rovnic, které popisují mechanizmus tlakových změn v atmosféře a jeho souvislosti s dynamikou proudění. Zanedbáme-li v ní členy

\frac{d}{d t} (\nabla_{p} . v)

,

\frac{\partial ϖ}{\partial x} \frac{\partial v_{x}}{\partial p}

a

\frac{\partial ϖ}{\partial y} \frac{\partial v_{y}}{\partial p}

, které jsou při atm. dějích synoptického měřítka zpravidla řádově menší než ostatní členy, dostaneme balanční rovnici. Viz též rovnice vorticity, rovnice tendence relativní topografie.

▶ rovnica hydrostatickej rovnováhy

syn. rovnice hydrostatická, rovnice statiky atmosféry základní – vztah vyjadřující závislost tlaku vzduchu p na vert. souřadnici z

\frac{\partial p}{\partial z} = - g ρ,

kde g značí velikost tíhového zrychlení, ρ hustotu vzduchu. Rovnice hydrostatické rovnováhy předpokládá existenci rovnováhy mezi vert. složkou síly tlakového gradientu a silou zemské tíže. Platí přesně pouze v atmosféře bez pohybu vůči Zemi. Viz též aproximace hydrostatická, rovnice pohybová.

▶ rovnica kontinuity

vyjádření zákona zachování hmotnosti při proudění vzduchu. V z-systému píšeme rovnici kontinuity ve tvaru

\frac{\partial ρ}{\partial t} = - \nabla . (ρ v)

kde v značí vektor rychlosti proudění a ρ je hustota vzduchu. Pro nestlačitelnou tekutinu se rovnice kontinuity zjednoduší na tvar

\nabla . v = 0,

se kterým dobře vystačíme u většiny met. procesů. V p-systému má rovnice kontinuity tvar

\nabla_{p} . v = - \frac{\partial ω}{\partial p},

kde ω ≡ dp / dt značí vertikální rychlost v p-systému, p tlak vzduchu a

\nabla p

gradient v dané izobarické hladině. Aplikujeme-li anelastickou aproximaci, používá se rovnice kontinuity ve tvaru, který dostaneme z jejího obecného vyjádření v z-systému tak, že parciální časovou derivaci hustoty vzduchu položíme rovnu nule, ale na druhé straně vztahu nevytýkáme hustotu vzduchu jako konstantu z operátoru divergence. Rovnice kontinuity patří k základním rovnicím.

▶ rovnica omega

▶ rovnica plytkej vody

▶ rovnica polytropy

▶ rovnica tendencie relatívnej topografie

rovnice, která popisuje změny tloušťky vrstvy mezi zvolenými izobarickými plochami. Má tvar

\frac{\partial h}{\partial t} = \frac{R}{g} \int_{p_{1}}^{p_{2}} [- v_{x} \frac{\partial T}{\partial x} - v_{y} \frac{\partial T}{\partial y} + ω (\frac{α}{c_{p}} - \frac{\partial T}{\partial p}) + \frac{1}{c_{p}} \frac{d q}{d t}] d (\ln p), p_{1} <p_{2},

který odvodíme z barometrické formule integrací podle tlaku p, derivací podle času t a dalšími úpravami, symbol h značí tloušťku vrstvy mezi izobarickými hladinami p₁ a p₂, R je měrná plynová konstanta vzduchu, T průměrná teplota uvažované vrstvy, g velikost tíhového zrychlení, v_x, v_y představuje x, resp. y složku rychlosti proudění v p-systému, ω vertikální rychlost v p-systému, α měrný objem vzduchu, c_p měrné teplo vzduchu při stálém tlaku a dq/dt vyjadřuje množství přijatého nebo vydaného tepla neadiabatickými ději v jednotce hmotnosti vzduchu za jednotku času. Tato rovnice byla spolu s rovnicí vorticity využívána v baroklinních modelech atmosféry. Viz též rovnice tlakové tendence.

▶ rovnica tepelnej bilancie zemského povrchu

▶ rovnica tlakovej tendencie

rovnice vyjadřující časovou změnu tlaku vzduchu v daném bodě atmosféry. Má tvar

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

kde p(z) značí atm. tlak v bodě o vert. souřadnici z, t čas, g velikost tíhového zrychlení, ρ hustotu vzduchu, v je horiz. rychlost proudění, v_z vert. složka rychlosti proudění,

\nabla_{H} . v

vyjadřuje horiz. divergenci proudění a

\nabla_{H} ρ

horiz. gradient hustoty vzduchu. Členy na pravé straně po řadě vyjadřují vliv horiz. divergence proudění, advekce hustoty vzduchu a vertikálních rychlostí na mechanismus tlakových změn v atmosféře. Rovnice tlakové tendence patří k základním vztahům v dynamické meteorologii. Odvodil ji M. Margules a upravil J. Bjerknes (1937).

▶ rovnica vertikálnej rýchlosti v p-systéme

syn. omega-rovnice – rovnice vhodná k diagnostickým výpočtům vertikální rychlosti v p-systému ω z polí geopotenciálu a teploty v různých izobarických hladinách. Rovnici vertikální rychlosti v p-systému je možné odvodit ze základních rovnic dynamiky a termodynamiky atmosféry. V literatuře existuje několik způsobů jejího vyjádření, které se liší podle aplikované aproximace vhodné pro uvažované děje a prostorové měřítko. V české odborné literatuře se lze nejčastěji setkat s rovnicí ve tvaru

\nabla_{p}^{2} ω + \frac{λ^{2}}{σ} \frac{\partial^{2} ω}{\partial p^{2}} = \frac{λ}{σ} \frac{\partial}{\partial p} [v . \nabla_{p} (ξ + λ)] + \frac{R}{σ p} \nabla_{p}^{2} (v . \nabla_{p} T) - \frac{R T}{c_{p} σ p} \nabla_{p}^{2} (\frac{Q}{T}),

kde

\nabla_{p}^{2}

je Laplaceův operátor aplikovaný v izobarické ploše, ξ relativní vorticita, λ Coriolisův parametr, σ stabilitní parametr daný vztahem

σ = - α \frac{\partial}{\partial p} ln Θ

, přičemž ln Θ je přirozený logaritmus potenciální teploty Θ a α měrný objem; v vektor rychlosti proudění v dané izobarické hladině, R měrná plynová konstanta, T teplota, c_p měrné teplo při konstantním tlaku a Q tepelná funkce, která kvantifikuje množství neadiabatického tepla dodaného, resp. odňatého jednotce hmotnosti vzduchu (ideálního plynu) za jednotku času. V numerické předpovědi počasí se rovnice vertikální rychlosti v p-systému používá zpravidla ve tvaru odvozeném na základě kvazigeostrofické aproximace. Kromě samotného diagnostického určení vertikální rychlosti z prognostických dat se rovnice používá také při inicializaci vstupních dat.

▶ rovnica vorticity

rovnice, která je v z-systému obvykle uváděna ve tvaru

\frac{d}{d t} (ξ + λ) = - (ξ + λ) \nabla_{H} . v - k . \nabla_{H} α \times \nabla_{H} p + k . \frac{\partial v}{\partial z} \times \nabla_{H} v_{z},

a v p-systému

\frac{d}{d t} (ξ + λ) = - (ξ + λ) \nabla_{p} . v + k . \frac{\partial v}{\partial p} \times \nabla_{p} ω,

Symbol ξ představuje rel. vorticitu, λ Coriolisův parametr, t čas, v vektor rychlosti proudění,

\nabla_{H} . v

značí horiz. divergenci proudění,

\nabla_{H} α

horiz. gradient měrného objemu,

\nabla_{H} p

horiz. gradient tlaku vzduchu p,

\partial v / \partial z

vertikální střih větru,

\nabla_{H} v_{z}

horiz. gradient vert. složky rychlosti proudění v_z, k jednotkový vektor orientovaný ve směru vert. osy,

\nabla_{p} . v

vyjadřuje izobarickou divergenci proudění,

\nabla_{p} ω

izobarický gradient vertikální rychlosti v p-systému ω.
Rovnici vorticity lze odvodit tak, že ve vyjádřeních pohybové rovnice pro první, resp. druhou horiz. složku rychlosti proudění zderivujeme všechny členy podle souřadnice y, resp. x a obě takto vzniklé rovnice od sebe odečteme. Rovnice vorticity patří spolu s rovnicí tendence relativní topografie k základním prognostickým rovnicím, které popisují mechanizmus tlakových změn v atmosféře a jeho souvislosti s dynamikou proudění vzduchu. Rovnice vorticity je důležitá v modelech používaných při numerické předpovědi počasí, které nejsou založeny na přímé integraci základních rovnic. Předpovědní význam rovnice vorticity spočívá v tom, že např. při geostrofíckém proudění umožňuje výpočet lokální změny výšky zvolené izobarické plochy. Rovnici vorticity poprvé použil L. Marchi v roce 1882. Její význam zdůraznil v roce 1922 A. A. Fridman, avšak k předpovědním účelům ji poprvé použil C. G. Rossby (1939). Rovnice vorticity ve výše uvedeném tvaru je určena pro popis proudění synoptického měřítka, kdy horiz. složky vorticity můžeme zanedbat. Při popisu proudění subsynoptického měřítka a analýze jeho dynamiky je nutné uvažovat všechny tři složky vektoru vorticity. V těchto případech se také rovnice vorticity užívá v obecném třísložkovém tvaru. Viz též teorie vývojová Sutcliffeova.

▶ rovníková (ekvatoriálna) brázda

▶ rovníková depresia

▶ rovníková klíma

▶ rovníkové dýzové prúdenie

▶ rovníkové tíšiny

▶ rovníkový front

▶ rovníkový monzún

▶ rovníkový vzduch

▶ rovnodennosť

▶ rovnodennostné búrky

▶ rozbor

▶ rozlišovacia schopnosť

▶ rozlišovacia schopnosť družicových údajov

▶ rozlišovacia schopnosť radarovej informácie

▶ rozloženie klimatického prvku

▶ rozloženie Marshalla a Palmera

syn. spektrum Marshallovo–Palmerovo – rozdělení velikosti dešťových kapek, které stanovili J. S. Marshall a W. M. Palmer v roce 1948 na základě měření na zemském povrchu. Vyjadřuje hustotu rozdělení četnosti f(D) [m^–3mm^–1] pro dešťové kapky o ekvivalentním průměru D [mm] a má tvar:

f (D) = N_{0} \exp (- λ D),

přičemž parametry rozdělení nabývají hodnot N₀ = 800 m^–3mm^–1 a λ = 4,1I_R^–0,21 mm^–1, kde I_R [mm.h^–1] značí intenzitu srážek. Marshallovo–Palmerovo rozdělení velikosti kapek se i v současnosti považuje za vhodnou reprezentaci časově a prostorově středovaného spektra velikosti dešťových kapek, zejména u deště z vrstevnaté oblačnosti středních zeměpisných šířek.

▶ rozpad anticyklóny

▶ rozpad frontu

▶ rozpadajúci sa front

▶ rozpadový pruh

▶ rozptyl elektromagnetického vlnenia v atmosfére

▶ rozptyl exhalátov

▶ rozptyl prímesí v ovzduší

▶ rozptyl žiarenia

▶ rozptýlené slnečné žiarenie

▶ rozptýlené svetlo

▶ rozptýlené žiarenie

▶ rozptýlené žiarenie oblohy

▶ rozptylová indikatrica

▶ rozptylový diagram

▶ rozpúšťanie hmly

▶ rozsirena Fujitova stupnica

▶ rozštiepený studený front

▶ rozvetvený blesk

▶ rozvodie

▶ rozvodnica

▶ ručiace štyridsiatky

▶ ručný anemometer

▶ rumb

▶ rýchlosť prúdenia

▶ rýchlosť svetla v atmosfére

▶ rýchlosť trenia

▶ rýchlosť vetra

▶ rýchlosť zvuku v atmosfére

▶ rýchlostný potenciál

syn. potenciál divergenční – skalární funkce φ, popisující pole divergentního nevírového horiz. proudění v atmosféře, definovaná až na aditivní konstantu vztahy:

v_{x} = \frac{\partial φ}{\partial x}, v_{y} = \frac{\partial φ}{\partial y} .

kde v_x a v_y značí složku x a y rychlosti proudění. Používá se v dynamické meteorologii k vyjádření nevírových složek rychlosti proudění zejména ve vztazích odvozených z pohybových rovnic.

▶ SEVIRI

Stupeň	Odhad max. rychlosti větru
EF0	29–38 m.s^–1
EF1	38–49 m.s^–1
EF2	50–60 m.s^–1
EF3	61–74 m.s^–1
EF4	74–89 m.s^–1
EF5	> 89 m.s^–1

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...