Výklad hesel podle písmene 'e'

název pro zařízení, které zjišťuje turbulentní toky např. hybnosti, tepla, vodní páry, popř. znečišťujících příměsí v přízemní vrstvě atmosféry. Je tvořeno několika čidly, zpravidla ultrazvukovým (akustickým) anemometrem a analyzátorem plynů nebo aerosolu, které pracují s frekvencí vzorkování řádově 10¹ Hz a z jejichž výstupních signálů jsou pomocí počítače vyhodnocovány požadované údaje.

adiabatické oteplování spojené s poklesem relativní vlhkosti v klesajícím vzduchu při výskytu fénu. Bývá pozorováno na závětrné straně hor a v přiléhajících nížinných oblastech, pokud je převládající proudění vzduchu orientováno přibližně kolmo na horský hřeben. Polohy se stejnou nadm. výškou pak mají na závětrné straně vyšší teplotu vzduchu než na straně návětrné. Fénový efekt se v závětrných polohách projevuje i zmenšením atm. srážek. Jeho vliv může v našich podmínkách dosahovat až desítky km od pohoří a bezprostředně souvisí se srážkovým stínem. Toto snížení srážkových úhrnů bývá dobře identifikovatelné např. na klimatologických mapách. Viz též fén, mezera fénová, efekt závětrný.

obecně vliv jezera nebo jiné rozsáhlé vodní plochy na změnu počasí nad pobřežím a v určité vzdálenosti od pobřeží po směru větru. Podstatný je především vliv na tvorbu sněhu, popř. deště v ovlivňované oblasti.
Fyzikálně jde o důsledek proudění studeného vzduchu nad teplou hladinou vody, při němž se chladný vzduch odspodu ohřívá a labilizuje. Současně roste jeho absolutní vlhkost kvůli výparu z vodní hladiny. Dochází ke konvektivnímu transportu vlhkého vzduchu vzhůru, následné kondenzaci vodní páry a tvorbě oblaků šířících se nad pevninu a produkujících v chladné polovině roku silná sněžení nebo při vyšší teplotě vzduchu dešťové srážky.
Na intenzitu srážkových projevů, které jsou důsledkem jezerního efektu, má vliv řada faktorů.
(a) Velký vert. rozsah instabilní vrstvy zvyšuje intenzitu konvektivních pohybů a vývoj srážek.
(b) Délka dráhy, kterou chladný vzduch urazí nad relativně teplou vodní hladinou, přispívá k jeho ohřevu. Důležitou roli zde hraje i tvar jezera ve vztahu ke směru větru.
(c) Slabý střih větru podporuje vývoj organizovaných oblačných a srážkových pásů. Významnější je vliv vertikálního střihu ve směru větru, jehož vyšší hodnota může zcela znemožnit organizaci pásů.
(d) Vyšší relativní vlhkost vzduchu natékajícího nad jezero zvyšuje účinnost jezerního efektu, tzn. dřívější kondenzaci vodní páry a rychlejší vývoj oblaků a srážek.
(e) Projevy jezerního efektu jsou zvýšeny i výskytem obdobné vodní plochy proti směru natékajícího proudění vzduchu.
(f) Zamrznutí vodní plochy zabraňuje projevům jezerního efektu.
(g) Vhodná konfigurace pole proudění synoptického měřítka, zejména studená advekce vzduchu ve vyšších hladinách a advekce cyklonální vorticity podporují jezerní efekt.
(h) Zvýšená topografie pevniny ve směru proudění podporuje výstupné pohyby vzduchu a jezerní efekt zesiluje.
Známé jsou zejména lokální konvektivní sněhové pásy a sněhové bouře, které se vyskytují v závětří Velkých jezer v Severní Americe. Silná sněžení tohoto typu se však vyskytují v mnoha jiných obdobných lokalitách.

proces separace elektrického náboje nastávající při spontánním tříštění vodních kapek, které dorostou během svého pádu v atmosféře do kritické velikosti a stanou se hydrodynamicky nestabilní. Kapka se přitom rozpadá na několik větších zbytků a určitý počet maličkých kapiček. Lenardův efekt pak spočívá v tom, že větší zbytky rozpadlých kapek nesou kladný náboj, maličké kapičky náboj záporný, který kromě toho difunduje do okolí ve formě záporných iontů. Obdobný el. jev nazývaný rovněž Lenardův efekt vzniká i při tříštění vodních kapek dopadajících jako atm. srážky na zemský povrch, ve vodopádech, apod. Lenardův efekt poprvé popsal bratislavský rodák, něm. fyzik P. Lenard (1862–1947) v r. 1904.

zvětšování podílu dopředného rozptylu záření s rostoucí hodnotou poměru poloměru r rozptylujících částic a vlnové délky rozptylovaného záření λ na sférických částicích, pro jejichž poloměr platí nerovnost 2πr ≥ λ. Mieův efekt lze vysvětlit pomocí teorie Mieova rozptylu. V meteorologii se s ním setkáváme zejména při rozptylu přímého slunečního záření na oblačných částicích, na kapičkách mlhy nebo na různých aerosolových částicích v atmosféře, kdy vytváří výrazné protažení rozptylové indikatrice ve směru dopadajících paprsků. Prostřednictvím Mieova efektu se vysvětlují vzácné optické atmosférické jevy modré nebo zelené slunce a modrý nebo zelený měsíc.

syn. efekt motýlí – pojem poprvé v daném smyslu použitý Edwardem Lorenzem 29. 12. 1972 v přednášce pro „Americkou asociaci pro pokrok ve vědě“. Šlo o symbolické vyjádření myšlenky, že v některých případech mohou být atmosférické děje natolik dynamické, že, obrazně řečeno, i třepetání motýlích křídel na určitém místě může vyvolat dramatickou odezvu v atmosféře třeba na druhé straně zeměkoule. Tato myšlenka se v daných souvislostech objevuje již od počátku 70. let minulého století, bezprostředně souvisí s fenoménem deterministického chaosu, není však vědeckou veřejností přijímána zcela bez výhrad. Později se objevil názor, že označení pro tento jev souvisí i s tím, že podoba křivek tzv. Lorenzova atraktoru vytváří systém připomínající rozevřená motýlí křídla. Tuto interpretaci však zřejmě nelze z originálních pramenů doložit. Viz též prostor fázový.

jeden z případů Venturiho efektu. Vzniká kombinací tryskového efektu a efektu návětrného, když z orografických důvodů dochází ke zhuštění proudnic jak v horiz., tak ve vert. směru. Výrazně přispívá k orografickému zesílení srážek v zasažené oblasti. Podmínkou je stoupající terén sevřený sbíhajícími se horskými pásmy, což vytváří „nálevku“ pro případné natékající proudění. V ČR mají takové uspořádání např. Rychlebské hory s Hrubým Jeseníkem, Oderské vrchy s Moravskoslezskými Beskydami, Lužické hory s Jizerskými horami a Šumava s Novohradskými horami. Uvedené případy se uplatňují při přibližně severním proudění, především při situaci Vb, popř. při výskytu retrográdní cyklony východně od ČR.

souborné označení pro změny hodnot meteorologických prvků na návětří orografických překážek, tedy i v jejich předpolí. Návětrný efekt způsobuje mj. zvětšování oblačnosti a snižování výšky základny oblaků. Podílí se na orografickém zesílení srážek a tím i následně na vzniku závětrného efektu. Návětrný efekt působí i na strmých mořských pobřežích, v Evropě např. ve Skotsku a v Norsku. Viz též srážky orografické, efekt nálevkový.

viz mechanizmus seeder-feeder

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

v meteorologii zesílení přízemního větru (proudění v mezní vrstvě atmosféry) na pricipu Venturiho efektu v místech, kde z orografických důvodů dochází ke zhuštění proudnic především v horiz. směru. Je pozorováno v širších údolích, průsmycích apod. Nejpříznivější podmínky pro tryskový efekt nastávají, když při stabilním zvrstvení atmosféry tlakový gradient směřuje podél osy průsmyku nebo údolí. Tryskový efekt se projevuje v různém měřítku v závislosti na velikosti tvarů zemského povrchu a povětrnostní situaci, které jej podmiňují. Ve stř. Evropě se tryskový efekt nejvýrazněji projevuje v průlomu Dunaje mezi Karpaty a Alpami, kde je pozorován až do vzdálenosti 100 až 200 km. Tryskový efekt se lokálně vyskytuje i v městské zástavbě, která ovlivňuje pole větru. Vítr zesílený tryskovým efektem může dosahovat značných rychlostí a ohrožovat některé lidské činnosti, např. dopravu. Viz též mistral, efekt nálevkový.

v meteorologii lokální pokles tlaku vzduchu, lokální zesílení větru a vznik nárazů větru v určitých místech, kde dochází vlivem orografie ke zhuštění proudnic. Příkladem Venturiho efektu je efekt tryskový, efekt nálevkový a lokální jevy při přetékání vzduchu přes horské překážky. Nejnebezpečnější projevy Venturiho efektu se vyskytují na závětrné straně překážek, kde často vznikají rozsáhlé škody na lesních porostech, venkovních el. vedeních apod.

souborné označení pro změny hodnot meteorologických prvků, které lze pozorovat v závětří různých překážek. V případě horských pásem dochází kvůli předchozímu působení návětrného efektu a změnám atmosférické cirkulace vlivem orografické překážky ke vzniku srážkového stínu. K závětrným efektům dále patří zmenšování oblačnosti, nárůst dohlednosti, oteplování a zmenšení vlhkosti vzduchu působením fénového efektu, výskyt padavého větru, vlnového proudění, závětrných vírů, rotorových oblaků apod. Za výraznějšími pohořími může docházet k orografické cyklogenezi, orografické okluzi a k přechodnému zeslabování atmosférických front. K závětrným efektům však patří i srážkový stín a deformace pole proudění za menšími přírodními nebo umělými překážkami, které prostřednictvím větrného stínu zmenšují i výpar. Při existenci převládajícího větru se závětrný efekt uplatňuje i v klimatických poměrech určité oblastí nebo místa.

syn. účinnost srážková.

syn. účinnost tepelná.

syn. odraz andělský.

radarový odraz ve tvaru háku, charakteristický pro supercelu. Je důkazem přítomnosti mezocyklony v supercele. Vzniká obtáčením mezocyklony proudem srážkových částic z předního sestupného proudu. Viz též oblast snížené radarové odrazivosti.

viz bow echo.

syn. odraz radarový.

průsečnice roviny oběžné dráhy Země kolem Slunce s nebeskou sférou a zároveň dráha slunečního disku při jeho zdánlivém ročním pohybu po nebeské sféře. Pozorovateli na zemském povrchu se jeví jako kružnice na nebeské sféře, jež protíná rovinu světového rovníku v jarním bodě a v podzimním bodě a svírá s ní v současné době úhel cca 23,44°. Velikost úhlu je dána sklonem zemské osy k rovině oběžné dráhy Země kolem Slunce a zároveň odpovídá zeměpisné šířce obratníků. V oblasti oblohy rozprostírající se podél ekliptiky se nalézají tzv. zvířetníková souhvězdí (zvěrokruh). Zdánlivý roční pohyb Slunce po ekliptice probíhá od západu na východ, je tedy protiběžný vůči dennímu zdánlivému pohybu Slunce po obloze. Celková zdánlivá dráha Slunce po obloze během roku je superpozicí obou zmíněných pohybů; tvoří spirálovitý útvar symetrický k rovině světového rovníku a dosahující od něj na severní i jižní polokouli maximální úhlové vzdálenosti odpovídající zeměpisné šířce obratníků. Roční zdánlivý pohyb Slunce po ekliptice vytváří základní předpoklad pro tzv. solární klima. Viz též světlo zvířetníkové.

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

syn. klimatologie ekologická.

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

ekoklimatologie odvětví bioklimatologie, které studuje vztahy mezi klimatem a živými organizmy z hlediska jejich ekologických nároků. Studuje i mechanizmy adaptace rostlin a živočichů na dané klima a zeměp. rozšíření rostlin a živočichů ve vztahu ke klimatu. Viz též ekoklima, klimatop.

izolinie spojující místa se stejným pluviometrickým koeficientem. V principu je totožná s izomerou.

viz voda srážková potenciální.

[el niňo] – teplá fáze ENSO, provázená zápornou fází jižní oscilace, tedy zeslabením Walkerovy cirkulace. V obecně chladnější vých. části Tichého oceánu dochází podél rovníku k nárůstu teploty povrchu moře oproti dlouhodobému průměru až o více než 3 °C. To zde způsobuje nadnormální srážky, které zasahují i na záp. pobřeží Jižní Ameriky, kde vyvolávají mnohdy katastrofální záplavy. Naopak v Austrálii, západním Tichomoří i Indii často nastává sucho. Pokles tlaku vzduchu ve vých. Tichomoří způsobuje zeslabení pasátů, takže slábnou povrchové oceánské proudy i upwelling hlubinné vody bohaté na živiny při záp. pobřeží Jižní Ameriky. To zde vede k hynutí ryb a potažmo působí značné hospodářské škody. Stejně jako opačný jev La Niña se El Niño zpravidla projevuje nejsilněji od prosince do dubna, což vedlo k jeho pojmenování (chlapeček, jezulátko).

viditelný nebo slyšitelný projev atmosférické elektřiny. K elektrometeorům počítáme např. blesk, hrom (bouřku), oheň svatého Eliáše a polární záři. Viz též meteor.

elektrony pocházející ze spršek sekundárního kosmického záření, které jsou v el. polích urychlovány až na relativistické hodnoty rychlosti. V el. polích dosahujících řádově 10⁴ V/m, které se typicky vyskytují v oblacích druhu cumulonimbus a bezprostředně pod nimi, je jim přisuzována schopnost jisté předionizace vzduchu, která umožní při těchto hodnotách intenzity el. polí vznik blesků.

pojem používaný v souvislosti s atmosférickou elektřinou. Jde o vrstvy atmosféry ve výškách přibližně nad 50 km, kde je elektrická vodivost vzduchu již natolik velká, že pokud bychom sem vložili dodatečný el. náboj, rozestřel by se okamžitě podél celé Země.

přístroj užívaný samostatně nebo ve spojení s radiosondou k měření el. potenciálu ve volné atmosféře.

souhrn el. jevů, které se vyskytují v atmosféře. Zpravidla rozlišujeme:
a) elektřinu klidného ovzduší;
b) bouřkovou elektřinu, popř. oblačnou elektřinu.
Detailněji se atmosférická elektřina dělí např. na tematické okruhy:
a) ionty a elektrickou vodivost vzduchu;
b) el. pole v atmosféře;
c) el. proudy tekoucí atmosférou;
d) elektřinu v oblacích a bouřkovou elektřinu.
Do oboru atmosférické elektřiny obvyklene nezahrnujeme kosmické záření a jevy v atmosféře, kterými se v současné době zabývají samostatné vědní obory, především aeronomie. Na průběh el. jevů v atmosféře mají značný vliv ostatní met. děje, zejména ty, které souvisejí s obsahem aerosolových částic ve vzduchu a s fázovými změnami vody v oblacích při formování srážek. Viz též vodivost vzduchu elektrická.

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.

atmosféra není dokonalý izolátor, ale je slabě el. vodivá v důsledku přítomnosti kladných nebo záporných atmosférických iontů. Tyto ionty vznikají působením radioaktivního a kosmického záření. Radioakt. paprsky vyzařované radioakt. látkami v půdě však ovlivňují atmosférickou ionizaci jen do výšky stovek m, maximálně několika km nad zemí. Nad oceány je radioakt. záření asi o dva řády slabší než nad pevninou. Ve větších výškách (a nad oceány i v nižších hladinách) je ionizace zcela dominantně působena kosmickým zářením a vzrůstá rychle s výškou nad zemí, protože kosmické paprsky (nejprve primárního a posléze sekundárního kosmického záření) jsou v atmosféře progresivně zadržovány při průchodu k zemi. Elektrická vodivost vzduchu závisí na hustotě iontů a roste přibližně exponenciálně s výškou. Ve výšce 18 km je vodivost asi o dva řády vyšší než u země. Ve výšce 50 km nad zemí má vzduch tak vysokou vodivost, že může být považován za dobrý vodič. Elektrický náboj, který dosáhne této výše, se proto rovnoměrně rozdělí okolo zeměkoule. Modelově si lze s jistým zjednodušením představit, že atmosférave výšce nad 50 km a povrch Země tvoří jakoby dvě desky koncentrického kulového kondenzátoru. Za klidného ovzduší, tj. za jasné oblohy nebo při malé oblačnosti beze srážek, mlhy, silného větru apod., má zemský povrch záporný a atmosféra převažující kladný náboj. Elektrické pole v atmosféře se při tomto rozložení náboje považuje za kladné. Prům. elektrický gradient klidného ovzduší je u zemského povrchu asi 130 V.m^–1, hustota náboje na povrchu země je přibližně1,1 . 10^–9 C.m^–2, takže celkový záporný náboj zemského povrchu je asi 0,5 miliónu C. Hustota elektrického proudu mezi povrchem země a horní vrstvou atmosféry se odhaduje při klidném ovzduší na 3.10^–12 A.m^–2, což pro celý zemský povrch představuje asi 1500 A. Tato hodnota však není dosahována v reálné atmosféře, neboť asi polovina Země je zahalena oblaky. Elektrická vodivost vzduchu vzrůstá s výškou, avšak vertikálně tekoucí elektrický proud zůstává s výškou prakticky konstantní, z čehož vyplývá, že el. gradient s výškou klesá, a je tudíž největší při zemi. Denní chod el. gradientu nad oceány, kde nedochází k místním rušivým vlivům, má charakteristický denní průběh s minimem cca 15 % pod prům. denní hodnotou 130 V ve 03:00 UTC a s maximem cca 20 % nad touto prům. hodnotou kolem 19:00 UTC, a to nezávisle na místě pozorování. Výpočty lze dokázat, že uvedený elektrický proud by za podmínek klidného ovzduší vedl k neutralizaci záporného náboje zemského povrchu asi za 5 min. Že tomu tak není, je způsobeno přenosem nábojů opačným směrem, záporných k zemi, kladných vzhůru. Tento přenos je vyvolán výboji z hrotů vysokých předmětů, zejména pod bouřkovými oblaky a výboji blesků v asi 1800 bouřkách, které se současně na Zemi stále vyskytují. Viz též elektřina bouřková, výboj hrotový.

1. elektřina generovaná mechanismy v oblacích kvalitativně stejnými jako u elektřiny bouřkové, ale kvantitativně natolik slabšími, že nedochází k výbojům blesku.
2. souhrnné označení pro veškeré elektrické děje v oblacích včetně bouřkové elektřiny.

syn. částice oblačná.

syn. částice srážková

druh aerologického diagramu se souřadnicovými osami T, –ln p, kde T je teplota vzduchu a p tlak vzduchu. Má vlastnosti energetického diagramu. Původní emagram, zavedený v r. 1884 H. Hertzem, měl pravoúhlé souřadnicové osy. Pozdější varianta s šikmými izotermami je nazývána zkosený diagram, v odb. slangu skew-T diagram. Viz též diagram Refsdalův.

1. množství znečišťující látky, zpravidla její hmotnost, vstupující za jednotku času ze zdroje znečišťování do ovzduší;
2. vypouštění nebo únik znečišťujících látek do atmosféry, tj. primární znečišťování ovzduší.
Sekundárním znečišťováním ovzduší se naproti tomu rozumí vznik znečišťující látky přímo v atmosféře v důsledku různých chem. a fyz. pochodů. Viz též imise, exhalace, transmise exhalátů, regulace emisí, vlečka kouřová.

syn. vyzařovací schopnost, relativní vyzařovací schopnost – bezrozměrná veličina, vyjadřující míru toho, jak dalece se vyzařující těleso, např. zemský povrch či oblačná vrstva, blíží svými radiačními vlastnostmi vyzařování absolutně černého tělesa. Emisivita abs. černého tělesa má hodnotu 1. Pro většinu oblačnosti se hodnoty emisivity pohybují v rozmezí od cca 0,6 do 1 v závislosti na mikrofyzikálním složení oblaků, jejich propustnosti a na vlnové délce ve které oblačnost pozorujeme. Emisivita zemského povrchu zpravidla nabývá hodnot od 0,8 do 1. Závislost emisivity na vlastnostech vyzařujících materiálů včetně oblačnosti (chemickém a mikrofyzikálním složení) je podstatou metod analýzy dat z distančních měření.

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

energie související s pohybem tělesa nebo vhodného systému. Zdrojem kinetické energie atmosférického proudění je dostupná potenciální energie. Kinetická energie proudícího vzduchu posléze postupně disipuje v kinetickou energii stále se zmenšujících turbulentních vírů (viz energie turbulence), přičemž nejmenší z nich zanikají působením vazkosti vzduchu a transformují se tak v nízkopotenciálové teplo.

energie související s klidovou polohou daného tělesa nebo systému v poli působení vnějších sil. V meteorologii zpravidla jde o sílu zemské tíže a obvykle se pak mluví o geopotenciální energii. Potenciální energie zemské atmosféry je dána prostorovým rozložením hustoty vzduchu.

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

část celkové potenciální energie atmosféry, jež je schopna transformace na kinetickou energii spojenou s atmosférickým prouděním. Je určena odchylkami reálného atmosférického systému od rovnovážného stavu, v němž by nedocházelo k samovolnému generování pohybů vzduchu. Takový rovnovážný stav lze např. realizovat představou horizontálně homogenní adiabatické atmosféry při globálním zachování hydrostatické rovnováhy. Dostupná potenciální energie představuje jen malou část celkové potenciální energie atmosféry v řádu jednotek procenta. Uvažujeme-li atmosféru jako energeticky izolovaný systém, je v ní součet kinetické energie a dostupné potenciální energie konstantní. Pro hlubší informaci lze zájemcům doporučit např. základní práci Lorenz E. N., 1955. Dostupná potenciální energie definovaná v tomto smyslu se vztahuje především ke generování kinetické energie velkoprostorových horizontálních pohybů v atmosféře. Nelze ji zaměňovat s CAPE, tj. s konvektivní dostupnou potenciální energií.

viz CAPE.

syn. energie turbulentní – střední (časově průměrovaná) kinetická energie příslušející turbulentním fluktuacím rychlosti proudění. Označíme-li po řadě turbulentní fluktuace x-ové, y-ové a z-ové složky rychlosti proudění $\stackrel{}{{v^{\prime }}_x^{}}, \stackrel{}{{v^{\prime }}_y^{}}, \stackrel{}{{v^{\prime }}_z^{}},$potom energii turbulence vztaženou k jednotce hmotnosti vzduchu vyjádříme jako
$\frac{1}{2}\left(\overline{{v^{\prime }}_x^2}+\overline{{v^{\prime }}_y^2}+\overline{{v^{\prime }}_z^2}\right),$
kde pruh nad veličinou vyjadřuje časové zprůměrování. Viz též turbulence.

syn. energie turbulence.

kinetická energie proudícího vzduchu v atmosféře. Množství této energie procházející za jednotku času jednotkovou plochou kolmou ke směru proudění se označuje jako výkon větru. Ideální výkon větru N je určen výrazem
$\frac{1}{2}\rho v^3,$
kde ρ je hustota vzduchu a v rychlost větru. Na zařízeních pro využití energie větru se určuje mech. výkon větru N_R podle vztahu
$N_R=\frac{1}{2}{c}_{F}F\rho v^3,$
kde F je velikost záchytné plochy zařízení kolmé na směr větru,c_F součinitel výkonu, jehož hodnota závisí na aerodyn. a jiných vlastnostech zařízení, jakož i na rychlosti větru, přičemž celkové množství práce produkované energií větru za určitý čas se určí jako součin výkonu větru a příslušného času, popř. sumací takových součinů.

energie systému, tvořeného soustavou částic, nezahrnuje kinetickou a potenciální energii související s působením vnějších sil na daný systém jako celek. Podílí se na ní energie translačního pohybu jednotlivých částic (molekul), energie jejich vibračních a rotačních stavů i energie související se vzájemným působením molekul. Poslední faktor se neuplatňuje v ideálním plynu a jeho vnitřní energie je pak závislá pouze na teplotě. Předpoklad ideálního plynu je obvyklý ve všech meteorologických aplikacích a vnitřní energie jednotky hmotnosti vzduchu je pak dána součinem jeho teploty vyjádřené v K a měrného tepla při stálém objemu. Zdrojem vnitřní energie atmosféry je sluneční záření. Vzrůst vnitřní energie atmosféry je spojen s jejím rozpínáním, přičemž v zemské atmosféře zůstává zachován poměr její vnitřní a potenciální energie. Souhrn obou těchto energií pak bývá označován jako celková potenciální energie atmosféry.

termín samostatně užívaný zpravidla ve smyslu Helmholtzova volná energie, neboli Helmholtzův potenciál. Pojem volná energie se však též někdy vyskytuje ve spojení Gibbsova volná energie, což je syn. ke Gibbsovu potenciálu.

syn. potenciál Gibbsův.

syn. potenciál Helmholtzův.

viz záření.

nejmenší územní jednotka s homog. aktivním povrchem, na níž jsou změny v prostorové struktuře tepelné bilance způsobovány výhradně denním nebo roč. chodem dopadající sluneční energie. Viz též klimatop.

zkratka termínů El Niño a jižní oscilace (Southern Oscillation). Používá se jako souborné označení oscilace mající původ v tropickém Tichomoří. Interakce atmosféry a oceánu zde způsobuje provázání jižní oscilace se střídáním teplé a studené fáze ENSO (El Niño a La Niña). Cyklus ENSO je nepravidelný, s délkou dva až sedm let, přičemž jednotlivé fáze v délce cca 9 až 12 měsíců jsou proloženy podmínkami blízkými klimatologickému normálu. Během cyklu se v různých částech tropického Tichého oceánu mění teplota povrchu moře, teplota vody v hloubce i výška mořské hladiny. Dochází ke vzniku klimatických anomálií, především srážek a teploty vzduchu, i ke změnám intenzity a polohy subtropického tryskového proudění. Anomálie se projevují nejen v samotném Tichomoří, nýbrž prostřednictvím dálkových vazeb i jinde na Zemi. Pro takové oblasti je predikce vývoje ENSO důležitým nástrojem dlouhodobé předpovědi počasí, neboť umožňuje např. odhalit hrozbu nahodilého sucha nebo posoudit budoucí sezonu z hlediska nebezpečí tropických cyklon.

termodyn. veličina, která vyjadřuje celkový tepelný obsah jednotky hmotnosti dané látky. Patří mezi termodynamické potenciály. Označíme-li entalpii H, pak její změna dH odpovídá teplu získanému nebo odevzdanému při izobarickém procesu a je dána vztahem dH = c_p dT, kde c_p značí měrné teplo při stálém tlaku a dT změnu teploty v K. V met. literatuře se termín entalpie též užívá jako synonymum termínu zjevné teplo v protikladu k teplu latentnímu. Viz též děj izentalpický.

termodyn. veličina definovaná až na aditivní konstantu. Je mírou termické neuspořádanosti daného systému. Pro jednotku hmotnosti ideálního plynu je vyjádřena vztahem
$s=c_{p}lnT-Rlnp+konst.,$
v němž c_P značí měrné teplo při stálém tlaku, T teplotu v K, R měrnou plynovou konstantu a p tlak vzduchu. Z met. hlediska je významnou vlastností entropie její konzervativnost, tj. zachovávání konstantní hodnoty entropie při adiabatických dějích v nenasyceném vzduchu. Viz též děj izentropický, izentropa.

období epiatlantické období (klimatické fáze) postglaciálu následující po atlantiku, ve stř. Evropě poněkud chladnější než atlantik, avšak teplejší než současné podnebí, s častým střídáním vlhkých a suchých úseků. Během epiatlantiku se vytvořily výškové veget. stupně, jak je známe nyní. Epiatlantik trval 4000–1200 př. n. l. a někdy bývá považován za mladší období atlantiku. Viz též optimum klimatické.

ucelené období, v němž daný index sucha vykazuje hodnoty pro vymezení sucha.

syn. erupce sluneční.

syn. erupce chromosférická – náhlé, několik minut až několik desítek minut trvající zjasnění flokulového pole ve sluneční chromosféře; při výjimečné silné erupci může dojít i ke zjasnění v oblasti sluneční fotosféry (tzv. bílá erupce). Sluneční erupce jsou typické pro období zesílené sluneční aktivity. Jsou mohutným zdrojem rentgenového, ultrafialového a korpuskulárního záření. Významně ovlivňují sluneční vítr a toky slunečního kosmického záření zasahující Zemi.

(European Space Agency, Evropská vesmírná agentura) – evropská organizace zabývající se jednak výzkumem vesmíru, jednak výzkumem Země s využitím prostředků umístěných na oběžné dráze. ESA úzce spolupracuje s organizací EUMETSAT na vývoji a provozu evropských meteorologických družic. Česká republika je členem ESA od roku 2008.

křivka získaná na základě aerologických měření, která vyjadřuje adiabatickou vlhkou teplotu jako funkci tlaku vzduchu.

standard měřící jednotky nebo stupnice určité veličiny. Slouží k realizaci a uchovávání této jednotky nebo stupnice a k jejímu přenosu na měřidla nižší přesnosti.

syn. tlakoměr absolutní standardní.

převládající sev. a sz. větry ve vých. části Středomoří, zvláště v Egejském moři, vanoucí s přestávkami od dubna do října. Jsou podmíněny výskytem termické cyklony nad silně přehřátou Přední Asií, v jejímž týlu proudí z vyšších zeměp. š. do Středomoří pevninský vzduch. Převládá při nich jasné, suché a poměrně chladné počasí.

evropský kombinovaný systém pozorování. Zahrnuje pozorování z vybraných synoptických a aerologických stanic, měření z letadel (E-AMDAR), pozorování z lodí a bójí (E-SURMAR), aerologická měření z lodí (E-ASAP) a radarová měření profilu větru (E-WINPROF). Důležitou součástí systému je monitoring kvality dat. EUCOS je součástí EUMETNET.

systém přenosu družicových snímků, dat a odvozených meteorologických produktů prostřednictvím komerčních telekomunikačních družic, provozovaný organizací EUMETSAT.

(European Meteorological Services Network, Evropská síť meteorologických služeb) – organizace koordinující činnost evropských met. služeb. V rámci jednotlivých programů je řízena činnost v oblasti pozorování, zpracování dat, numerických předpovědí, systému výstrah a výzkumu. V roce 2011 patřilo ke členům EUMETNET 29 evropských zemí včetně České republiky.

(European Organization for the Exploitation of Meteorological Satellites, Evropská organizace pro využití meteorologických družic) – evropská mezivládní organizace zřízená za účelem budování a provozování systému meteorologických družic pro potřeby jejích členských států. EUMETSAT vznikl postupným vyčleněním z Evropské vesmírné agentury (ESA), od roku 1986 je již samostatnou organizací se sídlem v německém Darmstadtu. EUMETSAT od počátku provozuje především geostacionární meteorologické družice pod názvem Meteosat, později rovněž různé polární meteorologické družice. Česká republika se stala spolupracujícím členem EUMETSATu roku 2005, od roku 2010 je již plným členem této organizace.

výpar z vlhkých povrchů, tj. z volné vodní hladiny, z půdy, zvlhčeného povrchu rostlin apod. Zpravidla pod evaporaci zahrnujeme i sublimaci sněhové pokrývky a ledu. Intenzita evaporace závisí na fyz. vlastnostech daného povrchu (míře nasycení vodou, teplotě, drsnosti, barvě apod.) i na met. podmínkách, především na vlhkosti vzduchu, vyjádřené např. sytostním doplňkem, dále na rychlosti větru, tlaku vzduchu aj. V bioklimatologii je evaporace označována též jako neproduktivní výpar, protože není v přímé souvislosti s produkcí biomasy.

registrační výparoměr.

záznam evaporigrafu.

syn. výparoměr.

obor zabývající se měřením výparu a jeho metodikou. Viz též hygrometrie, ombrometrie.

syn. výpar celkový – souborné označení pro evaporaci a transpiraci. Viz též výpar, evapotranspirometr.

syn. evapotranspirace efektivní, evapotranspirace skutečná – celkový skutečný výpar z půdy a transpirace rostlin v přírodních podmínkách, tedy v podmínkách skutečného zavlažení. V oblastech rel. malých atm. srážek jsou hodnoty aktuální evapotranspirace podstatně nižší než hodnoty potenciální evapotranspirace.

syn. evapotranspirace aktuální.

celkové množství vody, které se může vypařit z půdy (výpar z půdy) a vegetačního krytu (transpirace rostlin) při nasycení půdy vodou nebo při sněhové pokrývce. V přírodních podmínkách potenciální evapotranspirace zpravidla převyšuje evapotranspiraci aktuální. Pojem zavedl C. W. Thornthwaite (1948), který potenciální evapotranspiraci využíval k vyjádření humidity klimatu.

syn. evapotranspirace aktuální.

registrační evapotranspirometr.

přístroj pro měření evapotranspirace. Jeho zákl. částí je nádoba obsahující vzorek půdy s vegetační pokrývkou. Úbytek celkového množství vody způsobený výparem se určuje vážením nádoby s půdou a vegetací, nebo změřením spadlých srážek a množství odteklé vody z přístroje. Evapotranspirace se pak určuje jako rozdíl váhy půdy před a po skončení měření, popř. jako rozdíl srážek a množství zachycené vody. Viz též lyzimetr.

proces vzniku atmosféry Země a změn jejího chemického složení až po současnost. Případnou prvotní atmosféru složenou především z vodíku a helia planeta Země již během hadaika ztratila a na její místo nastoupila směs plynů, které se uvolňovaly ze zemského pláště prostřednictvím impaktů vesmírných těles a vulkanizmu. Velký podíl sekundární atmosféry tvořily skleníkové plyny, především vodní pára, oxid uhličitý a metan, dále obsahovala mj. dusík, oxid uhelnatý, oxid siřičitý, naopak prakticky žádný kyslík. Chemicky měla redukční účinky, což umožnilo prvotní syntézu některých organických molekul, k čemuž by za přítomnosti kyslíku nemohlo dojít. Jednotlivé složky atmosféry s výjimkou dusíku byly z atmosféry vymývány kyselým deštěm a fosilizovány v zemské kůře.
Prvotní stopové koncentrace kyslíku vznikaly v důsledku fotodisociace molekul vodní páry. Větší produkci kyslíku přinesla až fotosyntéza, kterou realizovaly zřejmě již koncem archaika sinice. V souvislosti s tím se postupně formovala ochranná ozonová vrstva, která fotodisociaci vodní páry postupně zastavila. Po prvním prudkém nárůstu pak koncentrace kyslíku během proterozoika stagnovala. Od dalšího výrazného nárůstu koncentrace kyslíku koncem proterozoika a začátkem fanerozoika se již složení atmosféry Země podobalo dnešnímu, kolísala však koncentrace některých skleníkových plynů. Dnešní setrvalý obsah kyslíku v atmosféře odpovídá rovnováze mezi jeho produkcí (fotosyntéza) a spotřebou (dýchání živých organismů, spalovací procesy apod.).

syn. vývoj klimatu.

(EMS) – společnost sdružující národní meteorologické společnosti evropského regionu WMO (mj. ČMeS, SMS) jako členy EMS a jako přidružené členy EMS také různé instituce a firmy, které se zabývají meteorologií. Přidruženými členy EMS jsou především národní meteorologické služby (mj. ČHMÚ), výrobci měřících přístrojů a pozorovací techniky, nebo mezinárodní organizace jako ECMWF, EUMETSAT, ESA apod. EMS byla založena r. 1999 v Norrköpingu po více než tříletém úsilí R. Morina, který se stal jejím prvním prezidentem. Vrcholným orgánem EMS je Valné shromáždění členů, tedy zástupců členských národních společností. Řídící jednotkou je Rada EMS, která má zpravidla 9 členů, tři stálé (zástupci zakládajících velkých společností, které od založení EMS přispívají do jejího rozpočtu vedle běžného členského poplatku fixní sumou 5000 EUR ročně) a šest rotujících s funkčním obdobím dva roky. Hlavním cílem EMS je posilovat zvláště evropskou spolupráci v meteorologii a příbuzných vědách s cílem zlepšit a rozšířit služby poskytované veřejnosti. Hlavní akcí, kterou EMS pořádá, je Výroční setkání, tj. sympozium konané každý rok střídavě spolu s Evropskou konferencí aplikované meteorologie (ECAM) a Evropskou konferencí aplikované klimatologie (ECAC).

mezivládní organizace poskytující členským a spolupracujícím státům meteorologické služby v oblasti předpovídání počasí. Centrum bylo založeno v roce 1975; v roce 2023 mělo 23 členských a 12 spolupracujících států. Dohoda o spolupráci s Českou republikou vstoupila v platnost v srpnu 2001. Hlavní cílem ECMWF je vývoj a provoz globálního modelu pro střednědobou předpověď počasí. Dále provádí vědecký a technický výzkum v tomto oboru, asistuje při implementaci programů Světové meteorologické organizace, poskytuje školení a trénink v numerické předpovědi počasí vědcům z členských a spolupracujících států. ECMWF je světovým lídrem v oboru střednědobé předpovědi počasí pomocí numerických metod. Spoluprací se čeští experti dostávají do kontaktu s touto světovou špičkou a tím i s jedinečným know-how a technologiemi, což následně zvedá úroveň jak vědeckého poznání, tak úroveň národní meteorologické služby jako takové. Kromě ČHMÚ profituje z členství i akademická obec (vysoké školy, Akademie věd ČR). Viz též předpověď počasí střednědobá prodloužená, model numerické předpovědi počasí.

syn. výstřednost oběžné dráhy Země kolem Slunce – míra odlišnosti eliptické oběžné dráhy Země kolem Slunce od kružnice. Vyjadřuje se jako poměr tzv. lineární excentricity a velikosti velké osy elipsy, přičemž lineární excentricita je rovna vzdálenosti ohnisek elipsy od jejího středu. Excentricita oběžné dráhy Země kolem Slunce je velmi malá (v současnosti 0,0167), přičemž kolísá s periodou cca 100 tis. let, což je hlavní příčinou jednoho z tzv.  Milankovičových cyklů. Viz též perihelium, afelium.

1. znečišťující látky a jejich směsi vstupující do ovzduší ze zdrojů znečišťování ovzduší, popř. též vzduch, který je součástí spalin apod. Za exhalace se považuje rovněž vulkanický popel;
2. syn. emise, zejména ve druhém významu termínu.

vnější část atmosféry Země s horní hranicí kolem 20 000 až 35 000 km, plynule přecházející do meziplanetárního prostoru. V této oblasti je elektronová hustota nízká a nacházejí se zde převážně volné atomy vodíku a hélia. Působení gravitace je slabé, což má za následek, že částice mohou unikat do okolního volného prostoru. Dolní hranici exosféry kladou různí autoři do odlišných výšek v rozmezí zhruba 500 až 700 km nad zemským povrchem.

adiabatické zvětšování objemu plynu, při němž dochází k poklesu vnitřní energie plynu a tedy k jeho ochlazování. V termodynamice atmosféry používáme tento model k objasnění ochlazování při adiabatickém výstupu vzduchové částice. Opakem adiabatické expanze je adiabatická komprese, při níž dochází k ohřevu vzduchové částice při jejím adiabatickém sestupu.

číselné charakteristiky, které v rámci teorie deterministického chaosu popisují citlivost procesů, které probíhají v daném systému, na jejich počáteční podmínky. Mají proto značný význam např. při hodnocení prediktability meteorologických předpovědí. Jejich zavedení vyplývá z příslušné matematické teorie.

1. orientace svahů nebo různých povrchů vzhledem ke světovým stranám a jejich sklon k rovině horizontu, což je v daném místě a čase určující pro příjem slunečního záření, pro světelné poměry, vystavení větrům a srážkám. Klimatická expozice je velmi významným klimatotvorným faktorem, který se uplatňuje ve všech měřítkách klimatu. Bývá zejména předmětem studia topoklimatologie. Viz též klima svahové;
2. v pojetí A. Gregora poloha met. stanice v terénu, která rozhoduje o její reprezentativnosti pro užší nebo širší okolí.

umístění meteorologických přístrojů. Volí se tak, aby měřené údaje reprezentovaly skutečný stav atmosféry v okolí místa instalace čidel met. přístrojů. Viz též budka meteorologická, měření meteorologické, stanice meteorologická reprezentativní.

neformální označení pro výraznou atmosférickou řeku, která se může vytvořit v chladné části roku nad tropickým Pacifikem, odkud přináší velké množství vodní páry na záp. pobřeží Spojených států či Britské Kolumbie. V kombinaci s návětrným efektem Kordiller zde může způsobit silné srážky trvající řadu dní. Viz též chinook.

zeslabení záření procházejícího daným prostředím. V meteorologii jde nejčastěji o zeslabení přímého slunečního záření následkem jeho rozptylu nebo absorpce v zemské atmosféře. Extinkce v atmosféře závisí na vlnové délce záření a je největší v případě krátkých vlnových délek. Viz též koeficient extinkce.

1. v klimatologii nejvyšší hodnota (maximum) nebo nejnižší hodnota (minimum) meteorologického prvku, zaznamenaná během určitého období. Rozdíl mezi maximem a minimem se nazývá amplituda. Lze hovořit o extrémech v denním nebo ročním chodu meteorologických prvků podobně jako o extrémech zjištěných v jednotlivých dnech, měsících, sezonách, letech nebo delších obdobích. Nejvyšší a nejnižší hodnoty met. prvku zaznamenané za celou dobu měření se označují jako absolutní extrémy, tj. absolutní maximum a absolutní minimum. Z extrémů jednotlivých dní, měsíců atd. je možné vypočítat průměrné extrémy, tj. průměrné denní, měsíční a roční maximum a minimum. Světové extrémy jsou evidovány WMO (http://wmo.asu.edu).
2. V meteorologii maximální, popř. minimální hodnota met. prvku za kratší období, např. 1, 3 nebo 6 hodin v případě maximálních hodnot rychlosti větru, 12 hodin v případě extrémů teplot ve zprávách SYNOP z evropských zemí.
3. Událost charakteristická přítomností výrazných meteorologických nebo klimatických anomálií, viz ohrožení hydrometeorologické.

viz ohrožení hydrologické.

viz ohrožení klimatické.

viz ohrožení povětrnostní.

absolutní maxima úhrnů srážek v závislosti na době jejich akumulace.Např. nejvyšší roční úhrn srážek na Zemi o hodnotě 26 470 mm byl zaznamenán od srpna 1860 do července 1861 na stanici Cherrapunji (Indie),označované jako jeden z pólů dešťů. Pokud uvažujeme kalendářní roky, je absolutním maximem 22 990 mm v roce 1861 na téže stanici. Za nejvyšší úhrn srážek během 24 hodin byl prohlášen úhrn 1 825 mm, dosažený 7. – 8.1. 1966 na stanici Foc–Foc na ostrově Réunion (často uváděný úhrn 1 870 mm z roku 1952 je chybný). V případě hodinové intenzity srážek je absolutním maximem na Zemi hodnota 305 mm, naměřená 22. 6. 1947 na stanici Holt ve státě Missouri (USA).
Na území ČR je za nejvyšší roční úhrn srážek považována hodnota 2 254 mm, dosažená v roce 1913 na stanici Lysá hora. Dosud nepřekonaný denníúhrn srážek 345,1 mm pochází z 29. 7. 1897, který byl dosažen v Jizerských horách na stanici Nová Louka. Oficiálně uznávané absolutní maximumhodinové intenzity srážek na území ČR je 116,6 mm, změřené 3. 9. 1956 na ombrografické stanici Hamry poblíž Chrudimi. Podstatně většíintenzita srážek však byla zjištěna v otevřených nádobách dne 25. 5. 1872 (před vznikem husté sítě srážkoměrných stanic),kdy v obci Mladotice na Plzeňsku mělo během cca jedné hodiny spadnout přibližně 234 mm srážek.
Mezi extrémy atmosférických srážek lze počítat i nejdelší dobu bez zaznamenaných srážek, a to na stanici Arica v Chile od října 1903 doledna 1918. Viz též vzorec Fletcherův.

v klimatologii nejvyšší nebo nejnižší hodnoty met. prvků zaznamenané během daného období. Nejvyšší hodnota se nazývá maximum, nejnižší hodnota minimum met. prvku. Rozdíl mezi maximem a minimem se nazývá amplituda met. prvku. Lze hovořit o extrémech met. prvku v denním nebo ročním chodu met. prvků podobně jako o extrému meteorologického prvkuzjištěných v jednotlivých dnech, měsících, sezónách a letech za delší období. Nejvyšší a nejnižší hodnoty met. prvků zaznamenané za celou dobu pozorování se označují jako absolutní extrémy met. prvku, tj. absolutní maximum a absolutní minimum met. prvku. Z extrémů jednotlivých dní, měsíců atd. je možno vypočítat průměrné extrémy met. prvků, tj. průměrné maximum a průměrné minimum meteorologického prvku.V meteorologii se extrémy meteorologických prvků vztahují ke kratšímu období, např. 1, 3 nebo 6 hodin v případě maximálních hodnot rychlosti větru, 12 hodin v případě extrémů teplot ve zprávách SYNOP z evropských zemí.

absolutní maxima rychlosti přízemního větru, a to zpravidla maximální rychlosti větru. To bylo na Zemi zaznamenáno 10. 4. 1996 při přechodu cyklonu Olivia přes Barrow Island v blízkosti severozápadního pobřeží Austrálie. Maximální rychlost větru zde dosáhla 113,2 m.s^–1, maximální hodnota pětiminutové rychlosti větru 48,8 m.s^–1. Pokud neuvažujeme tropické cyklony, je nejvyšší naměřenou hodnotou maximální rychlosti větru hodnota 103,3 m.s^–1, zjištěná 12. dubna 1934 na horské meteorologické stanici Mount Washington ve státě New Hampshire (USA). Ještě podstatně vyšší rychlosti větru mohou být dosaženy v tornádu, jsou však určovány nepřímo z měření dopplerovských meteorologických radarů. Zatím nejvyšší takto stanovená rychlost větru je 135 m.s^–1, dosažená 3. 5. 1999 v Bridge Creek, Oklahoma (USA).
Na území ČR má absolutní maximum rychlosti větru v nárazu hodnotu 57,8 m.s^–1; bylo dosaženo 19. 1. 2007 na stanici Labská bouda v Krkonoších, kdy vítr o síle orkánu souvisel s mimotropickou cyklonou Kyrill. Viz též pól větrů.

absolutní maxima úhrnů srážek v závislosti na době jejich akumulace. Např. nejvyšší roční úhrn srážek na Zemi o hodnotě 26 470 mm byl zaznamenán od srpna 1860 do července 1861 na stanici Cherrapunji (Indie), označované jako jeden z pólů dešťů. Pokud uvažujeme kalendářní roky, je absolutním maximem 22 990 mm v roce 1861 na téže stanici. Za nejvyšší úhrnsrážek během 24 hodin byl prohlášen úhrn 1 825 mm, dosažený 7. – 8. 1. 1966 na stanici Foc–Foc na ostrově Réunion (často uváděný úhrn 1 870 mm z roku 1952 je chybný). V případě hodinové intenzity srážek je absolutním maximem na Zemi hodnota 305 mm, naměřená 22. 6. 1947na stanici Holt ve státě Missouri (USA).
Na území ČR je za nejvyšší roční úhrn srážek považována hodnota 2254,7 mm, dosažená v roce 1913 na stanici Lysá hora. Dosud nepřekonaný denní úhrn srážek 345,1 mm pochází z 29. 7. 1897, kdy byl dosažen v Jizerských horách na stanici Nová Louka. Oficiálně uznávané absolutní maximum hodinové intenzity srážek na území ČR je 116,6 mm, změřené 3. 9. 1956 na ombrografické stanici Hamry poblíž Chrudimi. Podstatně větší intenzita srážek však byla zjištěna v otevřených nádobách dne 25. 5. 1872 (před vznikem husté sítě srážkoměrných stanic), kdy v obci Mladotice na Plzeňsku mělo během cca jedné hodiny spadnout přibližně 234 mm srážek.
Mezi srážkové extrémy lze počítat i nejdelší dobu bez zaznamenaných srážek, a to na stanici Arica v Chile od října 1903 do ledna 1918.

označení pro absolutní minimum a absolutní maximum teploty vzduchu, naměřené standardním způsobem. Abs. maximum teploty vzduchu na Zemi podle WMO dosahuje 56,7 °C. Bylo zaznamenáno 10. 7. 1913 na stanici Furnace Creek v kalifornském Údolí smrti (USA) v nadmořské výšce –54 m. Dříve uváděná hodnota 58 °C z libyjské stanice El Azizia byla v roce 2012 po důkladném šetření zamítnuta. Abs. minimum teploty vzduchu na Zemi je –89,2 °C. Bylo naměřeno 21. 7. 1983 na stanici Vostok v Antarktidě v nadmořské výšce 3 420 m. Tato stanice bývá někdy označována jako pól chladu. Na území ČR dosahuje abs. maximum teploty vzduchu hodnoty 40,4 °C, naměřené 20. 8. 2012 na středočeské stanici Dobřichovice. Za abs. minimum teploty vzduchu se považuje hodnota –42,2 °C, změřená 11. 2. 1929 na stanici Litvínovice u Českých Budějovic. Viz též pól tepla.

označení pro absolutní minimum a absolutní maximum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře. Absolutní maximum vypočtené z měření nízko položené met. stanice na Zemi dosahuje 1 083,3 hPa. Bylo dosaženo 31. 12. 1968 na sibiřské stanici Agata (Rusko) v nadmořské výšce 261 m. V kategorii stanic s nadmořskou výškou přes 750 m, kde se redukce tlaku vzduchu na hladinu moře standardně neprovádí, byla zjištěna nejvyšší hodnota 1084,8 hPa, a to 19. 12. 2001 na mongolské stanici Tosontsengel v nadmořské výšce 1 724,6 m. Abs. minimum tlaku vzduchu na Zemi 870 hPa bylo zjištěno 12. 10. 1979 v centru supertajfunu Tip v Tichém oceánu (17° N, 138° E). Hodnoty tlaku vzduchu ve středu tornáda však mohou být ještě podstatně nižší.
Na území ČR je za abs. maximum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře považována hodnota 1 057,2 hPa, zjištěná ke dni 23. 1. 1907 na stanici Bystřice pod Hostýnem. Abs. minimum tlaku vzduchu redukovaného na hladinu moře má v ČR hodnotu 967,2 hPa, bylo zaznamenáno 26. 2. 1989 na stanici Čáslav. Viz též anticyklona sibiřská.