Základní meteorologické pojmy

Následující článek zveřejňuji díky laskavosti a souhlasu pana Ing. Miloše Jiříka, provozovatele meteo stanice v Nové Pace.  Zdrojem následujících informací jsou jeho webové stránky OK5AW

Celý text byl převzat s některými redakčními úpravami, nezbytnými pro přenos na jiný web. Nepřesnosti, novější definice nebo opravy provádím i se souhlasem původního autora průběžně – jednak na základě upozornění, ale také hlavně podle níže  citovaného zdroje: Česká meteorologická společnost [online]: Elektronický meteorologický slovník výkladový a terminologický (eMS) [cit 13.11.2019], případně dalších zdrojů, citovaných přímo v textu.

Úvodem

Je na místě si zopakovat pár meteorologických pojmů a pouček, které jsme už ze školy zapomněli, či jejich přesný význam neznáme, a vysvětlit zejména ty, jež vznikly či byly nově definovány v posledních letech.

Aktuální počasí se vždy vztahuje k místu a času pozorování a jeho přesnost je ovlivněna jednak přesností měřících přístrojů, podmínkami měření a subjektem pozorovatele. Aby bylo možné dosáhnout větší přesnosti údajů a jejich kontinuitu v čase, vznikají různé automatické měřící stanice, a to jak profesionální, tak i amatérské.

Místo pozorování je definováno přesnými zeměpisnými souřadnicemi a nadmořskou výškou, údaje bývají často doplněny o charakteristiku okolní krajiny a další údaje. Není to však nezbytně nutné, neboť většina těchto údajů se dá vyčíst z podrobnějších map.

Charakteristika místa pozorování bývá uváděna zejména v případech, kdy není splněna některá ze standardních podmínek. Jedná se především o specifikaci okolí, blízkosti převýšení, vysokých objektů či stromů, vodních ploch a dalších podmínek, které mohou výrazně ovlivňovat přesnost měření.

Čidla stanice by měla být na volném prostranství, nezastíněném stromy a budovami nad nízkým travnatým povrchem. Teplota a vlhkost vzduchu se měří ve výšce 2 m nad zemí, přízemní teplota pak 5 cm nad zemí, tlak vzduchu se měří jako absolutní a přepočítává se na relativní hodnotu vztaženou k úrovni hladiny moře (viz následující kapitola), rychlost a směr větru se měří ve výšce 10 m nad zemí, srážky se měří obvykle ve výšce 1 m nad zemí. Umístění teplotních čidel a čidla vlhkosti v meteorologické budce lze jen doporučit, protože teplotní čidla zejména levnějších meteorologických stanic mívají nedostatečný radiační štít a při osvětlení sluncem vykazují značně vyšší hodnoty.

(Obrázek doplněn ze zdroje: Guide to Meteorological Instruments and Methods of Observation, WMO – No. 8, Seventh edition, 2008)

Přímo měřené veličiny

Mezi tyto veličiny řadíme ty, které lze přímo změřit k tomu určenými přístroji, ať již klasickými analogovými či novějšími elektronickými. Jsou to především teplota vzduchu, tlak vzduchu, vlhkost vzduchu, rosný bod, směr a rychlost větru a množství srážek.

Teplota vzduchu meteorologický prvek udávající tepelný stav ovzduší. Měří se teploměrem, který je v dobrém tepelném kontaktu se vzduchem a dokonale chráněn před přímým slunečním zářením. Podle doporučení Světové meteorologické organizace mají být čidla teploměrů ve výšce 1,25 až 2,0 m nad zemí. Údaje teploty vzduchu z přízemních stanic ČR teploty vzduchu představují hodnoty teploty vzduchu ve výšce 2 m nad zemským povrchem měřené v meteorologické budce nebo radiačním krytu. Hodnota teploty vzduchu se udává v příslušné teplotní stupnici. Viz též měření teploty vzduchu, inverze teploty vzduchu, gradient teplotní, profil teploty vzduchu, izoterma, pole teplotní, extrémy teploty vzduchu, suma záporných teplot.

V našich zemích se teplota udává ve stupních Celsia (°C), v anglosaských zemích ve stupních Fahrenheita (°F). Přepočet mezi oběma hodnotami lze najít na internetu. Změna teploty vzduchu s výškou se v meteorologii označuje jako vertikální teplotní gradient. Určuje pro interval výšky 100 m a jeho průměrná hodnota v troposféře je 0,65°C na 100 m. Hodnota není neměnná, ale závisí na denní a roční době, nadmořské výšce a poloze místa. V mezní vrstvě atmosféry je hodnota vertikálního teplotního gradientu podmíněna radiační bilancí systému aktivní povrch – atmosféra a turbulentní výměnou tepla.

Tlak vzduchu syn. tlak atmosférický, tlak barometrický – síla působící v daném místě atmosféry kolmo na libovolně orientovanou jednotkovou plochu a vyvolaná tíhou vzduchového sloupce sahajícího od hladiny, ve které se tlak zjišťuje, až k horní hranici atmosféry. Tlak vzduchu se v meteorologii vyjadřuje v pascalech (Pa) nebo jejich násobcích, např. hektopascalech (hPa), dříve též v milimetrech rtuťového sloupce, posléze torrech, milibarech (mbar, dříve mb) nebo centibarech (cbar, dříve též cb), přičemž údaj v mbar je shodný s údajem v hPa. Patří k zákl. meteorologickýcm prvkům. Tlak vzduchu s výškou klesá podle barometrické formule. Pro praktické účely se tlak vzduchu zpravidla redukuje na stř. výšku hladiny moře. Pro hodnoty tlaku vzduchu redukovaného na tuto hladinu se konstruují meteorologické mapy přízemního tlakové pole. Viz též měření tlaku vzduchu, tlak vzduchu na stanici, tlak vzduchu redukovaný na hladinu moře, izobara, tendence tlaková, pole tlakové, extrémy tlaku vzduchu.

Pro snadné srovnání je přepočítáván na relativní hodnotu vztaženou k hladině moře podle zmíněné barometrické formule. Její přesné znění lze nalézt na internetu nebo v odborné literatuře. S dostatečnou přesností lze absolutní hodnotu tlaku na relativní přepočítat tak, že k naměřené absolutní hodnotě tlaku v hPa připočteme hodnotu nadmořské výšky stanoviště v metrech dělenou koeficientem 8,3 podle vzorce:

Prel = Pabs + (h/8,3)

kde:
Prel   je relativní tlak (přepočtený na hladinu moře) v [hPa],
Pabs   je absolutní tlak v místě měření v [hPa] a
h   je nadmořská výška místa měření v metrech. 

Vztah s dostatečnou přesností platí pro rozsah nadmořských výšek do cca 1000 metrů. 

Vlhkost vzduchu je základní meteorologický prvek popisující množství vodní páry ve vzduchu. V meteorologii lze vlhkost vzduchu vyjádřit pomocí řady vlhkostních charakteristik, jako jsou tlak vodní páry, hustota vodní páry, měrná vlhkost, relativní vlhkost, směšovací poměr, teplota rosného bodu, deficit teploty rosného bodu, sytostní doplněk, popř. další. Viz též měření vlhkosti vzduchu, vertikální profil vlhkosti vzduchu, inverze vlhkosti vzduchu, pole vlhkosti.

Vlhkost vzduchu relativní 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 ρv a hustoty vodní páry ρvs ve vzduchu nasyceném vodní párou při dané teplotě. Vyjadřuje se obvykle v %, tzn.

r = ( ρv / ρvs ) * 100%,

Místo hustoty vodní páry lze v definici relativní vlhkosti použít tlak vodní páry a přibližně i měrnou vlhkost vzduchu nebo směšovací poměr.

Teplota rosného bodu syn. bod rosný – hodnota teploty, při níž se vlhký vzduch o dané hodnotě směšovacího poměru vodní páry stane nasyceným vzhledem k vodě následkem izobarického ochlazování. Při poklesu teploty pod hodnotu teploty rosného bodu dochází ke kondenzaci vodní páry obsažené ve vzduchu a vzniká rosa nebo mlha. Při relativní vlhkosti vzduchu menší než 100 % je teplota rosného bodu vždy nižší než teplota vzduchu. Deficit teploty rosného bodu je tím větší, čím je při dané teplotě vzduchu menší relativní vlhkost vzduchu. Na stanicích ČR se teplota přízemního rosného bodu získává výpočtem ze staničního tlaku vzduchu, hodnoty teploty vzduchu a relativní vlhkosti, měřených pomocí teplotně–vlhkostních senzorů HUMICAP, v případě nefunkčnosti tohoto přístroje pak výpočtem z údajů psychrometru. Teplotu rosného bodu lze také určit z psychrometrických tabulek. Na aerologickém diagramu se vynáší vertikální profil teploty rosného bodu jako charakteristika vertikálního profilu vlhkosti vzduchu. Teplotu rosného bodu v dané izobarické hladině lze např. určit z definice směšovacího poměru a vhodného řešení Clausiovy–Clapeyronovy rovnice. Přibližnou hodnotu teploty rosného bodu lze též měřit přímo kondenzačním vlhkoměrem nebo termohygroskopem. Teplota rosného bodu ve spojení s měřenou teplotou vzduchu patří k zákl. charakteristikám vlhkosti vzduchu a zakresluje se do synoptických map a aerologických diagramů. Využívá se v řadě empir. vzorců, např. ve Ferrelově vztahu, při předpovědi přízemních mrazů, mlhy apod. Patří ke konzervativním vlastnostem vzduchových hmot. Viz též teplota výstupné kondenzační hladiny, teplota bodu ojínění.

Vlhká teplota

  1. teplota, které teor. nabude původně nenasycený vzduch po nasycení vodní párou. Proběhne-li tento proces jako děj adiabatický nebo děj izobarický, rozlišujeme:
    a) adiabatickou vlhkou teplotu Tav.
    b) izobarickou vlhkou teplotu Tiv.
  2. v meteorologii běžné zkrácené označení pro teplotu vlhkého teploměru, která se v ideálním případě (z hlediska funkce vlhkého teploměru a na něj působících vnějších faktorů) blíží izobarické vlhké teplotě. Ztotožňování teoreticky určené izobarické vlhké teploty a změřené teploty vlhkého teploměru, k čemuž někdy v praxi dochází, však není zcela přesné.

Vítr jeden ze základních meteorologických prvků, který popisuje pohyb zvolené částice vzduchu v určitém místě atmosféry v daném časovém okamžiku. Pro jeho vyjádření užíváme vektor rychlosti větru, v met. praxi zkráceně vektor větru. Horiz. složka vektoru větru vzniká především působením horiz. složky síly tlakového gradientu a Coriolisovy síly. Dále se uplatňuje i odstředivá síla a síla tření. Vert. složka vektoru větru vzniká jako důsledek pohybu vzduchu v cirkulačních a frontálních systémech, konvekce, obtékání překážek apod. V běžné řeči se za vítr považuje jen horiz. složka vektoru větru. Vítr je prostředkem přenosu vody v atmosféře, přenosu energie, hybnosti a dalších fyz. vlastností ve vzduchových hmotách. Zvyšuje intenzitu výparu z vodní hladiny a z povrchu vlhkých předmětů, odnímá teplo tělesům, působí na překážky dynamickým tlakem, ovlivňuje ukládání sněhových závějí, vytváření námrazků apod. V met. praxi se sleduje odděleně směr a velikost vektoru větru jako směr větru a rychlost větru. Viz též měření větru, profil větru, protivítr, radiovítr, zákon větru barický, energie větru, vánek, náraz větru, pole větrů, pulzace větru, růžice větrná, tlak větru, extrémy rychlosti větru, stáčení větru, stočení větru, střih větru, bouře větrná.

Vítr vzniká mezi dvěma místy s odlišným tlakem vzduchu. Částice vzduchu jsou uváděny do pohybu silou tlakového gradientu (spádu) ve směru od vyššího tlaku k tlaku nižšímu. Vítr je tím silnější, čím větší je tlakový gradient (hustší izobary na synoptické mapě). Jeho směr je potom kolmý ke směru izobar. Rychlost větru se udává v m/s a směr větru v úhlových stupních, přičemž směrem se rozumí směr, odkud vítr vane. Alternativně je někdy udávána rychlost větru podle Beaufortovy stupnice, která vychází z odhadu rychlosti podle snadno pozorovatelných projevů. Obě veličiny se měří anemometrem, který by měl být umístěn vždy v otevřeném prostoru ve výšce 10 metrů nad terénem. Pokud nelze splnit výšku nad terénem, používá se pro rychlost větru opravný koeficient, který stanovíme podle vzorce: 

V10/Vh = 1/(0,233 +  0,656 * log10(h+4,75))

kde:
V10/Vh   je opravný koeficient, jimž se násobí naměřená rychlost větru a
h     je výška vašeho čidla nad zemí v metrech (např. pokud váš anemometr je ve výšce 5 metrů nad zemí V10/Vh bude 1,134). 

Vzorec s dostatečnou přesností platí v otevřeném prostoru, kde např. z technických důvodů čidlo nelze umístit výše. Podrobněji viz příslušná stránka Wikipedie v angličtině. 

Srážky srážkové částice, které vznikají v ovzduší kondenzací nebo depozicí vodní páry jako oblačné částice a na jejichž růstu se mohou podílet i další procesy mikrofyziky oblaků a srážek. Vyskytují se v atmosféře, na povrchu země nebo předmětech v atmosféře v kapalné nebo pevné fázi. Rozeznáváme srážky:
a) padající – déšť, mrznoucí déšť, mrholení, mrznoucí mrholení, sníh, sněhové krupky, sněhová zrna, krupky, zmrzlý déšť, kroupy a ledové jehličky;
b) usazené – rosa, jíní, námraza, ledovka a srážky z mlhy. Pokud srážky vypadávají z oblaků, avšak nedosahují povrchu země, označují se jako virga (srážkové pruhy). Popis srážek je uveden v Mezinárodním atlasu oblaků a v návodech pro pozorovatele met. stanic. Viz též hydrometeory, teorie vzniku srážek koalescencí, teorie vzniku srážek Bergeronova-Findeisenova, intenzita srážek, inverze srážek, intercepce srážek, izohyeta, měření srážek, režim srážkový, stín srážkový, pole srážek, extrémy srážek.

Srážky jsou tedy zjednodušeně vodní kapky, nebo ledové částice vzniklé následkem kondenzace (zkapalňování vodní páry) nebo desublimace (přeměna plynného skupenství přímo ve skupenství pevné) vodní páry, které dopadnou na zemský povrch. Jde tedy o všechnu atmosférickou vodu v kapalném nebo tuhém skupenství, vypadávající z různých druhů oblaků, mlhy, nebo usazující se na zemském povrchu či na předmětech v atmosféře. U tuhých srážek se také měří výška sněhové pokrývky a její vodní hodnota. Základním přístrojem pro měření srážek je srážkoměr, jehož záchytná plocha je 500 cm2. Platí, že 1 mm srážek = 1 l vody dopadlé na 1 m2 plochy, resp. 0,1 ml na 1 cm2. Tohoto vztahu lze využít např. při kalibraci libovolného srážkoměru. 

Intenzita srážek je množství srážek vypadlých za jednotku času. Podle doporučení Světové meteorologické organizace se intenzita srážek udává v mm.h–1 s přesností na 10–2 mm.h–1, resp. v kg.m–2.s–1 s přesností na 10–5 kg.m–2.s–1.
Intenzita srážek má zásadní význam v hydrologii, ve vodním hospodářství a celé řadě dalších odvětví. Prům. intenzita srážek se vyhodnocuje z údajů srážkoměrů, tzv. okamžitá intenzita srážek se měří váhovým automatickým srážkoměrem. Intenzita srážek je na met. stanicích subjektivně odhadována pozorovateli s přihlédnutím na hodnotu intenzity srážek, získanou zpracováním dat srážkoměru, a zaznamenávána kódovými čísly pro stav počasí kódu SYNOP. Viz též měření srážek, extrémy srážek, vztah Wussowův, vztah Z–I.

Srážky dělíme podle intenzity na:

  • velmi slabé srážky < 0,25 mm/hod.
  • slabé srážky > 0,25 mm/hod. a < 1,0 mm/hod.
  • mírné srážky > 1,0 mm/hod. a < 4,0 mm/hod.
  • silné srážky > 4,0 mm/hod. a < 16,0 mm/hod.
  • velmi silné srážky > 16,0 mm/hod. a < 50,0 mm/hod.
  • extrémní srážky > 50,0 mm/hod.

Výpar je:

  1. fázový přechod vody z kapalného do plynného skupenství, jímž vzniká vodní pára, přičemž dochází ke spotřebování latentního tepla výparu. V případě, že probíhá do nenasyceného vzduchu, převažuje nad opačným procesem, kondenzací vodní páry.
  2. meteorologický prvek vyjadřující množství vody, které se za určitou dobu vypaří z nejrůznějších povrchů (evaporace) popř. i prostřednictvím rostlinných těl (transpirace) nebo oběma způsoby (evapotranspirace). Přitom se rozlišuje výpar potenciální (někdy též maximálně možný) a výpar skutečný (někdy též aktuální nebo efektivní). Vyjadřuje se obdobně jako úhrn srážek výškou vodního sloupce v mm. Provádí se měření výparu pomocí výparoměru, častěji však je výpar určován výpočtem. Představuje jednu z hlavních složek hydrologické bilance a významně ovlivňuje tepelnou bilanci zemského povrchu a přilehlého vzduchu. V tomto smyslu se pod výpar řadí i vznik vodní páry sublimací. Viz též vzorec Kuzminův, izoatma, izoombra, vztah Šatského.

Výpar (nebo také odpařování) je opakem srážek a udává množství vody odpařené z jednotky plochy do ovzduší. Tato veličina je již mezi veličinami měřenými a vypočtenými. Její jednotka je proto shodná s jednotkou pro srážky.

Vypočtené veličiny

Mezi tyto veličiny řadíme ty, které nelze jednoduše přímo změřit přístroji. Jedná se o veličiny vypočtené na základě změřených údajů, které často vyjadřují pocitové vlivy na lidský organismus nebo jiné údaje, jež lze pouze obtížně měřit.

Základna oblaků (Cloud base) nejnižší část oblaku, v níž se výrazně odlišuje horiz. dohlednost od podmínek v bezoblačné atmosféře. V reálných podmínkách není základna oblaku ostrou hranicí, ale přechodovou vrstvou o tloušťce několika desítek metrů, v níž se s rostoucí výškou snižuje jak vert., tak horiz. dohlednost. Výška základny oblaku nad daným místem se poměrně rychle mění. V některých případech činí tato změna desítky až stovky metrů za několik minut. Viz též měření výšky základny oblaků.

Pocitová teplota

Teplota pocitová (apparent temperature) v biometeorologii obecné označení pro teplotní charakteristiku, která kromě teploty vzduchu zahrnuje účinky i dalších faktorů, které ovlivňují tepelnou bilanci povrchu lidského těla (případně v zoobioklimatologii těl určitých živočichů). Pro vyjádření pocitové teploty se využívá celá řada indexů, které různým způsobem zohledňují vlhkost vzduchu, rychlost větru a toky krátkovlnného i dlouhovlnného záření, častěji však jen některé z těchto prvků. Mezi úplné indexy patří např. UTCI (Universal Thermal Climate Index) nebo PET (Physiological Equivalent Temperature). Nejvíce rozšířenými zjednodušenými indexy jsou Heat Index a Wind Chill Equivalent Temperature (zkráceně Wind Chill), jejichž použití je však omezené jen na letní, resp. zimní sezónu. V prvním z nich je teplota vzduchu zvyšována s rostoucí relativní vlhkostí vzduchu, v druhém snižována s rostoucí rychlostí větru. Viz též teplota efektivní.   Teplota pocitová (také zdánlivá) je kombinací několika faktorů a lépe vystihuje působení vnějšího prostředí na plně oblečené lidské tělo. Proto jsou v této veličině zakalkulovány kromě teploty i vlhkost vzduchu a rychlost větru. Jedná se o poměrně složitý výpočet a pro zájemce o podrobnější informace mohu odkázat na článek Meteorologického ústavu Austrálie (v angličtině, včetně tabulek). Mezní hodnota je pro teplotu 26,5 °C a relativní vlhkost vzduchu 45% při bezvětří, kdy vnímaná teplota odpovídá měřené teplotě vzduchu. Zdánlivé teploty vyšší než 26,6 °C jsou obvykle spojeny s některými nepříjemnými pocity. Hodnoty blížící se nebo vyšší než 40,5 °C jsou považovány za život ohrožující, s možností těžkého vyčerpání z horka nebo úžehu, zejména pokud je expozice delší nebo fyzická aktivita vysoká. Míra stresu z horka se může lišit v závislosti na věku, zdravotním stavu a tělesných vlastnostech.  

Teplota efektivní (effective temperature) je pojem z bioklimatologie, je to jedna z variant stanovení pocitové teploty. Je rovna teplotě nehybného vzduchu o stanovené relativní vlhkosti vzduchu (zpravidla 100 nebo 50 %), která vyvolá u člověka stejný tepelný pocit jako aktuální podmínky v atmosféře. Pojem efektivní teplota zavedl franc. bioklimatolog A. Missenard (1933), který ji počítal ze vzorce

Tef=T−0,4(T−10)(1−rv/100),

kde Tef je efektivní teplota, T teplota vzduchu ve °C a rv relativní vlhkost;

Chlad větru (Wind Chill) je vypočtená veličina, která bere v úvahu vliv větru na naše vnímání vnější teploty. Lidské tělo za teplot nižších než 37 °C ohřívá okolní vzduch. Pokud je bezvětří, tento ohřátý vzduch se nehýbe a tím na těle vytváří jakousi izolační vrstvu. Začne-li foukat vítr, tento teplý vzduch se odvane pryč a pocit chladu se zvýší. Chlad větru je definován pouze pro teploty nižší než 10 °C a rychlosti větru nad 1,3 m/s. 

Index horka (Heat Index) se propočítává pomocí relativní vlhkosti a vnější teploty – jak „horký“ vzduch cítíme. Když je relativní vlhkost nízká, pocitová teplota bude nižší než aktuální teplota, protože odpařování potu probíhá rychleji a tím se tělo ochlazuje. Jakmile je relativní vlhkost velká (vzduch je nasycen vodními parami), pot se již tak rychle neodpařuje a pocitová teplota se zvyšuje. Index horka se počítá pouze v případě, že skutečná teplota vzduchu je nad 27 °C a teplota rosného bodu vyšší než 12 °C (vlhkost > 40%). 

Humidex (zkratka vzniklá z Humidity Index) je teplotní index popisující vnímání teploty v kombinaci s vlhkostí lidským tělem. Humidex má formát teploty ve stupních Celsia, protože byl vyvinut v Kanadě.

Stupnice:

  • 20 až 29 stupňů je vnímána jako přijatelná,
  • 30 až 34 stupňů jako nepohodlí,
  • 35 až 39 stupňů jako velké nepohodlí a omezení velké fyzické námahy,
  • 40 až 45 stupňů nebezpečí,
  • 46 až 53 stupňů vyjadřuje velké nebezpečí,
  • 54 stupňů a více indikuje ohrožení života

Tento parametr je obvykle počítán pro teploty vzduchu nad 17°C, pro nižší teploty se jeho hodnota blíží (i při vysoké vlhkosti) naměřené teplotě. Vzorec pro výpočet humidexu lze najít na internetu. 

Statistické veličiny

Pro zpracování naměřených údajů mají podstatný význam další statistické veličiny, které jsou používány zejména pro klimatologické informace a vyhodnocování změn klimatu v delším časovém období.

Teplota maximální – nejvyšší hodnota teploty vzduchu zaznamenaná za určité časové období, např. za den, měsíc nebo rok; ve zprávách SYNOP za období od 06 do 18 UTC. Maximální teplota vzduchu na většině stanic ČR se získává automatickým vyhodnocením dat měřených elektrickým teploměrem ve výšce 2 m nad zemí za dané období. Na některých stanicích se maximální teplota dosud měří maximálním teploměrem. V předpovědích počasí je maximální teplota obvykle označována jako nejvyšší denní teplota.

Teplota minimální – nejnižší hodnota teploty vzduchu zaznamenaná za určité časové období, např. za den, měsíc nebo rok; ve zprávách SYNOP za období od 18 do 06 UTC. Minimální teplota vzduchu na většině stanic ČR se získává automatickým vyhodnocením dat měřených elektrickým teploměrem ve výšce 2 m nad zemí za dané období. Na některých stanicích se minimální teplota dosud měří minimálním teploměrem. V předpovědích počasí je minimální teplota obvykle označována jako nejnižší noční teplota. Viz též teplota minimální přízemní.Teplota minimální přízemní – nejnižší hodnota teploty vzduchu zaznamenaná ve výšce 5 cm nad zemí nebo nad povrchem sněhové pokrývky za určité časové období. Ve zprávách SYNOP se uvádí minimální přízemní teplota za období od 18 do 06 UTC. Na většině stanic se získává automatickým vyhodnocením dat měřených příslušným elektrickým teploměrem, na některých stanicích se minimální přízemní teplota dosud měří minimálním teploměrem. Údaje přízemní minimální teploty jsou využívány zejména v agrometeorologii.   Teplota vzduchu průměrná – prům. hodnota teploty vzduchu vypočtená z hodnot naměřených v klimatologických nebo synoptických termínech. Podle doporučení WMO se denní průměr teploty počítá jako aritmetický průměr hodnot teploty měřených v pravidelných intervalech. Na vnitrostátní úrovni se v ČR průměrná denní teplota vzduchu počítá někdy podle vzorce:

kde indexy 7, 14 a 21 vyjadřují termíny pozorování. Počítá-li se průměrná denní teplota vzduchu z 24 hodnot, označuje se jako pravý denní průměr teploty. K hrubému odhadu průměrné denní teploty se též někdy užívá vzorce:

kde Tmax je max. a Tmin min. denní teplota vzduchu. Viz též průměr meteorologického prvku denní, průměr meteorologického prvku denní pravý.   V poslední době je také často zmiňován denní teplotní rozdíl, což je rozdíl mezi nejnižší a nejvyšší naměřenou hodnotou teploty za daný den.  

Dny podle naměřených hodnot teploty dělíme na:

Existuje celá řada dalších statistických meteorologických veličin (denní, měsíční či roční úhrn srážek, délka slunečního svitu, průměrná rychlost větru atd.), ale u těchto veličin je význam, výpočet či způsob měření zřejmý již z názvu. V tomto článku jsem pouze chtěl zachytit ty pojmy, které nejsou zcela běžné či všeobecně známé.

Pro určení spotřeby tepla na vytápění v průběhu otopné sezóny se používá charakteristika počet denostupňů, na základě které lze také provést porovnávání intenzity jednotlivých zimních období mezi sebou. Počet denostupňů otopného období vychází z počtu topných dní a rozdílu průměrné venkovní teploty v topných dnech a průměrné vnitřní teploty.

Ve výpočtu je předpokládaná hodnota vnitřní teploty 18°C, počet topných dnů je určen jako počet dní v otopném období s průměrnou teplotou nižší nebo rovnou 13°C (N13) a průměrná teplota těchto dní (T13) je uvažována jako průměrná venkovní teplota v topných dnech. Počet denostupňů (D18) je pak určen jako: 

D(18)=(22-T13)*N13 

Obdobně lze postupovat i v letním období pro stanovení spotřeby energie pro použití klimatizace při ochlazování místností.

Oblačnost a oblaky

Oblačnost (cloud amount, cloud cover, cloudiness, nebulosity) je stupeň pokrytí oblohy oblaky. Je důležitým meteorologickým prvkem, který nepřímo udává trvání slunečního svitu. Určuje se zpravidla odhadem. V synoptické meteorologii se vyjadřuje oblačnost v osminách nebo procentech, v klimatologii v desetinách pokrytí oblohy oblaky. Nula znamená jasno, osm osmin, popř. deset desetin, zataženo. V ČR se používají tato slovní označení pro jednotlivé stupně pokrytí oblohy:

  • 0/8 jasno
  • 1/8 roztroušená oblačnost
  • 2/8 skoro jasno
  • 3/8 malá oblačnost
  • 4/8 polojasno
  • 5/8 oblačno
  • 6/8 velká oblačnost
  • 7/8 skoro zataženo
  • 8/8 zataženo

Někdy je používáno ve slovním vyjádření pro zjednodušení jen pět hodnot (jasno, skoro jasno, polojasno, oblačno a zataženo).

Dříve byly pod pojmem oblačnost chápány všechny oblaky a jejich skupiny, přičemž se uvažovala oblačnost nízká, střední, vysoká, konvektivní, orografická, proměnlivá a jiná další. Dnes se užívá označení oblačnost pouze pro množství oblačnosti. 

Oblak  (cloud) neodborně mrak, mračno
1. podle definice WMO viditelná soustava nepatrných vodních kapek nebo ledových částic nebo obojího v atmosféře. Tato soustava může zároveň obsahovat i větší částice srážkové vody nebo ledu a také jiné částice pocházející např. z průmyslových exhalací, kouře nebo prachu. Oblaky můžeme klasifikovat z různých hledisek. Mezinárodní morfologická klasifikace oblaků klasifikuje oblaky podle jejich vnějšího vzhledu. Podle mikrofyzikálního složení můžeme oblaky dělit na oblaky vodní, oblaky ledové a oblaky smíšené. Rozdělení na oblaky konvektivní a oblaky vrstevnaté odráží kromě tvaru i rozdílné hodnoty vertikální rychlosti. Oblaky lze dále dělit např. na oblaky srážkové a oblaky nesrážkové. Oblaky se vyvíjejí v různých výškách volné atmosféry. Mlha se liší od oblaku pouze tím, že se v místě pozorování vyskytuje u zemského povrchu, kde ovlivňuje přízemní dohlednost;
2. v současné době také soustava oblačných částic, které jsou nepostižitelné lidským zrakem, ale detekovatelné jinými prostředky, např. družicovým pozorováním v infračervené oblasti;
3. jakýkoliv viditelný soubor částic v atmosféře jako oblak prachu, oblak kouře aj.
Viz též patra oblaků, oblačnost, základna oblaků.

Podle výšky se dají oblaky zařadit mezi vysoké (5 až 13 km nad povrchem Země), střední (2 až 7 km) a nízké (0 až 2 km). Bouřkový oblak cumulonimbus není zařazen do žádné výškové kategorie, protože se rozprostírá současně ve všech uvedených výškách. Největší výška, ve které se ještě oblaky běžně nacházejí, je 20 km, ale pouze v rovníkových oblastech, v našich zeměpisných šířkách to bývá kolem 13 km. Minimální výška není nijak vymezená, protože oblak může doslova “ležet na zemi” a nazývá se pak mlha.

Základní třídění oblaků je podle jejich tvaru. Toto určování je založeno na Mezinárodním atlasu oblaků, který vydává Světová meteorologická organizace (World Meteorological Organisation WMO). Zahrnuje deset základních druhů oblaků:

  • cirrus (Ci)
  • cirrocumulus (Cc)
  • cirrostratus (Cs)
  • altocumulus (Ac)
  • altostratus (As)
  • nimbostratus (Ns)
  • stratocumulus (Sc)
  • stratus (St)
  • cumulus (Cu)
  • cumulonimbus (Cb)

Jejich výškové rozložení je schematicky znázorněno na následujícím obrázku:

Klasifikace oblaků

Oblaky vysokého patra

Cirrus (Ci) je oblak, který tvoří jasně bílá jemná vlákna, skoro vždy průsvitná a bez vlastního stínu. Je to typický oblak vysokého patra (8 až 13 km). Ci je definován jako vzájemně oddělené oblaky v podobě bílých jemných vláken, bílých plošek nebo úzkých pruhů. Má vláknitý vzhled a často hedvábný lesk.

Ci patří mezi oblaky vysokého patra, je oblakem ledovým, nevypadávají z něho srážky a jeho výskyt na obloze bývá často příznakem blízkosti atmosférické fronty. Může vzniknout z kovadliny Cb, která se dále šíří i po rozpadu původního oblaku. Vyskytuje se však i v oblastech vysokého tlaku vzduchu. Ci lze dále klasifikovat podle tvaru jako fibratus, uncinus, spissatus, castellanus nebo floccus a podle odrůdy jako intortus, radiatus, vertebratus a duplicatus. Průvodním jevem Ci může být zvláštnost oblaku mamma. Termín Ci navrhl Angličan L. Howard v r. 1803. Český překlad Ci je řasa.

Cirrostratus (Cs) je charakterizován jako průsvitný bělavý oblačný závoj vláknitého nebo hladkého vzhledu, který úplně, nebo částečně zakrývá oblohu a dává vznik halovým jevům. Cs je nesrážkový ledový oblak vysokého patra. Vyskytuje se jako typická součást oblačných systémů atmosférických front. Může vzniknout z kovadliny Cb, která se dále šíří i po rozpadu původního oblaku. Cs lze dále klasifikovat podle tvaru jako fibratus či nebulosus nebo floccus a podle odrůdy jako duplicatus a undulatus. U Cs se neklasifikují žádné zvláštnosti a průvodní oblaky. Termín Cs v současném smyslu zavedl franc. meteorolog E. Renou v r. 1855. Český překlad Cs je řasová sloha.

Pro cirrostratus je charakteristické prosvítání Slunce či Měsíce. Pokud prosvítá Slunce, pak předměty na zemi vrhají stíny. Jediná výjimka nastává v zimě, kdy je Slunce natolik nízko nad obzorem, že oblakem neprosvítá. Výskyt tohoto oblaku většinou doprovází přibližování teplé fronty a brzké zhoršení počasí.

OLYMPUS DIGITAL CAMERA

Cirrocumulus (Cc) je charakterizován jako tenké, menší nebo větší skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního stínu, složené z velmi malých oblačných částí v podobě zrnek nebo vlnek apod. Jednotlivé části mohou být buď navzájem odděleny nebo mohou spolu souviset a jsou více méně pravidelně uspořádány. Zdánlivá velikost jednotlivých částí zpravidla nepřesahuje 1° prostorového úhlu. Cc patří mezi nesrážkové oblaky vysokého patra. Je oblakem ledovým, někdy však může obsahovat i kapky přechlazené vody, které rychle mrznou. Vzniká následkem vlnových a konv. pohybů v horní troposféře. Cc lze dále klasifikovat podle tvaru jako stratiformis, lenticularis, castellanus nebo floccus a podle odrůdy jako undulatus a lacunosus. Mohou se u něj vyskytovat zvláštnostivirga a mamma. Termín Cc v současném smyslu zavedl franc. meteorolog E. Renou v r. 1855. Český překlad Cc je řasová kupa.

Cc se vyskytuje na obloze poměrně zřídka. Připomíná drobounké vločky nebo chumáčky, jejichž úhlový rozměr nepřesahuje jeden úhlový stupeň. Vločkovitá struktura oblaku je víceméně pravidelně uspořádaná. Části oblaků nemají vlastní stín a pokrývají oblohu v horní části troposféry. Tvarově se cirrocumulus podobá oblaku altocumulus. Z cirrocumulu nevypadávají srážky. Signalizuje pozvolný příchod nestálého počasí.

Oblaky středního patra

Altostratus (As)  je charakterizován jako šedavá a modravá oblačná plocha nebo vrstva, s vláknitou nebo žebrovitou strukturou nebo i bez patrné struktury, která pokrývá úplně nebo částečně oblohu. Oblak bývá často tak tenký, že obrysy Slunce lze pozorovat jako za matným sklem. U As se nevyskytují halové jevy. As je smíšený, méně často vodní oblak středního patra, někdy však zasahuje i do patra vysokého. Vyskytuje se např. jako součást oblačných systémů teplé fronty a studené fronty prvního druhu, kde vzniká působením výkluzných pohybů teplého vzduchu. Srážky z As u nás v teplé polovině roku obvykle nevypadávají. As se dále nedělí podle tvaru, lze jej však dále klasifikovat podle odrůdy jako translucidus,  opacus,  duplicatus,  undulatus a  radiatus. ZvláštnostmiAs mohou být virga a mamma. Termín As navrhl franc. meteorolog E. Renou v r. 1877. Čes. překlad As je vysoká sloha.

As je typický frontální oblak, jehož horizontální rozměry jsou stovky až tisíce kilometrů a vertikální rozměry v řádech stovek metrů. Je to vláknitá nebo žebrovitá oblačná plocha šedivé nebo i tmavší barvy, slunce občas prosvítá pouze jako šedá skvrna. Je složený z vodních kapek a ledových krystalků. Je-li altostratus dostatečně hustý, může z něj nad velkým územím pršet nebo sněžit.

Altocumulus (Ac) je charakterizován jako menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků barvy bílé či šedé, popř. bílé a šedé, které mají vlastní stíny. Skládají se z malých oblačných částí v podobě vln, oblázků, valounů apod., které mohou být navzájem oddělené nebo mohou spolu souviset. Mnohdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Zdánlivá velikost jednotlivých pravidelně uspořádaných částí bývá 1 až 5° prostorového úhlu. Ac je vodní nebo smíšený oblak středního patra. Vzniká např. následkem vlnového proudění, při přetékání vzduchu přes horské překážky nebo transformací jiných druhů oblaků. Průsvitnost Ac je velmi proměnlivá. Ac lze dále klasifikovat podle tvaru jako stratiformis, lenticularis,  floccus,  castellanus nebo  volutus a podle odrůdy jako translucidus,  perlucidus,  opacus,  duplicatus,  undulatus,  radiatus a lacunosus. ZvláštnostmiAc mohou být virga a mamma. Termín Ac navrhl franc. meteorolog E. Renou v r. 1870. Čes. překlad Ac je vysoká kupa. Viz též beránky.

Ac sestává ze skupin oblaků kupovitého charakteru s odstíny bílé nebo šedé barvy, popřípadě obojí. Vzniká podobně jako altostratus, rozdíl spočívá v ovlivnění instabilitou okolní atmosféry, takže obláčky získávají typickou kupovitou strukturu. Tvoří je drobné kapičky vody, avšak při velmi nízkých teplotách mohou vznikat ledové krystaly. Altocumuly se vytváří v oblasti středního patra (1,5 – 7 km) při okraji rozsáhlé vystupující vzduchové vstvy. Mají vlastní stín, který může být i markantní, avšak průstvitnost altocumulů je proměnlivá. Měsíc i Slunce pouze prosvítají, jejich kotouč je neohraničený, kolem se vytváří malý kruh.

OLYMPUS DIGITAL CAMERA

Nimbostratus (Ns) je charakterizován jako šedá, často tmavá oblačná vrstva nebo plocha, která má vlivem vypadávání více méně trvalých dešťových nebo sněhových srážek matný rozplývavý vzhled. Oblačná vrstva Ns je všude tak hustá, že poloha Slunce není patrná, tzn., že jí Slunce neprosvítá. Pod touto vrstvou se často vyskytují nízké roztrhané oblaky „špatného počasí“, které mohou, ale nemusí s vrstvou Ns souviset. Nimbostratus bývá obvykle smíšeným, podstatně řidčeji vodním oblakem. Mívá vert. rozsah až několik km a jeho základna se zpravidla vyskytuje v nízkém patře oblaků. Je typickým srážkovým oblakem a bývá součástí oblačného systému teplé,  studené a  okluzní fronty, dále se vyskytuje v oblastech výškových cyklon a brázd nízkého tlaku vzduchuapod. Nimbostratus se dále nedělí podle tvaru, či  odrůdy.  Zvláštnostmi a  průvodními oblaky Ns mohou být praecipitatio,  pannus a  virga. Pojem nimbostratus byl poprvé užit v Mezinárodním atlasu oblaků z r. 1930. Čes. překlad Ns je dešťová sloha. 

Ns má horizontální rozměry tisíce kilometrů, vertikální mohutnost až několik kilometrů a vypadávají z něho trvalé srážky, ať déšť, sněžení nebo jejich kombinace. Srážky nemusí dopadat na zem a vzniká tak virga, v tom případě se mrak zdá být ze spoda rozostřený a modrý. Často se pod nimbostraty tvoří nízké cáry oblaků, které se spojí v celkem souvislou vrstvu. Těmto cárům se říká fractostraty nebo fractocumuly, podle toho, zda se víc podobají cumulům nebo stratům. Téměř vždy začne pršet až když se tyto oblaky utvoří. Většinou je tento mrak špatného počasí smíšený, tj. skládá se jak z vodních kapek, tak z ledových krystalků. Obvykle zatahuje celou oblohu, má barvu temně šedou a vzhledem k velké mohutnosti jím slunce neprosvítá. Jelikož je oblak vertikálně hodně rozsáhlý, často zasahuje do vysokého nebo nízkého patra i když patří k oblakům středního patra.

Oblaky spodního (nízkého) patra

Stratus (St) tvoří šedá oblačná vrstva s dosti jednotvárnou základnou, z níž může vypadávat mrholení, popř. ledové jehličky nebo sněhová zrna. Prosvítá-li vrstvou St slunce, jsou jeho obrysy obvykle zřetelné. St vyvolává halové jevy jen výjimečně při velmi nízkých teplotách. Někdy má podobu roztrhaných chuchvalců. St je v teplé polovině roku zpravidla vodním oblakem, v zimě často obsahuje i ledové krystalky. Patří k oblakům nízkého patra a vzniká především pod výškovými inverzemi teploty vzduchu nebo v důsledku ochlazení vzduchu od podkladu. Svými mikrostrukturálními ani makrostrukturálními parametry se obvykle neliší od mlhy. St lze dále klasifikovat podle tvaru jako nebulosus nebo fractus a podle odrůdy jako  translucidus,  opacus nebo  undulatus.  Zvláštností St je praecipitatio. Termín St navrhl Angličan L. Howard v r. 1803; v dnešním významu ho poprvé užili H. M. Hildebrandsson a R. Abercromby v r. 1887. Český překlad St je sloha.

St je oblak, který se v podstatě neliší od mlhy. Vyskytuje se v nejnižších výškách, často jen několik metrů nad zemí. Vzniká nejčastěji z mlhy, jejíž spodní hranice se zvedá od zemského povrchu do větší výšky. Trvá-li inverzní počasí po několik dní, může stratus jako jednolitá mlhavá šedá vrstva zatahovat oblohu a skutečně velmi negativně ovlivňovat psychiku člověka. V pozdním létě, kdy se noční inverze a s nimi spojená oblačnost typu stratus v dopoledních hodinách rozpouští, mohou přecházet tyto oblaky do tvarů stratocumulus až cumulus. Na podzim a v zimě často vypadává ze stratu mrholení.

Cumulus (Cu) je charakterizován jako osamocený oblak, obvykle hustý a s ostře ohraničenými obrysy, vyvíjející se směrem vzhůru ve tvaru kup, kupolí nebo věží. Při pohledu z boku mívá podobu květáku. Části ozářené Sluncem bývají zářivě bílé, základna oblaku bývá poměrně tmavá a téměř vodorovná. Někdy jsou Cu roztrhané. Cu je obvykle vodním oblakem, v případě velkého vert. rozsahu (Cu con) může být v horní části oblakem smíšeným. Nejčastěji vzniká působením termické konvekce. Je většinou nesrážkovým oblakem, z vert. mohutných Cu však mohou někdy vypadávat srážky v podobě krátkých přeháněk. Cu se může za vhodných podmínek někdy dále vyvíjet v Cb. Cu lze dále klasifikovat podle tvaru jako  humilis,  mediocris,  congestus a  fractus. Může být odrůdyradiatus a můžeme u něj klasifikovat zvláštnosti praecipitatio,  virga, arcus, tuba a průvodní oblakypannus, pileus a velum. Termín Cu navrhl Angličan L. Howard v r. 1803. Český překlad Cu je kupa. Viz též klasifikace oblaků, patra oblaků, rozsah oblaku vertikální.

Cu má svůj specifický tvar a způsob vzniku. Vždy vzniká v důsledku vzestupných proudů v atmosféře, k nimž typicky dochází na studené frontě nebo jde o termickou konvekci, přičemž v řadě případů jde o souhru obou vlivů. Studená fronta s sebou přináší labilní teplotní zvrstvení, to je však jen jednou z podmínek vzniku konvekce, konvekci pak vyvolá nebo významně podpoří ohřev povrchu země sluncem a následný ohřev vzduchu od povrchu země, jako by šlo o normální termickou konvekci. Cumulus může vznikat i v důsledku vzestupu větru na horské překážce, tento způsob vzniku je ale v podmínkách České republiky méně typický a mohou v tomto případě vznikat i jiné typy oblaků. Ve všech případech je vznik oblaku typu cumulus dán tím, že při vzestupu se masa vzduchu dostává do větší výšky, kde je nižší tlak okolní atmosféry a v důsledku toho dochází k rozpínání a následně k ochlazování stoupající masy vzduchu. V určité výšce klesne teplota stoupající masy vzduchu pod rosný bod, dojde ke kondenzaci vody ve stoupajícím vzduchu a vznikne oblak. Výška, kde ke kondenzaci dojde, je přesně daná působícími vlivy, v případě že jde o termickou konvekci, nazývá se tato výška konvektivní kondenzační hladinou. Cumulus je obvykle zdrojem srážek až ve stadiu cumulus congestus a tento oblak je typickým zdrojem letních přeháněk.

Stratocumulus (Sc) tvoří jej šedé nebo bělavé, menší, popř. větší skupiny nebo vrstvy oblaků, které mají téměř vždy tmavá místa. Oblak se skládá z částí podobných dlaždicím, oblázkům, valounům apod., má vzhled nevláknitý, s výjimkou zvláštního případu s virgou. Jednotlivé části spolu souvisejí nebo mohou být oddělené. Zdánlivá velikost jednotlivých částí Sc je větší než 5° prostorového úhlu. Sc patří k vodním nebo smíšenýmoblakům nízkého patra. Mohou z něho vypadávat slabší srážky dosahující zemského povrchu. Vzniká při vlnových pohybech nebo transformací z jiných druhů oblaků, zejména druhu stratus nebo z kupovité oblačnosti. Sc je často příznakem rozpadu oblačnosti. Sc lze dále klasifikovat podle tvaru jako stratiformis,  lenticularis, castellanus, nebo volutus a podle odrůdy jako  translucidus,  perlucidus,  opacus,  duplicatus,  undulatus, radiatus a lacunosus. Zvláštnostmi Ac mohou být virga a  mamma. Termín Sc zavedl něm. meteorolog L. F. Kämtz v letech 1840–1841. Český překlad Sc je slohová kupa, nespr. slohokupa.

Sc je nejrozšířenější oblak v atmosféře celé planety. Je spolehlivým ukazatelem vlhkosti ve spodních vrstvách atmosféry i konvekce (vzestupného pohybu) uvnitř oblaku. Řadíme jej k oblakům nízkého patra. Vyskytuje se ve výškách od několika desítek nebo stovek metrů nad zemí až do výšky kolem dvou kilometrů. Má podobu kupovitých valounů nebo peřin, často šedé barvy. Někdy může zatahovat celou oblohu a mohou z něj vypadávat srážky, vždy jsou však pouze slabé intenzity. Stratocumulus vzniká rozpadem jiného druhu oblaku – nejčastěji typu cumulus. Je složený většinou z vodních kapiček, někdy s příměsí ledových krystalků. Kupovitý tvar, který postrádá ostře ohraničené okraje je důsledkem slabé instability v oblaku.

Vertikální oblaky

Cumulonimbus (Cb) je charakterizován jako mohutný a hustý oblak velkého vert. rozsahu v podobě hor nebo obrovských věží. Alespoň část jeho vrcholu je obvykle hladká, vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá; tato část se často rozšiřuje do podoby kovadliny nebo širokého chocholu. Pod základnou oblaku, obvykle velmi tmavou, se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, avšak nemusí s Cb souviset, a srážky, někdy jen jako virga. Na vývoj Cb jsou vázány bouřky, avšak Cb může existovat, aniž bouřka vznikne.
Vert. rozsah Cb je vždy alespoň několik km, někdy může vrcholek Cb prorůst i tropopauzou. Cb je obvykle komplexem jednoduchých cel, řidčeji se skládá z cely jediné. Vzniká působením intenzivní konvekce, nejčastěji na studených frontách nebo čarách instability. Může se vyvinout i uvnitř homogenní instabilní vzduchové hmoty, často za spolupůsobení orografických faktorů. Pro el. strukturu Cb je charakteristický výskyt centra záporného náboje v dolní a kladného náboje v horní části oblaku. Kromě toho bývá pozorováno i podružné centrum kladného náboje v oblasti základny, které je však vázáno na vypadávání srážek. Cb se v letectví pokládá za nebezpečný jev, neboť se v něm vyskytují výstupné a sestupné vzdušné proudy, které dosahují rychlostí až desítky m.s–1, intenzivní turbulence, námraza, el. výboje a kroupy často velkých rozměrů.
Cb lze dále klasifikovat podle tvaru jako calvus či capillatus. Cb nemá odrůdy, můžeme však u něj klasifikovat zvláštnostipraecipitatio, virga, incus, mamma,  arcus,  tuba a průvodní oblaky flumen, pannus, pileus a velum. Termín Cb zavedl něm. meteorolog P. Weilbach v letech 1879–1880. Český překlad Cb je dešťová kupa. Viz též elektřina bouřková, rozsah oblaku vertikální, průnik kumulonimbů do stratosféry, informace SIGMET, náboj bouřkového oblaku, moment dipólu bouřkového oblaku, bouře konvektivní, elektrony ubíhající.

Cb je bouřkový oblak, který roste do velkých výšek kolem 5 až 15 km, díky proudění ve vyšších vrstvách atmosféry mívá jeho horní část typický tvar kovadliny. Vertikálně nejmohutnější, bouřkový oblak, jehož spodní základna se obvykle nachází ve spodním patře a bývá tmavá s roztrhanými mraky. Vyvíjí se obvykle proměnou ze silně vyvinutých oblaků typu Cumulus congestus a vyskytuje se nejvíce v letních měsících jako doprovodný jev vlhkého počasí a větších veder, nebo jako nástup studené fronty, kde hraje roli široce rozpoloženého oblaku s možností velkého výskytu bouřkové činnosti zejména na začátku fronty.

Tento přehled popisuje deset základních druhů oblaků. Pro většinu těchto druhů existuje ještě podrobnější členění, ale to by již přesáhlo rozsah těchto stránek. Podrobnější informace lze najít například na stránkách Wikipedia, z nichž jsem částečně čerpal při tvoření těchto stránek věnovaných oblačnosti a oblakům.

Tlakové útvary

Mezi tyto pojmy řadíme tlakovou níži, tlakovou výši, hřeben vysokého tlaku a brázdu nízkého tlaku.

Útvar tlakový, nebo také útvar barický, je část tlakového pole atmosféry s charakteristickým rozdělením tlaku vzduchu, a tedy i proudění vzduchu popsaná průběhem izobar nebo izohyps na povětrnostní mapě. R. Abercromby (1887) rozlišil sedm tlakových útvarů: tlakovou níži neboli cyklonu, tlakovou výši neboli anticyklonu, okrajovou neboli podružnou cyklonu, brázdu nízkého tlaku vzduchu, hřeben vysokého tlaku vzduchu, barické čili tlakové sedlo a přímočaré izobary. Za základní tlakový útvar se považují útvary s uzavřenými izobarami, tedy cyklony a anticyklony. Soubor tlakových útvarů v určité oblasti vytváří barický reliéf. Met. literatura uvádí ještě další názvy tlakových útvarů, např. klín vysokého tlaku vzduchu, výběžek nízkého tlaku vzduchu, výběžek vyššího (vysokého) tlaku vzduchu, pás nízkého tlaku vzduchu, pás vysokého tlaku vzduchu, přemostění, brázda tvaru V, nevýrazné tlakové pole.

Níže tlaková (cyklona) je oblast se sníženým tlakem vzduchu, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je nižší než v okolí. Pro cyklonu je charakteristická cirkulace vzduchu proti směru pohybu hod. ručiček na sev. polokouli a ve směru pohybu hod. ručiček na již. polokouli. Cyklona je základním tlakovým útvarem. Středy cyklony se označují na synop. mapách v ČR písmenem „N“ (níže), na mapách z angl. jazykové oblasti písmenem „L“ (low), na mapách z něm. jazykové oblasti písmenem „T“ (Tief), na mapách z rus. jazykové oblasti písmenem „H“ (nizkoje davlenije) a na mapách ze španělské jazykové oblasti písmenem „B“ (baja). Ke vzniku cyklony vedou složité procesy v atmosféře označované jako cyklogeneze. Termín cyklona poprvé použil angl. námořní kapitán H. Piddington v r.1848. Viz též počasí cyklonální, stadia vývoje cyklony, model cyklony, osa cyklony.

Tlak vzduchu v jejím okolí je vyšší než tlak uvnitř oblasti, proto vzduch se při zemi sbíhá ze všech stran do středu tlakové níže, kde vystupuje nahoru a jeho výstup způsobuje kondenzaci vodní páry. V tlakové níži převládá oblačné počasí se srážkami a silným větrem. V zimě přináší oteplení a srážky, v létě ochlazení a srážky. 

Výše tlaková (anticyklona) je oblast se zvýšeným tlakem vzduchu v atmosféře, která se projevuje na synoptické mapě alespoň jednou uzavřenou izobarou nebo izohypsou, přičemž tlak vzduchu uvnitř je vyšší než v okolí. Pro anticyklonu jsou charakteristické anticyklonální vorticita a anticyklonální cirkulace. Anticyklona je základním tlakovým útvarem. Středy anticyklony se označují na synop. mapách v ČR písmenem „V“ (výše), na mapách z angl. a něm. jazykové oblasti písmenem „H“ (high, Hoch), na mapách z rus. jazykové oblasti písmenem „B“ (vysokoje davlenije) a na mapách ze špan. jazykové oblasti písmenem „A“ (alta). Ke vzniku anticyklony vedou složité procesy v atmosféře, označované jako anticyklogeneze. Termín anticyklona zavedl angl. přírodovědec F. Galton v r. 1861. K výkladu vzniku a vert. stavby anticyklony významně přispěl též český meteorolog S. Hanzlík. Zast. název pro anticyklonu je tlakové (barické, barometrické) maximum. Viz též počasí anticyklonální, stadia vývoje anticyklony, osa anticyklony.

“Nahromaděný” vzduch v anticykloně svou vahou klesá dolů a dole se rozbíhá do všech stran. Vlivem Coriolisovy síly se na severní polokouli vzduch proudící z anticyklony stáčí ve směru hodinových ručiček, na jižní polokouli proti směru hodinových ručiček. Sestupné proudy způsobují v tlakových výších jasné počasí se slabým větrem a s velkými amplitudami teploty vzduchu během dne. V létě je počasí v tlakových výších teplé, slunečné a suché, v zimě ale chladné, mrazivé a beze srážek. Vysoký tlak však neznamená hezké počasí vždy – v zimním období může být situace dvojí – buď jasné a mrazivé počasí beze srážek nebo inverzní oblačnost v nižších výškách, někdy doprovázená srážkami. 

Hřeben vysokého tlaku vzduchu syn. výběžek vysokého tlaku vzduchu, nevhodně klín vysokého tlaku vzduchu – oblast vyššího tlaku vzduchu bez uzavřených  izobar či  izohyps. Vyskytuje se obvykle mezi dvěma oblastmi nízkého tlaku vzduchu. Na synoptické mapě bývá vyjádřena izobarami či izohypsami s anticyklonálním zakřivením, někdy ve tvaru písmene U. Hřeben může být také částí anticyklony. V hřebenu vysokého tlaku vzduchu lze vyznačit osu hřebene. Podél ní dochází k divergenci proudění, s níž jsou spojeny sestupné pohyby vzduchu mající obvykle za následek rozpouštění oblaků nebo všeobecně málo oblačné počasí. Proudnice v hřebenu mají anticyklonální zakřivení. Hřeben vysokého tlaku vzduchu je jedním z tlakových útvarů. Viz též brázda nízkého tlaku vzduchu.

Je to tedy oblast vyššího tlaku vzduchu bez uzavřených izobar, vybíhající z tlakové výše nebo oddělující dvě tlakové níže. Nejvyšší tlak se vyskytuje v ose hřebene. V oblasti hřebene vysokého tlaku obvykle převládá podobné počasí jako v tlakové výši. 

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

Nejnižší tlak je v ose brázdy. Převládá tu podobné počasí jako v tlakové níži.

Fronty a frontální systémy

Fronta atmosférická 1. úzká přechodová zóna mezi různými vzduchovými hmotami v atmosféře. Pro zjednodušení představy nahrazujeme tuto zónu plochou diskontinuity (rozhraním). Atmosférická fronta se vyskytuje převážně v troposféře. Šířka přechodové zóny v horiz. směru bývá několik desítek km, tloušťka ve vert. směru několik set metrů, popř. jednotky km. Prům. sklon fronty vzhledem k zemskému povrchu je nejčastěji kolem 0,5°. Viz též klasifikace atmosférických front, plocha frontální, oblačnost frontální;
2. čára, ve které se plocha diskontinuity (rozhraní) protíná se zemským povrchem nebo určitou izobarickou hladinou. Termín atmosférická fronta byl do synoptické meteorologie zaveden norskou met. školou v r. 1920. Viz též čára frontální, větev atmosférické fronty, počasí frontální, frontogeneze, frontolýza, analýza frontální, profil fronty, topografie fronty, přechod fronty, izobary na atmosférické frontě, dynamika fronty, zostření fronty, deformace fronty orografická, vlna frontální, zóna frontální.  

Patří sem především teplá a studená fronta, které spolu často i s okluzní frontou tvoří tzv. frontální systém. Fronta obecně je rozhraní, které od sebe odděluje vzduchové hmoty různých fyzikálních vlastností. Je to tenká vrstva vzduchu při zemi s tloušťkou jen několik stovek metrů. Přesto se teplý a studený vzduch promíchávají jen nepatrně. Sklon frontální plochy vůči ideálně rovnému zemskému povrchu je velmi malý s výjimkou čela studené fronty, jen do jednoho stupně.

Fronta teplá je fronta nebo její část, která se pohybuje směrem na stranu studeného vzduchu. Je anafrontou. V teplém vzduchu, který vykluzuje po frontální ploše, vzniká charakteristický oblačný systém s pásmem trvalých srážek širokým obvykle 300 až 400 km. Podle teorie přenosových pásů může za vznik oblačnosti z velké části hlavně teplý přenosový pás, nízké oblaky mohou vznikat i ve studeném přenosovém pásu. Srážky obvykle vypadávají před frontální čarou. Frontální oblačnost začíná většinou oblaky druhu cirrus a cirrostratus, které přecházejí v altostratus a nimbostratus. V oblasti srážek se pod nimi může vyskytovat stratus fractus. V případě typu „warm front shield“ se v teplém přenosovém pásu vytváří oblačnost i za frontou a mohou z ní vypadávat i trvalé srážky. Průměrný sklon teplé fronty je 1:150 až 1:250, v blízkosti zemského povrchu je v důsledku tření ještě menší. Před přechodem teplé fronty pozorujeme pokles tlaku vzduchu, čili zápornou hodnotu tlakové tendence, v zimě i předfrontální mlhy. Teplá fronta vzniká v přední části frontální cyklony. Viz též fronta studená

Teplá fronta je rozhraní mezi dvěma vzduchovými hmotami, které se liší teplotou a vlhkostí. Teplá vzduchová hmota se nasouvá na studenou, dochází ke konvekci a tvorbě oblaků. Nejprve se vytváří oblaka typu cirrus fractus a cirrus, z nichž srážky nevypadávají, později se vytváří oblaka typu altostratus, stratus a nimbostratus. V této fázi se již vyskytují atmosférické srážky, většinou mírnější intenzity, avšak delšího trvání. Při přechodu teplé fronty atmosférický tlak vzduchu pozvolna klesne, teplota vzduchu mírně stoupne. Pro ČR je teplá fronta typická pro chladnější pololetí, kdy je pevnina ohřívána teplejším oceánským vzduchem. Pro letní měsíce je v ČR mnohem častější výskyt studené fronty. 

Fronta studená je fronta nebo její část, která se pohybuje směrem na stranu teplého vzduchu. Vzniká obvykle na hlavní frontě v týlu cyklony. Na studené frontě se oblačnost vytváří především ve výstupné části teplého přenosového pásu. Typická oblačnost v blízkosti frontální čáry je charakteristická výskytem oblaků druhu cumulonimbus, v letním období je obvykle doprovázená bouřkami, húlavami, dešti v přeháňkách, popř. kroupami. Intenzita těchto jevů souvisí se sklonem fronty a mírou stability teplého vzduchu vytlačovaného klínem studeného vzduchu. Na oblast oblaků druhu cumulonimbus někdy navazuje oblačnost druhu nimbostratus,  altostratus a  cirrostratus, někdy však za touto oblastí následuje rychlé vyjasňování. Podle rozložení výstupných pohybů podél celé frontální plochy rozeznáváme studenou frontu charakteru anafronty a studenou frontu charakteru katafronty, přičemž jedna studená fronta může být v určité části anafrontou a v jiné katafrontou. Někteří autoři hovoří o dělení na studenou frontu prvního druhu a studenou frontu druhého druhu. U studené fronty pozorujeme obvykle pokles tlaku vzduchu před frontou a rychlý vzestup za ní. Viz též fronta teplá.

Studená fronta je rozhraním mezi teplým vzduchem v teplém sektoru tlakové níže neboli cyklony a studeným vzduchem v týlu cyklony. Frontální plocha postupuje poměrně rychle a na svém čele vytlačuje teplejší vzduch prudce do výšky, čímž vzniká mohutná bouřková oblačnost cumulonimbus s mnoha nebezpečnými jevy, především bouřkami, silnými srážkami (často kroupami), nárazovým větrem a sníženou dohledností. Po přechodu studené fronty se ochladí a zpravidla fouká silný nárazový vítr, zprvu padají trvalé srážky, které časem přecházejí k přeháňkám. Později se oblačnost protrhává, v noci se může i zcela vyjasnit a během dne je na obloze kupovitá oblačnost. Teplota vzduchu po přechodu fronty rychle poklesne, naopak atmosférický tlak vzrůstá.

Pásmo oblačnosti a srážek se nachází za čárou fronty (čárou fronty se rozumí průsečnice frontální plochy se zemským povrchem). Studenou frontu rozlišujeme jako I. druhu a II. druhu. Studená fronta I. druhu se u nás objevuje především v zimním období a připomíná obrácenou teplou frontu s rozsáhlým komplexem vrstevnaté oblačnosti a déletrvajícími srážkami. Studená fronta II. druhu přechází ve střední Evropě hlavně v teplé části roku. Pásmo její oblačnosti je úzké, v řádu desítek až stovek km. Na čele fronty se vyskytují bouřky s intenzivními srážkami, často kroupami. Po přechodu čáry fronty přes místo pozorování se srážky zmírňují nebo ustávají či přecházejí k přeháňkám. Za několik desítek minut až několik hodin se obloha může téměř vyjasnit. 

Fronta zvlněná, syn. fronta studená zvlněná, pomalu se pohybující frontální rozhraní, obvykle ležící v úzké brázdě nízkého tlaku vzduchu nebo v oblasti, kde izobary protínají frontu pod malým úhlem. Na tomto rozhraní se vlivem dynamických, řidčeji orografických příčin tvoří vlny. Nejčastěji se přitom určitý úsek studené fronty mění vlivem změněných cirkulačních podmínek na teplou frontu. V tomto případě mluvíme o zvlněné studené frontě. Vzácně můžeme pozorovat vlny na teplé frontě, přičemž určitý úsek teplé fronty přijímá charakter studené fronty, a potom mluvíme o zvlněné teplé frontě. Trvají-li podmínky cyklogeneze dostatečně dlouho, tvoří se na vrcholu frontální vlny nová cyklona. Viz též brázda tvaru V.

Zvlněná studená fronta se vyskytuje obvykle na dlouhých studených frontách, kdy se v některých úsecích (např. nad Alpami) mění charakter fronty na opačný, tzn. že v čási fronty vznikne teplá fronta. 

Fronta podružná je atmosférická fronta oddělující různé části téže vzduchové hmoty. Obvykle se vyskytují podružné studené fronty, což jsou fronty uvnitř horizontálně nestejnorodého arktického vzduchu nebo vzduchu mírných šířek, za nimiž postupuje chladnější část této vzduchové hmoty. Často se vyskytují v týlu cyklony za hlavní frontou a mají oproti ní menší vert. rozsah. Zasahují pouze spodní, nanejvýš stř. troposféru.

Fronta okluzní je atmosférická fronta, která vznikla spojením studené a teplé fronty při okludování cyklony. Okluzní fronty řadíme ke frontám podružným. Rozlišujeme teplou okluzní frontu (s dopředu skloněnou frontální plochou), když studený vzduch za původní studenou frontou byl teplejší než vzduch před původní teplou frontou a studenou okluzní frontu (s dozadu skloněnou frontální plochou), když studený vzduch za původní studenou frontou byl chladnější než vzduch před původní teplou frontou. V prvním případě mluvíme též o okluzní frontě charakteru teplé fronty, ve druhém o okluzní frontě charakteru studené fronty. Ve stř. Evropě jsou v zimě častější teplé okluzní fronty, v létě studené okluzní fronty. U obou typů okluzní fronty můžeme někdy určit přízemní frontu (u teplé okluzní fronty je to teplá fronta, u studené okluzní fronty studená fronta) a horní výškovou frontu (u teplé okluzní fronty studenou, u studené okluzní fronty teplou). Protože horiz. vzdálenost přízemní a výškové fronty v systému okluzní fronty je rel. malá, nepodaří se ve většině případů bez speciálních měření obě fronty od sebe na synoptické mapě odlišit a za čáru okluzní fronty považujeme průsečnici příslušné přízemní fronty se zemským povrchem. V každém případě je typickým znakem okluzní fronty hřeben teplého vzduchu na výškové mapě nejčastěji 850 nebo 700 hPa nebo na mapě relativní topografie 1 000 až 500 hPa. Jak vyplynulo z družicových sledování, vznik okluzní fronty spojením teplé a studené fronty podle představ Norské meteorologické školy, tedy zužování teplého sektoru a jeho vzdalování od centra cyklony, je pozorovatelný jen výjimečně. Spíše dochází k protahování oblačnosti okluzní fronty západním směrem při současném zkracování fronty teplé. V některých případech vzniká oblačnost okluzní fronty, aniž by došlo k vlastnímu procesu spojování obou front, ale vytváří se oblačná spirála, zpravidla menšího vertikální rozsahu, z okluzního bodu. Oblačný systém a srážky okluzní fronty jsou podle Norské met. školy dány spojením oblačného systému a srážek původní teplé a studené fronty. Teorie přenosových pásů počítá s vlivem suchého, teplého a studeného přenosového pásu i vlhkého relativního proudu ve vyšších hladinách na anticyklonální straně tryskového proudění. Podle konkrétního průběhu přenosových pásů pak můžeme rozlišit okluzní fronty typu studeného přenosového pásu a okluzní fronty typu teplého přenosového pásu. S tím pak souvisí i relativní komplikovanost projevů počasí na okluzní frontě. Viz též okluze, bod okluzní. 

Systém frontální jsou dvě (nebo více) na sebe navazující atmosférické fronty související s jednou cyklonou (výjimečně s více cyklonami). Termín se často používá ve sdělovacích prostředcích v případech, kdy není účelné rozlišovat druh atmosférických front přecházejících přes zájmové území.

Vlna frontální
1. vlnová porucha na atmosférické frontě. Rozeznávají se „stabilní“ (amplituda vlny se nezvětšuje) a instabilní frontální vlny. „Stabilní“ vlna po určité době (řádově desítkách hodin) zaniká. Instabilní vlna bývá počátkem vývoje frontální cyklony. Na jedné hlavní frontě vzniká po sobě zpravidla několik frontálních vln. V období mezi vznikem dvou po sobě následujících frontálních vln se první z nich posune a zpravidla přejde do dalšího vývojového stádia cyklony. Jednotlivé frontální vlny jsou od sebe odděleny hřebeny vysokého tlaku vzduchu nebo nízkou (postupující) anticyklonou;
2. označení pro první stadium vývoje frontální cyklony. Viz též série cyklon.

Frontální vlna se v předpovědi objevuje zejména tehdy, jestliže polární fronta je stacionární (nepohyblivá) a udržuje se jižně od nás. Studený vzduch proudící od SV narazí na orografickou překážku (masiv Alp), obejde ji a zasune se pod teplejší vzduch. Na původně rovné frontální linii se utvoří záhyb. Takové vlny většinou časem zanikají. Vytvoří-li se vlna nad oceánem či nad rovinami západní Evropy, je větší naděje, že na vrcholu vlny bude tlak vzduchu dále klesat a stoupat bude naopak na čele klínu a vznikne samostatná tlaková níže, na níž se váže frontální systém, který bývá v předpovědi pro laickou veřejnost často nazývaný frontální porucha.

Z původního zdroje cituji i prohlášení:

Zdroj: http://pocasi.ok5aw.cz/teorie.php?doc=page6

(Kdokoli je oprávněn z webových stránek OK5AW kopírovat jakékoliv informace a případně je i umístit na svých webových stránkách, ovšem s podmínkou předchozího souhlasu majitele těchto stránek a s tím, že uvede jako zdroj těchto informací “webové stránky OK5AW” s příslušným hypertextovým odkazem. Pokud se na uvedené stránky vztahuje licence Creative Commons, je nutno uvést i odkaz a tuto licenci. Uvedený požadavek není třeba splnit pouze tehdy, pokud na svých stránkách nemáte přímo umístěn obsah, stažený z mého webu, ale na svůj web jen umístíte hypertextový odkaz vedoucí k obsahu na stránkách OK5AW. Povinnosti uvádět stránky OK5AW jako zdroj vystavené informace vás zbavuje i to, jestliže sami držíte autorská práva k uvedenému obsahu, nebo pokud držitel obsahu vám takový obsah přímo poslal ke zveřejnění jiným způsobem. Stejným způsobem také přistupuji ke zveřejňování informací z jiných zdrojů. )

Řada pojmů výše uvedeného článku byla již upravena nebo korigována podle následujícího zdroje:

Česká meteorologická společnost [online]: Elektronický meteorologický slovník výkladový a terminologický (eMS) [cit 13.11.2019]. Dostupné z: http://slovnik.cmes.cz