Meteorologický slovník - výklad pojmů

▶ 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).

▶ radiace

▶ radiatus

▶ radikál hydroxylový

▶ radioaktivita atmosféry

▶ radioaktivita atmosféry přirozená

▶ radioaktivita atmosféry umělá

▶ radioatmometr

▶ radioatmosféra standardní

model atmosféry používaný při řešení úloh spojených s výpočty efektivního dosahu radiolokace objektů, radiokomunikačních spojů, při projekci radiolokačních, spojových a jiných zařízení. V modelu standardní radioatmosféry klesá teplota vzduchu s výškou o 6,5 °C na 1 km, tlak vzduchu klesá s výškou podle barometrické formule a tlak vodní páry e podle empirického vztahu A. Ch. Chrgiana

e_{h} = e_{0} \exp [- h (b - h c)],

kde h je výška v km a konstanty b a c závisejí na roční době v rozmezí 0,1112 ≤ b ≤ 0,2181; 0,0286 ≤ c ≤ 0,0375. Index lomu elektromagnetického vlnění ve vzduchu n je pro troposférické výšky lineárně závislý na h a pro stř. zeměp. šířky platí

d n / d h = - {4,0.10}^{- 6} {km}^{- 1} .

Dále se ve standardní atmosféře zavádí efektivní poloměr Země místo skutečného poloměru Země a vztah poloměru zakřivení paprsku vzhledem k zakřivení Země s ohledem na atmosférickou refrakci. Hodnoty stavových veličin pro standardní radioatmosféru jsou tabelovány.

▶ radioecho

▶ radiogoniograf

▶ radiogoniometr

▶ radiogoniometr s obrazovkou

▶ radiogoniometrie

▶ radiogram

▶ radiohorizont

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.

▶ radiolokace

▶ radiolokace aktivní primární

▶ radiolokace aktivní sekundární

▶ radiolokace pasivní

▶ radiolokace termická

▶ radiolokátor

▶ radiolokátor meteorologický dopplerovský

▶ radiolokátor meteorologický impulzní

▶ radiolokátor typu MRL

▶ radiometeorologie

▶ radiometr

▶ radiometr družicový aktivní

▶ radiometr družicový pasivní

▶ radiometr družicový sondážní

▶ radiometr družicový zobrazovací

▶ radiometr pro řádkové snímání (SR)

▶ radiometr pro sledování viditelného a infračerveného záření (VHRR, VISSR)

▶ radiometr zdokonalený s vysokým rozlišením (AVHRR)

▶ radiometrie

▶ radiopilotáž

▶ radiorefrakce

▶ radiosonda

▶ radiosonda klesavá

▶ radiosonda pro zjišťování výškového větru

▶ radiosondáž

▶ radiosondáž meteorologická komplexní

▶ radioteodolit

▶ radiovítr

▶ rajonizace agroklimatologická

▶ rajonizace klimatologická

▶ raketa meteorologická

▶ rakety pro potlačení vývoje krup

▶ rarášek

▶ RASS

▶ reanalýza

▶ redukce

▶ redukce srážek na jednotné období

▶ redukce 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.

▶ redukce tlaku vzduchu na dohodnutou hladinu

▶ redukce tlaku vzduchu na hladinu moře

▶ refrakce

▶ refrakce astronomická

▶ refrakce atmosférická

▶ refrakce boční

▶ refrakce elektromagnetických vln v atmosféře

▶ refrakce záporná

▶ refrigerace

▶ regelace ledu

▶ regenerace anticyklony

▶ regenerace cyklony

▶ regionalizace klimatologická

▶ registr emisí a stacionárních zdrojů

▶ registrátor sfériků

▶ regulace emisí

▶ reliéf barický

▶ reper

▶ reprezentativnost v meteorologii

▶ režim klimatický

▶ režim srážkový

▶ riziko hydrometeorologické

▶ ročenka meteorologická

▶ rodina cyklon

▶ rodina tornád

▶ rok hydrologický

▶ roll cloud

▶ rosa

▶ rosa zmrzlá

▶ rosograf

▶ rosoměr

▶ Rossbygram

▶ rotace anticyklonální

▶ rotace cyklonální

▶ rotor

▶ rovnice anelastické

▶ rovnice balanční

vztah mezi hodnotami geopotenciálu Φ a proudové funkce Ψ, který lze odvodit z pohybových rovnic. V p-systému má balanční rovnice tvar

\frac{1}{λ} \nabla_{p}^{2} Φ = \nabla_{p}^{2} ψ + \frac{1}{λ} \nabla_{p} λ . \nabla_{p} ψ - \frac{2}{λ} [{(\frac{\partial^{2} ψ}{\partial x \partial y})}^{2} - \frac{\partial^{2} ψ}{\partial x^{2}} \frac{\partial^{2} ψ}{\partial y^{2}}],

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.

▶ rovnice Clapeyronova

▶ rovnice Clausiova–Clapeyronova

diferenciální rovnice, která vyjadřuje změnu tlaku E s teplotou T ve stavu rovnováhy mezi dvěma fázemi dané látky. Obecně ji lze vyjádřit ve tvaru:

\frac{d E}{d T} = \frac{L_{k j}}{T (α_{j} - α_{k})}, L_{k j} = - L_{j k}, k \neq j,

kde k, j postupně probíhá w, i, v, přičemž w značí kapalnou, i pevnou a v plynnou fázi, L_kj představuje latentní teplo pro přechod z fáze k do fáze j a α značí měrný objem příslušné fáze. V meteorologii se jedná o vyjádření závislosti tlaku nasycené vodní páry na teplotě T v K. Obvykle se udává jako diferenciální vyjádření teplotní závislosti tlaku nasycení nad rovinným vodním povrchem ve tvaru

\frac{d e_{s}}{d T} = \frac{e_{s} L_{w v}}{R_{v} T^{2}},

kde e_s je tlak vodní páry nasycené nad rovinným vodním povrchem, R_v značí měrnou plynovou konstantu vodní páry a L_wv latentní teplo výparu, které závisí na teplotě. Tento vztah lze užít i pro přechlazenou vodu. Pro vyjádření závislosti tlaku vodní páry nasycené nad rovnou hladinou ledu je třeba nahradit latentní teplo výparu latentním teplem sublimace. Clausiova–Clapeyronova rovnice je jedním ze základních vztahů termodynamiky atmosféry a v literatuře najdeme několik typů jejího řešení v závislosti na tom, jakou míru zjednodušení při řešení akceptujeme. Viz též Magnusův vzorec.

▶ rovnice diagnostické

▶ rovnice difuze

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.

▶ rovnice divergence

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.

▶ rovnice Eulerovy

▶ rovnice Ferrelova

▶ rovnice hydrostatická

▶ rovnice hydrostatické 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.

▶ rovnice Kellerovy–Fridmanovy

▶ rovnice 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.

▶ rovnice kvazigeostrofické

▶ rovnice mělké vody

▶ rovnice Navierovy–Stokesovy

▶ rovnice omega

▶ rovnice pohybová, rovnice pohybové

vyjádření druhého Newtonova pohybového zákona, podle něhož zrychlení vzduchové částice o jednotkové hmotnosti je rovno výslednici vnějších sil působících na tuto částici. Uvážíme-li, že zrychlení je definováno jako derivace rychlosti proudění podle času t, můžeme v souřadnicové soustavě pevně spojené s rotující Zemí psát pohybovou rovnici ve tvaru

\frac{d v}{d t} = - \frac{1}{ρ} \nabla p + 2 v \times Ω + g + f,

kde na pravé straně první člen vyjadřuje sílu tlakového gradientu, druhý Coriolisovu sílu, třetí sílu zemské tíže a čtvrtý sílu tření vztaženou k jednotce hmotnosti.

\nabla p

značí gradient tlaku vzduchu p, ρ hustotu vzduchu, Ω vektor úhlové rychlosti zemské rotace a v vektor rychlosti proudění. Označíme-li složky vektoru v v kartézské souřadnicové soustavě tvořené osami x, y, z jako v_x,v_y, v_z, lze uvedenou vektorovou pohybovou rovnici rozepsat na tři pohybové rovnice, z nichž každá platí pro jednu ze složek rychlosti proudění, a upravit do nejčastěji používaného tvaru platného pro volnou atmosféru

\frac{\partial v_{x}}{\partial t} + v_{x} \frac{\partial v_{x}}{\partial x} + v_{y} \frac{\partial v_{x}}{\partial y} + v_{z} \frac{\partial v_{x}}{\partial z} = - \frac{1}{ρ} \frac{\partial p}{\partial x} + λ v_{y},

\frac{\partial v_{y}}{\partial t} + v_{x} \frac{\partial v_{y}}{\partial x} + v_{y} \frac{\partial v_{y}}{\partial y} + v_{z} \frac{\partial v_{y}}{\partial z} = - \frac{1}{ρ} \frac{\partial p}{\partial y} - λ v_{x},

\frac{\partial v_{z}}{\partial t} + v_{x} \frac{\partial v_{z}}{\partial x} + v_{y} \frac{\partial v_{z}}{\partial y} + v_{z} \frac{\partial v_{z}}{\partial z} = - \frac{1}{ρ} \frac{\partial p}{\partial z} - g,

kde λ značí Coriolisův parametr a g velikost tíhového zrychlení. V mezní vrstvě atmosféry je třeba do těchto rovnic doplnit sílu tření. V případě, že je atmosféra v klidu vůči Zemi, tj. v_x = v_y = v_z = 0, pohybová rovnice pro vert. složku proudění se zjednoduší na rovnici hydrostatické rovnováhy. Obecnými pohybovými rovnicemi pro proudění vazké tekutiny jsou Navierovy – Stokesovy rovnice, z nichž lze pro turbulentní proudění přímo odvodit Reynoldsovy rovnice.

▶ rovnice Poissonovy

1. Rovnice

p α^{c_{p} / c_{v}} = C_{1},

T = C_{2} p^{R / c_{p}},

platné při adiabatickém ději v ideálním plynu, které lze odvodit z první hlavní termodynamické věty. V nich p značí tlak, α měrný objem plynu, c_p, resp. c_v měrné teplo při stálém tlaku, resp. při stálém objemu, T teplotu v K, R měrnou plynovou konstantu a C₁, C₂ jsou konstanty dané počátečními podmínkami. Druhá z těchto rovnic se často uvádí ve tvaru

\frac{T_{1}}{T_{0}} = {(\frac{p_{1}}{p_{0}})}^{R / c_{p}},

kde T₀, p_o, resp. T₁, p₁ značí teplotu a tlak v počátečním, resp. v konečném stavu. Z tohoto vyjádření se vychází např. při definici potenciální teploty. Poissonovy rovnice odvodil franc. fyzik a matematik S. D. Poisson v r. 1823.
2. Parciální diferenciální rovnice typu

\frac{\partial^{2} u}{\partial x^{2}} + \frac{\partial^{2} u}{\partial y^{2}} + \frac{\partial^{2} u}{\partial z^{2}} = f (x, y, z)

nebo ve dvojrozměrném prostoru

\frac{\partial^{2} u}{\partial x^{2}} + \frac{\partial^{2} u}{\partial y^{2}} = φ (x, y),

kde u je hledaná funkce prostorových souřadnic x, y, za f nebo φ jejich zadaná funkce. Rovnice tohoto typu se používají při řešení některých problémů v dynamické meteorologii.

▶ rovnice polytropy

▶ rovnice primitivní

▶ rovnice Probert-Jonesova

▶ rovnice prognostické

▶ rovnice radiolokační

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.

▶ rovnice Reynoldsovy

▶ rovnice Richardsonova

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.

▶ rovnice statiky atmosféry základní

▶ rovnice stavová

syn. rovnice Clapeyronova, vzorec Clapeyronův – termodynamická rovnice vyjadřující vztah mezi třemi stavovými veličinami, tj. teplotou, tlakem a hustotou ideálního plynu. Lze ji odvodit kombinací Gay-Lussacova zákona s Charlesovým zákonem. Uvádí se ve tvaru

\frac{p}{ρ} = R T nebo \frac{p}{ρ} = \frac{R^{*}}{m} T,

kde p značí tlak, ρ hustotu, T teplotu v K, R* univerzální plynovou konstantu, R měrnou plynovou konstantu a m poměrnou molekulovou hmotnost daného plynu. Stavová rovnice patří k zákl. vztahům používaným v termodynamice atmosféry, neboť za hodnot tlaku a teploty, které se běžně vyskytují v atmosféře, platí s postačující přesností i pro reálné plyny.

▶ rovnice tendence relativní 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.

▶ rovnice tepelné bilance zemského povrchu

▶ rovnice tlakové tendence

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).

▶ rovnice vertikální rychlosti v p-systému

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

\nabla_{p}^{2} 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.

▶ rovnice vodní bilance

▶ rovnice 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.

▶ rovnice základní

▶ rovník meteorologický

▶ rovník nebeský

▶ rovník světový

▶ rovník termický

▶ rovnodennost

▶ rovnodennost jarní

▶ rovnodennost podzimní

▶ rovnováha adiabatická

▶ rovnováha difuzní

▶ rovnováha geostrofická

▶ rovnováha hydrostatická

▶ rovnováha konvekční

▶ rovnováha termodynamická

▶ rozbor

▶ rozdělení Chrgianovo–Mazinovo

syn. spektrum Chrgianovo–Mazinovo – často používané rozdělení velikosti oblačných kapek, které užívá gama rozdělení ve tvaru:

f (r) = A r^{2} exp (- B r) .

Hodnoty parametrů A a B je možné stanovit např. pomocí celkové koncentrace kapek N a středního poloměru kapek r_stř

N = 2 A / B^{3}, r_{s t ř} = 3 / B,

které známe z měření.

▶ rozdělení Jungeho

▶ rozdělení Marshallovo–Palmerovo

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.

▶ rozdělení velikosti dešťových kapek

syn. spektrum velikosti dešťových kapek – vyjádření závislosti koncentrace dešťových kapek na jejich ekvivalentním průměru D (popř. ekvivalentním poloměru). Popisuje se funkcí f(D), pro niž platí, že výraz f(D) dD udává počet kapek v jednotce objemu vzduchu, jejichž ekvivalentní průměr leží v intervalu hodnot <D, D + dD ). Příkladem je Marshallovo–Palmerovo rozdělení, které využívá záporné exponenciální rozdělení o dvou parametrech N₀ a λ. Někdy se toto záporné exponenciální rozdělení velikosti kapek užívá i s jinými hodnotami parametrů N₀ a λ např. v závislosti na typu dešťové srážky. Za přesnější odhad se považuje vyjádření rozdělení dešťových kapek pomocí obecnějšího tvaru gama rozdělení

f (D) = N_{0} D^{β} \exp (- λ D),

kde parametry N₀, λ a β nabývají různých hodnot za různých podmínek a mohou být odhadnuty např. na základě měření polarizačními radary. Viz též videodistrometr.

▶ rozdělení velikosti oblačných kapek

syn. spektrum velikosti oblačných kapek – vyjádření závislosti koncentrace oblačných kapek na jejich velikosti. Měření v oblacích a v mlhách ukazují, že koncentrace oblačných kapek zpravidla prudce roste k maximální hodnotě a pozvolna klesá směrem k větším velikostem kapek. Byla však zjištěna i spektra bimodální. Typický tvar rozdělení velikosti oblačných kapek lze vystihnout pomocí logaritmicko-normálního rozdělení nebo rozdělení gama ve tvaru:

f (r) = A r^{α} exp (- B r^{β}),

kde r je poloměr kapky a f(r)dr udává počet kapek o poloměru v intervalu <r, r + dr). Parametry A, B, α, β můžeme vyjádřit pomocí momentů funkce f(r) a bimodální tvar rozdělení lze vystihnout superpozicí dvou monomodálních rozdělení. Často používaným příkladem rozdělení velikosti oblačných kapek je Chrgianovo-Mazinovo rozdělení. Analytické vyjádření rozdělení velikosti oblačných kapek reprezentuje střední rozdělení, přičemž rozdělení měřená v oblacích a mlhách se mohou vzájemně i od analytického vyjádření značně lišit. Viz též rozdělení velikosti dešťových kapek, oblačná voda.

▶ rozdíl psychrometrický

▶ rozeznávání objektů na družicových snímcích

▶ rozhraní atmosférické

▶ rozhraní frontální

▶ rozhraní mezosynoptické

▶ rozhraní synoptické

▶ rozhraní teplotní

▶ rozhraní vlhkostní

▶ rozložení klimatického prvku

▶ rozměr charakteristický

▶ rozměr turbulentních vírů charakteristický

▶ rozpad anticyklony

▶ rozpad fronty

▶ rozpouštění mlhy

▶ rozptyl elektromagnetického vlnění v atmosféře

▶ rozptyl exhalátů

▶ rozptyl Mieův

▶ rozptyl molekulární

▶ rozptyl nepružný

▶ rozptyl pružný

▶ rozptyl příměsí v ovzduší

▶ rozptyl Ramanův

▶ rozptyl Rayleighův

▶ rozptyl záření dopředný

▶ rozptyl záření v atmosféře

▶ rozptyl záření zpětný

▶ rozsah oblaku vertikální

▶ rozvodí

▶ rozvodnice

▶ rozvrh vysílací

▶ rukáv větrný

▶ rumb

▶ růst krup mokrý

▶ růst krup suchý

▶ růst krup vlhký

▶ růžice směrová

▶ růžice srážek nebo teploty

▶ růžice větrná

▶ růžice větrná podmíněná

▶ růžice větrná stabilitní

▶ rychlost balonu stoupací

vert. rychlost volně letícího pilotovacího nebo radiosondážního balonu. Tento balon vystupuje v atmosféře působením celkové stoupací síly balonu, která je vyjádřena Archimédovým zákonem jako rozdíl tíhy balonem vytlačeného vzduchu a tíhy plynu lehčího než vzduch, který objem balonu vyplňuje. Když od této síly odečteme tíhu balonu, popř. i zavěšené zátěže, dostaneme užitečnou stoupací sílu balonu (A). Při ustáleném vert. výstupu balonu působí proti této síle odpor vzduchu. Výsledný vztah, který vyjadřuje stoupací rychlost balonu (w), můžeme napsat ve tvaru

w = d \frac{\sqrt{A}}{c \sqrt{ρ}},

kde ρ je hustota vzduchu, c obvod balonu a d koeficient charakterizující odpor prostředí. Teor. výpočty i praktická měření ukazují, že při zmenšování hustoty vzduchu stoupací rychlost balonu s výškou vzrůstá, ve výšce 5 km o 10 % a ve výšce 30 km až o 100 %. V meteorologii se ke stanovení výšky základny oblaků, při pilotovacích měřeních anebo aerologických měřeních pomocí radiosond balony obvykle plní na počáteční stoupací rychlost 1,5 až 3,5 nebo 5 m.s^–1.

▶ rychlost dynamická

▶ rychlost frikční

syn. rychlost dynamická – aerodyn. veličina používaná při studiu proudění nad drsným povrchem a definovaná vztahem

v * = \sqrt{\frac{τ}{ρ}},

kde τ je horiz. tečné napětí na zemském povrchu a ρ hustota vzduchu. Frikční rychlost se zvětšuje s rostoucí drsností povrchu a stř. rychlostí proudění. Frikční rychlost se někdy nevhodně označuje jako rychlost tření nebo třecí rychlost. Viz též profil větru vertikální.

▶ rychlost krup pádová

pádová rychlost, kterou nabudou kroupy po dosažení rovnováhy mezi sílou tíže a sílou odporu vzduchu. Kroupy vykonávají při svém pádu oblakem řadu sekundárních pohybů jako je rotace, precesní pohyb nebo oscilace kolem jedné z os kroupy. To je dáno tvarem kroupy a často nesymetrickým rozložením její hmotnosti. Také nesymetrická vrstevnatá struktura krup a vývoj různých ledových výběžků mohou být příčinou i důsledkem chování krup při jejich pádu. Charakteristiky pádu krup byly studovány většinou s pomocí modelů krup, padajících ve volné atmosféře nebo vypouštěných do oblaku. Také při řadě laboratorních experimentů byly užity pouze modely krup. Vzhledem k velké hmotnosti krup, převyšuje jejich terminální pádová rychlost vysoko pádovou rychlost vodních kapek i pádovou rychlost ledových krystalů. Často užívaný vztah pro pádovou rychlost přibližně sférických krup a velkých krupek u_krup, jejichž střední průměr D_str leží v rozmezí 0,1 cm ≤ D_str ≤ 8 cm má tvar

u_{k r u p} \approx 9 D_{s t r}^{0,8},

při tlaku vzduchu 800 hPa a teplotě 0 °C.Jde o příklad vztahu, který vyplývá ze souhrnného hodnocení řady pozorování. Podstatné je, že pádové rychlosti velkých krup dosahují hodnot až kolem 45 m/s a srovnatelné hodnoty výstupné rychlosti musí tedy existovat i uvnitř konvektivní bouře, v níž kroupy vznikají a rostou. Viz též zárodek kroupový, růst krup mokrý (vlhký), růst krup suchý.

▶ rychlost ledových krystalů a krupek pádová

▶ rychlost pádová

▶ rychlost proudění

▶ rychlost proudění kritická

▶ rychlost relativní

▶ rychlost světla v atmosféře

▶ rychlost tření

▶ rychlost vertikální

vzdálenost, kterou při vertikálním pohybu vzduchu urazí pohybující se vzduchové částice za jednotku času ve vert. směru. V z-systému se definuje vztahem

v_{z} = \frac{d z}{d t},

kde z je vert. souřadnice dané částice a t značí čas. Obdobně se definuje v souřadnicových soustavách se zobecněnou vertikální souřadnicí, kde ji označujeme jako zobecněnou vertikální rychlost.

▶ rychlost vertikální generalizovaná

▶ rychlost vertikální v p-systému

zobecněná vertikální rychlost vyjádřená jako změna tlaku vzduchu uvnitř vzduchové částice za jednotku času následkem jejího pohybu ve vert. směru. Definuje se vztahem

ω = \frac{d p}{d t},

kde p značí tlak vzduchu a t čas. Rychlost ω má analogický význam jako vertikální rychlost v z-systému, přičemž při výstupných pohybech je ω < 0, při sestupných je ω > 0. Při hydrostatické aproximaci platí mezi rychlostí ω a vertikální rychlostí v_z v z-systému vztah

ω = - v_{z} \frac{g p}{R T},

v němž g značí velikost tíhového zrychlení, R měrnou plynovou konstantu a T teplotu vzduchu. V případě intenzivních vertikálních pohybů, např. v oblacích druhu cumulonimbus, však tento přibližných vztah neplatí. Viz též rovnice vertikální rychlosti v p-systému, složka proudění vzduchu vertikální.

▶ rychlost vertikální zobecněná

▶ rychlost větru

▶ rychlost větru geostrofická

▶ rychlost větru maximální

▶ rychlost větru n-minutová

▶ rychlost větru průměrná

▶ rychlost vodních kapek pádová

▶ rychlost zvuku v atmosféře

▶ rytmy povětrnostní

▶ řada klimatologická

▶ řasa

▶ řasokupa

▶ řasosloha

▶ řeka atmosférická

▶ řez aerologický

▶ řez atmosférou vertikální

▶ řez atmosférou vertikální časový

▶ řez atmosférou vertikální prostorový

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...