Vysvětlení některých meteorologických pojmů a jevů

Mlha, kouřmo a zákal patří mezi meteorologické jevy zhoršující dohlednost.
Dohlednost je nejčastěji zhoršována vodními kapkami, ledovými krystalky a případně jejich směsí, vznášející se v přízemní vrstvě vzduchu.
Výrazně také dohlednost zhoršují průmyslové kouřmo (produkty hoření) – zejména v blízkosti velkých průmyslových center, prachové částice, písek, popř. směsi všech těchto částic.
Významné zhoršení dohlednosti mohou také způsobit intenzivní srážky a zejména sněžení či sněhové přeháňky, při kterých dochází ke snížení dohlednosti i pod 1000 m.
Často také dochází ke snížení dohlednosti při silném větru vlivem zvíření čerstvě napadaného sněhu, zvířením písku (v pouštních oblastech) nebo prachu.

Nejčastěji však dohlednost zhoršují zákal, kouřmo a mlhy.

Zákal – je působen velmi malými pevnými částicemi, které jsou lidským okem neviditelné. Typické je pro tento úkaz, že je změřena poměrně nízká relativní vlhkost vzduchu. Nashromáždění těchto pevných částic dává často atmosféře tzv. opalescentní zakalení.
Dohlednost se při zákalu pohybuje v intervalu 1 – 10 km.

Kouřmo – dohlednost je zhoršována vodními kapičkami, krystalky ledu nebo jejich směsí, ale neklesá pod 1 km.
Dohlednost se při kouřmu pohybuje v intervalu 1 – 10 km.

Mlha – je takový stav v přízemní vrstvě atmosféry, kdy nahromadění vodních kapek, nebo ledových jader, příp. jejich směsí, je tak veliké, že dohlednost klesá pod 1000 m.

Mlha ve většině případů leží bezprostředně na zemském povrchu a její vertikální mohutnost bývá od několika metrů do stovek metrů. V ojedinělých případech může vertikální mohutnost mlhy dosáhnout 1 až 2 km.
Začíná tvořit vždy tehdy, když v přízemní vzduchové vrstvě dochází k nasycení vzduchu vodní parou. Teplota vzduchu se totiž ochladí na teplotu rosného bodu a dále existují podmínky pro pokračující dlouhotrvající kondenzaci.

Zmrzlá mlha (ledová mlha) je tvořena ne kapičkami vody ale z ledových krystalků. Vyskytuje se při silných mrazech, zejména při teplotách pod -30°C, a proto má nízký obsah vodní páry, takže nepůsobí ani při vysoké poměrné vlhkosti vzduchu sychravým dojmem. Netvoří žádné námrazky.

Mlhavo – neurčitý pojem vyjadřující snížení viditelnosti v důsledku vysoké poměrné vlhkosti vzduchu. Užívá se i v předpovědích počasí, pokud se vdané oblasti předpovídá výskyt mlh nebo kouřma.

Podle způsobu, jakým bylo dosaženo stavu nasycení v přízemní vrstvě, lze rozdělovat mlhy do tří základních skupin:

a) mlhy radiační     b) mlhy advekční     c) mlhy frontální

a) Radiační mlhy – vznikající převážně při bezoblačném počasí a slabém přízemním větru.
Zemský povrch se v noci vlivem vyzařování ochlazuje a od takto ochlazeného zemského povrchu se ochlazují i přilehlé vrstvy vzduchu a je-li přilehlá vrstva vzduchu dostatečně vlhká, dochází k vytvoření radiační mlhy. Radiační mlhy se nejčastěji tvoří na níže položených místech v okolí vodních ploch a v údolích (mlha údolní), kam stéká ochlazený vzduch z okolí a kde je tedy nejdříve dosaženo stavu nasycení a kde bývá i značná vlhkost zemského povrchu (vodní hladiny, mokřiny, lesy, atd.) ale také v okolí velkých průmyslových oblastí, kde je velké nahromadění kondenzačních jader (produkty hoření, odpady, atd.) - tzv. mlhy městské.
Radiační mlhy jsou převážně lokálního (místního) charakteru, někdy ale přenášené větrem i na značné vzdálenosti. Tvoří se nejčastěji v druhé polovině noci a k ránu a jejich trvání je poměrně krátké. Rozpad radiační mlhy nastává zpravidla brzy po východu slunce (s výjimkou zimního období, kdy mlhy se zpravidla začínají rozpouštět až za dvě hodiny po východu slunce).

b) Advekční mlhy – vznikají tehdy, když teplý a vlhký oceánský vzduch proudí nad vychlazený zemský povrch, jehož teplota je nižší než teplota rosného bodu přitékajícího teplého vzduchu.
Advekční mlhy jsou plošně rozsáhlé, dlouhotrvající a se značným vertikálním rozsahem (obvykle několik set metrů). Tvoří se v libovolné denní době a v noci bývají často zesilovány radiací. Často bývají provázeny mrholením. Pokud spolupůsobí advekce a následná radiace, mluvíme o mlze advekčně-radiační.

c) Frontální mlhy – vznikají především vlivem zvýšení vlhkosti v oblasti vypadávajících frontálních srážek, nebo vlivem snížení frontální oblačnosti až na zemský povrch.
Zvyšování vlhkosti vlivem vypadávajících srážek pozorujeme zejména před teplými frontami a teplými okluzemi, kdy klínem studeného vzduchu před frontou propadávají teplejší dešťové kapky, které se vypařují a tím zvyšují vlhkost vzduchu (tzv. mlhy předfrontální).
Analogicky lze uvést případ pomalu postupující studené fronty prvního druhu, kdy mlha vzniká za frontou (tzv. mlhy zafrontální).
Frontální mlhy postupují s frontou a nemívají proto na určitém místě dlouhého trvání, ale oblasti jejich výskytu jsou rozsáhlé

• Dohlednost je v praxi určována pozorovatelem na základě orientačního plánku, na kterém jsou vyznačeny význačné orientační body a jejich vzdálenosti od pozorovatele (meteorologické stanice).
• Druhá možnost je přístrojové měření dohlednosti (přístroje na měření dohlednosti jsou finančně velmi nákladné, proto nejsou zatím na všech pozorovacích místech).
  Tato měření využívají dvou různých principů:
• forwardscatterometry (přístroje měřící rozptyl světla na částicích přítomných ve vzduchu).
• dráhová dohlednost (RVR - Runway Visual Range) je na letištích měřena tzv. transmissometry, které měří zeslabení světelného paprsku mezi přijímačem a vysílačem.

Silná kouřma a mlhy vznikají především za inverzních situací u nich se velmi těžko předpovídá intenzita jevu. Přesto platí určitá pravidla pro vývoj dohlednosti. Konkrétní hranici poklesu dohlednosti nelze s jistotou určit zatím ani složitým matematickým modelováním, ale čas významnějšího zlepšení dohlednosti přibližně ano. Na rozdíl od letního období, kde je nejhorší dohlednost okolo nebo těsně po východu Slunce (podružné minimum po východu slunce je zanedbatelné), je zimní období jiné. Nejhorší dohlednost je 1-2 hodina po východu Slunce. Prohlédneme-li si statistiku, která není dělaná „klasicky“ ale s přihlédnutím k poloze Slunce na obloze zjistíme, že chod dohlednosti má dvě minima. Jedno hlavní (v čase těsně po východu) a druhé podružné (1 – 2 hodiny po východu Slunce) – zde bývá významný rozdíl mezi dohledností „po slunci“ a „proti slunci“, který je patrný zvláště za málo oblačného počasí. První pokles je způsoben změnou světelných podmínek (a tím často změnou metodiky pozorování dohlednosti), druhý rozptylem světla na kapičkách vody. K tomu přistupuje ještě psychika, protože Slunce vychází v od druhé poloviny prosince do třetí dekády ledna po 7.45 seč, z toho vyplývá, že nejhorší dohlednost bývá v tomto období mezi 9 až 10 hodinou – a to už je často milně indikováno zlepšování dohlednosti. <K výraznějšímu zlepšování dohlednosti dochází (v tomto období) až po desáté hodině místního času!!! Rozdíl v tom, jestliže se vyskytuje nízká oblačnost nebo ne je především v tom, jak rychle se dohlednost zlepšuje během dne – viz. následující příklad.

Pozoruj změnu dohlednosti dohlednost po východu Slunce: (čas v UTC)

--------- ZPRACOVANO V 20:24:45 UTC - 12.11.2003 ---------

--------- ZPRACOVANO V 20:26:06 UTC - 10.11.2003 ---------

Je pravda, že na dohlednost má také vliv směr větru (oblasti tvorby mlhy v okolí letiště), přechod teploty přes hranici 0oC, vývoj synoptické situace (přechody front, vývoj tlakových útvarů) atd. Ale z těchto ukázek plyne, že dávat nebo uvažovat o výrazném zlepšení dohlednosti nelze uvažovat dříve než za jednu až dvě hodiny po východu v zimním období musí mít závažný důvod, který musí být dobře uvážen.

Inverze [ang. inversion] obecně v meteorologii znamená opačný než obvyklý průběh změn meteorologického prvku. Může jít o okamžitý (přechodný) stav nebo o klimatickou zvláštnost.
Používá se však hlavně ve spojení s teplotou. Ukázka teplotní inverze je na obrázku č. 1. Červená čára je křivka (teplotního) zvrstvení [znázorňuje průběh teploty] a modrá průběh vlhkosti [teploty rosného bodu] s výškou (tlakem).

Inverze teploty vzduchu (teplotní inverze) [ang. air temperature inversion] zvláštní příklad vertikálního rozložení teploty, při kterém v určité vrstvě atmosféry, v tzv. inverzní vrstvě, teplota s nadmořskou výškou vzrůstá. Obvykle teplota vzduchu s výškou klesá, protože vzduch je z velké většiny ohříván od zemského povrchu. Podle výšky inverzní vrstvy nad zemí rozlišujeme inverzi přízemní a výškovou. Podle příčiny vzniku advekční (teplejšího [studenějšího] vzduchu v určité hladině), frontální (přílivem teplého vzduchu ve výškách před teplou frontou nebo studeného vzduchu při zemi na studené frontě), radiační (ochlazením vzduchu u zemského povrchu radiací), subsidenční, pasátovou (sestupným [sesedavým] pohybem – a tím dochází k dynamickému ohřevu vzduchu - např. v tlakové výši nebo v oblasti pasátu), turbulentní atd. Inverze teploty má značný význam v tom, že stabilní zvrstvení tepoty brzdí promíchávání vzduchu ve vertikálním i horizontálním směru. Tím dochází v nižších a zvláště v uzavřeným polohách k vytváření mlh, jezer studeného vzduchu se silnými mrazy, v průmyslových oblastech větší hustotou zdrojů znečišťování ovzduší ke zvýšené koncentraci škodlivin, vzniku smogu, apod. V inverzní vrstvě se často vytváří vrstevnatá oblačnost, která zejména v zimě způsobuje výrazné zkrácení slunečního svitu.

Izotermie – zvláštní případ inverze kdy teplota s výškou je stálá (nemění se).

Konvekce [ang. convection] v meteorologii zpravidla výstupné a kompenzující sestupné pohyby vzduchu v atmosféře. Konvekce je způsobena archimédovskými vztlakovými silami, vznikajícími následkem horizontálními teplotními nehomogenitami v atmosféře (různá teplota = různá váha vzduchu). Konvekční pohyby mohou mít nespojitý charakter, tj. probíhají ve formě pohybu jednotlivých vzduchových bublin. K ní se zpravidla váže turbulence, která se spolu s ní významně podílí na promíchávání vzduchu a přenosu tepla i vodní páry od zemského povrchu do atmosféry. Rychlost výstupného proudu se zpravidla pohybuje od několika dm po m/s (v extrémních případech dosahuje 30-40 m/s, ojediněle i více).

Konvekce bezoblačná – při ní výstupné pohyby nedosahují konvektivní hladiny (v níž dojde při výstupném pohybu k nasycení vzduch vodními parami a poté ke kondenzaci vody) vzniku konvektivní oblačnosti.

Konvekce termická – vzniká následkem výstupu teplého (přehřátého) vzduchu, který se ohřívá u zemského povrchu. Ta se může omezovat jenom na vrstvu 1-2 km nad zemským povrchem (mělká konvekce, konvekce v mezní vrstvě atmosféry) nebo proniká do vyšších výšek, v určitých případech až do tropopauzy. K rozvoji termické konvekce významně napomáhá instabilní zvrstvení vzduchu, zatímco stabilní ji potlačuje.

Ledovka – souvislá, zpravidla homogenní průhledná ledová usazenina s hladkým povrchem, která se tvoří zmrznutím přechlazených vodních kapiček (tj. vody, která má teplotu nižší než 0°C a je v kapalném stavu – v atmosféře vcelku běžný jev). Ledovka je průvodní jev mrznoucího mrholení nebo deště a vzniká obvykle při teplotách vzduchu od 0 až +3°C. Tvoří se jak na vodorovných, šikmých tak svislých plochách (stromy, vozovky, vodiče) v souvislé vrstvě. Ledovku téměř nelze mechanických způsobem oddělit od tělesa, na níž se vytvořila. Vlivem velké hmotnosti a tloušťce i několika cm (při vhodných podmínkách) se lámou větve, vedení a ocelové stožáry. Ledovka může způsobit i k havárii letadla vlivem svojí značné hmotnosti a změnou letových charakteristik.

Náledí – se vyskytuje je-li teplota zemského povrchu nižší než 0°C.
Ledová vrstva pokrývající zemi vzniká:

Jíní (lidově šedivák, šedivec, šedý mráz) – druh usazených tuhých srážek, který vzniká analogicky jako rosa, avšak při záporných teplotách aktivního povrchu bezprostředním vylučováním vodní páry v pevné formě, tj. sublimací. Má proto dobře patrnou krystalickou strukturu, kterou zmrzlá rosa nemá. Jíní se tvoří na stéblech trávy, vodorovných plochách a střechách, nikoliv však na drátech nebo stromech. Je jedním z hydrometeorů, které se podle platné klasifikace nezahrnují do námrazků.

Jinovatka (syn. pro krystalickou námrazu) - je tvořena křehkou ledovou usazeninou ve tvaru jemných jehel nebo šupin. Vzniká zpravidla při teplotách nižších než - 8 °C při mlze nebo bez ní. Na povrchu letadla vzniká při klesání z chladnějšího a suššího vzduchu do teplejšího a vlhčího prostředí. Lze ji snadno odstranit poklepem. Není příčinou vzniku škod na vegetaci, el. vedení a neohrožuje bezpečnost leteckého provozu.

Sněhová vánice [ang. snowstorm] – sněžení za silného větru. V současnosti nemá charakter odborného termínu. Jev způsobuje změny v rozložení sněhové pokrývky, vznik sněhových závějí a návějí a vyvolává těžkosti v dopravě.

Sněhové krupky [ang. snow pellets] – pevné atmosferické srážky, složené z bílých neprůsvitných ledových částic kuželovitých nebo kulatých, jejichž průměr je 2 až 5 mm. Při dopadu na tvrdý povrch neodskakují a často se tříští. Vyskytují se často při teplotách okolo 0°C.

Sněhová zrna - je to srážka složená z velmi malých bílých a neprůhledných zrnek ledu, která jsou obvykle zploštěná nebo podlouhlá a mají průměr menší než 1 mm. Při dopadu na tvrdou půdu neodskakují ani se nerozbíjejí. Obyčejně padají ve velmi malých množstvích, nejčastěji z oblaků druhu „stratus“ nebo z mlhy, nikdy však v přeháňce.
Před vydáním Mezinárodního atlasu oblaků (1965) se tento druh srážek nazýval „krupice“.

Rosa – vzniká kondenzací vodní páry z okolního vzduchu. Tvoří se zpravidla ve večerních hodinách a nočních hodinách za slabého větru nebo bezvětří při radiačním ochlazování povrchu předmětů pod teplotu rosného bodu.

Zmrzlá rosa je bílá usazenina vzniklá zmrznutí kapek rosy. Nesmí se zaměňovat s jíním!!!

Přeháňka [ang. showers] – srážky s náhlým začátkem a koncem, rychlým kolísáním intenzity a obvykle s krátkým trváním, vypadávající z konvektivních oblaků. Při přeháňkách dochází často k rychlému střídání velké oblačnosti s krátkým vyjasněním a dobrá viditelnost se v intenzivních srážkách značně snižuje. Jednotlivé přeháňky mívají obvykle malý územní rozsah.
Dělení:   a)  dešťové       b)  sněhové       c)  smíšené (déšť se sněhem)
Chladném ročním období z nich vypadávají sněhové krupky, v létě někdy kroupy.

Déšť [ang. rain] – vodní srážky vypadávající z oblaků ve tvaru kapek o průměru větším než 0,5 mm nebo i menším pokud jsou velmi rozptýlené. Nejčastěji se velikost kapek pohybuje v rozmezí 1-3 mm.

Srážky občasné – atmosferické srážky, které během poslední hodiny před termínem pozorování byly přerušovány, neměly však charakter přeháněk.

Déšť přívalový – déšť velké intenzity a v našich oblastech krátkého trvání a malého plošného rozsahu. Způsobuje prudké rozvodnění malých toků a značné zatížení kanalizačních sítí. Kritéria nejsou jednotná, za přívalový déšť je považován déšť s množstvím 10 až 80 mm srážek spadlých za dobu menší než 180 minut.

Déšť mrznoucí – je déšť, jehož kapky po dopadu na zem a jiné předměty mrznou.

Déšť se sněhem – déšť a sníh padají zároveň.

Virga (srážkové pruhy) [and. virga] – jedná se o srážkové pruhy směřující svisle nebo šikmo pod základnu oblaků a nedosahující zemského povrchu. Tento jev se řadí mezi zvláštnosti oblaků, protože vypadávající srážky tvoří jakoby prodloužení oblaku směrem k zemi.
Ukázky virgy jsou na obr. č. 2 a 3.

Mrholení [ang. drizzle] – poměrně stejnorodé, husté vodní srážky složené výhradně z velmi malých kapiček o průměru menším než 0,5 mm. Nejčastěji vypadává z hustých vrstev oblaku druhu stratus, dosahujícího až k zemi. Kapičky mrholení je cítit i pod deštníkem, protože se vznášejí voně ve vzduchu.

Mrholení mrznoucí – je mrholení jehož kapky mrznou po dopadu na zem nebo předměty.

Hranice mezní vrstvy atmosféry (mezní vrstva atmosféry) – výška, v níž vektor větru přestává být ovlivňován zemským povrchem (tření atd.) a pohyb částic je způsobován jen silou tlakového gradientu, silou zemské tíže a Coriolisovou silou. Průměrná nadmořská výška mezní vrstvy je asi 1,5 km, což zhruba odpovídá výšce izobarické hladiny 850 hPa. Vliv zemského povrchu je zobrazen na obr. č.4. Na obrázku je vidět vliv stáčení směru a změnu rychlosti větru, které je způsobeno především třením o zemský povrch.

Rovněž denní chod teploty vzduchu nad touto výškou už není prakticky ovlivňován zemským povrchem – proto předpovědní modely mají značnou úspěšnost předpovědí meteorologických polí. Pod touto hladinou nejsou zatím všechny vztahy mezi povrchem a atmosférou známé a předpověď meteorologických prvků a jevů je značně složitá (mnohdy jen parametrizovaná) záležitost.

Tryskové proudění (jeat stream) [ang. jeat stream (čti džet strím)] – silné proudění vzduchu ve tvaru zploštělé trubice s kvazihorizontální osou maximální rychlosti proudění vzduchu. Nachází se zpravidla 1 - 2 km po tropopauzou a je charakterizováno nejen velkými rychlostmi, nýbrž i výraznými horizontálními a vertikálními střihy směru větru. Podle definice WMO je tryskové proudění vymezeno izotachou (spojnice bodů o stejné rychlosti větru) 30 m/s (108 km/h), horizontálním střihem větru alespoň 5 m/s na 100 km a vertikálním střihem větru 5-10 m/s na 1 km. Horizontální rozměry podél os tryskového proudění jsou tisíce km a vertikální rozměry jsou jednotky km.

Tryskové proudění bývá díky výrazným střihům rychlosti větru provázeno silnou turbulencí, která může dosahovat až extrémních hodnot. Právě kvůli silné turbulenci nebývá většinou leteckou dopravou využívána oblast nejsilnějšího proudění jet streamu, ale jen jeho okrajů. Díky možným ekonomickým úsporám, ale také kvůli nebezpečné turbulenci je analýza a předpověď tryskového proudění jedním z důležitých oborů letecké meteorologie.

V literatuře se uvádí rychlosti tryskového proudění až přes 500 km/h, nad naším územím byly naměřeny hodnoty okolo 300 km/h.

Húlava [ang. squall] - náhlé zvýšení rychlosti větru, který je značně nárazovitý a často mění směr, což je většinou způsobeno přibližováním se bouřky nebo silné přeháňky, kdy intenzivní srážky snižují základny oblačnosti a obloha nabývá typického tmavošedého vzhledu. Podobné situace můžeme pozorovat před přechodem atmosférické fronty (obvykle studené fronty), většinou v teplém pololetí – v tomto případě mluvíme o frontální húlavě. Nárazy mohou dosahovat u nás až 45 m/s (obvykle každý rok se na některé naší met. stanici vyskytne náraz 40 - 45 m/s). Húlavy se vyskytují i v instabilních (labilních) vzduchových hmotách, hlavně v odpoledních hodinách, kdy se vytvářejí místní bouřky. Nárazovitost vzniká tím, že v kumulonimbech a pod nimi jsou silné výstupné a sestupné pohyby charakteru vírů s horizontální osou. Na záznamu tlaku vzduchu se při húlavě vytváří charakteristický bouřkový nos.

Jak nebezpečný je tento jev vidíme na obrázku níže, kde je zachycen skokový nárůst rychlosti větru ze 2 na 12 m/s. a změnu směru větru z „NNE“ na „SWW“ (tedy změnu směru asi o 180o !!!). Musíme si však uvědomit, že záznam nám zobrazuje dvouminutové průměry - tedy náraz větru na čele húlavy byl podstatně větší. Podívejme se proto jak tento případ zaznamenalo letiště Praha – Ruzyně:

Průměrná rychlost větru zde skokově vzrostla (podobně jak v Praze - Libuši) z 3 m/s na 12 m/s. Na čele húlavy se zde vyskytl náraz o rychlosti okolo 20 m/s!!!. Dohlednost vlivem srážek se snížila z více než 10 km na 4 km, postupně 1800 m, Spodní základna oblačnosti byla po celou dobu přechodu kumulonimbu více než 1000 m nad zemí! Z toho plyne, že podlétat tuto oblačnost se skutečně nevyplatí ani když je spodní základna oblačnosti poměrně vysoká.

Smog – původně směs kouře a mlhy (z angl. smoke – kouř, fog – mlha). Nyní označení pro různé druhy silného znečištění ovzduší nad rozsáhlejším územím, hlavně nad velkoměsty. Různé druhy smogu jsou tvořeny složitým komplexem látek, z nichž některé se v ovzduší účastní chemických reakcí, takže složení smogu není konstantní.
Hlavní druhy smogu jsou londýnský a losangeleský.
- první je směs mlhy a kouře z černého uhlí, s vysokým obsahem SO₂, který dodává smogu redukční charakter
- smog losangeleský (fotochemický) naproti tomu neobsahuje mlhu a v podstatě ani kouř. Je tvořen především ozónem a peroxidy organických sloučenin, které vznikají teprve v atmosféře v důsledku fotochemických reakcí mezi oxidy dusíku a organickými látkami, např. parami benzínu nebo zplodin nedokonalého spalování, které jsou podmíněny slunečním zářením. Smog tohoto typu má oxidační schopnosti.

Množství oblačnosti – udává stupeň pokrytí oblohy mraky. Je důležitým meteorologickým prvkem, který nepřímo udává trvání slunečního svitu. Určuje se zpravidla odhadem, další zatím méně využívané možnosti (alespoň v letecké meteorologii) jsou výpočty z doby trvání slunečního svitu nebo její zjišťování pomocí laserového paprsku (kdy se měří zároveň její výška).
V synoptické meteorologii se množství vyjadřuje v osminách, v klimatologii v desetinách pokrytí oblohy oblačností.

Vlhkost vzduchu
Vzduch obsahující vodní páru je vlhký. Pro každou teplotu existuje stav nasycení, tj. existuje určitá hraniční hodnota obsahu vlhkosti ve vzduchu, která nemůže být překročená.

Vlhkost vyjadřujeme především těmito způsoby:

a)	Absolutní vlhkost vzduchu [a] je obsah vodní páry v 1 m3 vzduchu - udává se v g/m3. Největší dosažitelná hodnota vlhkosti vzduchu [A] (maximální množství vodní páry, kterou může pojmou vzduch) při různých teplotách je následující: Teplota [ºC] -30 -20 -10 0 10 20 30 Vlhkost [g/m3] 0,3 1,1 2,3 4,9 9,4 17,3 30,4
b)	Rosný bod [td] je teplota, při níž je vzduch právě nasycen párou (větší množství páry již nepojme a při jejím dalším poklesu je vylučována [vysrážena] ve formě vodních kapiček). Jinými slovy je to teplota, na kterou by musela být snížena teplota vzduchu, aby relativní vlhkost dosáhla 100%. V přírodě se zvyšování relativní vlhkost, děje dvojí cestou: dodáním vodní páry do vzduchu ochlazováním vzduchu až k jeho nasycení
c)	Relativní vlhkost [r] vzduchu udává poměr napětí (tlaku) páry [e] k maximálnímu napětí vodní páry [E] za stejných podmínek. Jsou to tedy procenta z maximální vlhkosti vzduchu. Toto je charakteristika, která se snižuje již pouhým ohříváním vzduchu a naopak. Relativní vlhkost zároveň označuje vlastnost vzduchu, která je fyziologicky a pocitově významná (živé organismy reagují právě na relativní vlhkost). Relativní vlhkost udává i vysoušecí schopnost vzduchu. Platí: r = 100% . e / E = 100% . a / A
d)	Napětí (tlak) vodní páry [e] obsažené ve vzduchu vyjadřuje tlak páry, kterou by měla samotná pára, vyskytovala-li by se v daném objemu vzduchu sama. Se zvětšujícím se množství vodní páry v jednotce objemu se zvětšuje její tlak, avšak jen do krajní hodnoty[E], která odpovídá stavu nasycení. Tento tlak páry, která činí vzduch nasyceným, je především závislý na teplotě a na skupenství vypařující se vody. Závislost tlaku vodní páry nasycující vzduch na teplotě lze demonstrovat prostým přizpůsobením Torricelliova pokusu (obr.č. 6). Jestliže na hladinu rtuťového sloupce vpravíme trochu vody, je prostor nad rtutí, jinak vzduchoprázdný, zcela nasycen parou. Vodní pára způsobí snížení rtuťového sloupce o několik milimetrů, tolik činí její tlak. Tlak par, jak bylo již řečeno, je jiný nad vodou nebo ledem. Rozdíly ukazuje tabulka č.1. T -30 -20 0 10 °C EV 0,37 0,50 0,95 1,27 4,6 6,10 9,2 12,26 mm Hg mb EL 0,28 0,37 0,77 1,03 4,6 6,10 - - mm Hg mb Tabulka č. 1: Rozdíly tlaku nasycené páry v milimetrech Hg a v milibarech nad vodou (Ev)a nad ledem (EL).	Obrázek č. 6: Ukázka demonstrace Torricelliova pokusu, který vysvětluje pojem „napětí vodní páry v nasyceném prostoru“. Poznámka: Vodní pára má totiž jako každý plyn určitý tlak, který se vyjadřuje v milimetrech rtuťového sloupce (obdobně jako tlak vzduchu).
	Nejvíce Vás asi bude zajímat vztah pro výpočet teploty rosného bodu, známe-li relativní vlhkost. Tato závislost je složitější, protože hodnota tlaku par má logaritmickou závislost - a zároveň závisí i nad jakým povrchem (ledem či vodou) je tato závislost měřena, na zakřivení vodní plochy (kapičkách vody) a koncentraci soli ve vodě. Důsledkem toho je, že rovnováha mezi nasycením vzduchu nad povrchem malých kapiček (např. mlhy nebo oblaku) a nasycením všeho okolního vzduchu nastává často při nižší relativní vlhkosti vzduchu (rovnováha může nastat například už při relativní vlhkosti 80%, tj. při vlhkosti vzduchu nižší, než jaká je při nasycení nad rovným povrchem čisté vody). Tím se vysvětluje, proč se mlha udrží ve vzduchu i tehdy, když naměříme relativní vlhkost vzduchu menší než 100%. Dříve přepočty prováděly za pomocí tabulek nebo grafů (viz graf č. 8 - zobrazující závislost mezi relativní vlhkostí, teplotou a deficitem teploty). Pro zjednodušený výpočet však můžeme použít tuto závislost tlaku par na teplotě od pana Magnuse:               a . t               b+t e=E0.10 kde a=7,602       b=241,200 pro tlak vodních par nad vodou a=9,747       b=272,186 pro tlak vodních par nad ledem E0= 6,11[mbar]  -  tzv. trojný bod Platí-li nebo také můžeme psát dosadíme-li za: r = e / E [mbar] e = r . E / 100               a . t               b+t E=E0.10               a . td               b+td e=E0.10 r značí relativní vlhkost r [%]   td je teplota rosného bodu
	Pomocí středoškolské matematiky (logaritmická závislost a relativní složitosti úprav) můžeme z těchto vzorců vypočítat hodnotu rosného bodu (td) v závislosti na relativní vlhkosti a aktuální teplotě.

Standardní výšky měření meteorologických prvků

Každý meteorologický prvek, který se měří a měří v určité výšce, čase a zároveň předem dohodnutou metodikou a to z toho důvodu, aby jednotlivá měření byla srovnatelná. Místo by mělo být vybráno tak, aby reprezentovalo co možná největší okruh okolo měrného pozemku. Tedy pokud Vaše měření neodpovídá oficiálně vydaným údajům, pak vězte, že rozdíly můžou být způsobeny následujícími faktory:

Které další meteorologické údaje se měří na našich stanicích?

a mnohé další.

Tlak QNH, QFF a QFE

Tlak měřený na stanici se přepočítává na:

Poznámky

Meteorologická budka žaluziová

je dřevěná skříň, leskle bíle natřená, jejíž stěny se skládají z dvojitých žaluzií, tak – že mezi nimi může dobře proudit vzduch. Žaluzie však spolehlivě zabraňují pronikání přímého slunečního záření do budky. Stříška je šikmá, dvojitá, se vzduchovou mezerou mezi dvěma dřevěnými deskami. Dno budky je volné. Na dřevěných příčkách je drátěná síť v kovovém rámu, bíle natřená. Jednu stěnu tvoří dvířka, která se otvírají severním směrem (aby na přístroje nepronikalo přímé sluneční záření. Budka velkého typu má rozměry 600x840x600 mm. Velká budka je určena pro termograf, hydrograf, teploměry (maximální, minimální, suchý a vlhký) a vlhkoměr. Budka se staví na podstavec o čtyřech nohách, který se zakope do země tak, aby dno budky bylo asi 180 cm nad zemí (nádobky svislých teploměru jsou pak právě 200 cm nad zemí). Ke čtení a obsluze přístrojů se staví k budce dřevěné, třístupňové schůdky, které se nesmí opírat o podstavec, aby se otřesy nepřenášely na přístroje v budce.

Standardní atmosféra

Již v počátku letectví se vyskytla potřeba srovnávat parametry letadel i leteckých motorů (dostup, tah, nosnost, …), Tyto údaje jsou však závislé, mimo jiné, především na teplotě a hustotě (tlaku) atmosféry. Kromě nich bylo třeba používat ve veškerých výpočtech (do kterých vstupují data z reálné atmosféry) stejné údaje.
Skutečná atmosféra se však velmi dynamicky mění a jednotlivé prvky ve volné atmosféře mají poměrně veliký rozptyl. Proto byla vytvořena tzv. standardní atmosféra, ve které jsou její vlastnosti pevně definovány a která se co nejvíce blíží skutečné atmosféře.
Některé důležité parametry standardní atmosféry:

Aerologická stanice

Je meteorologická stanice provádějící měření meteorologických prvků v mezní vrstvě a ve volné atmosféře.
U ČHMÚ se tato pozorování provádí v Praze – Libuši. Na Moravě se tato pozorování provádí meteorologickou stanicí v Prostějově, která patří AČR.

Izočáry, izolinie

Slovo izobara nebo izoterma již zaslechla většina z nás. A někteří si i vzpomenou, že izobara je čára na synoptické mapě, kterou můžete vidět při předpovědi počasí. Ale co třeba izotacha?, izohyeta? … . S těmito výrazy se setkal asi jen málokdo. Všechna ta slova lze shrnout pod jeden společný název - izolinie.
Podle definice jsou izolinie čáry na mapě nebo v grafu, které spojují místa se stejnými hodnotami dané fyzikální veličiny. Izolinie se nemohou křížit a jejich vzdálenosti jsou nepřímo úměrné gradientu daného prvku.
V meteorologii patří metoda izolinií k nejpoužívanějším metodám pro grafické znázornění prvků. Při předpovídání počasí se používá k rozboru polí meteorologických prvků, v klimatologii ke znázornění plošného rozložení klimatologických prvků (např. nad daným územím).
Nejčastější izolinie používané v praxi jsou izobary, což jsou čáry spojující místa se stejnou hodnotou tlaku vzduchu (přepočítaného na hladinu moře). Izobary na synoptických mapách popisují tvar tlakového pole - tlakové níže a výše. Izotermy spojují místa se stejnou teplotou vzduchu, izotachy místa se stejnou rychlostí větru, izopykny jsou čáry, které spojují místa se stejnou hustotou atd. .

Obrázek č. 8: Na obrázku jsou: izotermy (spojnice stejných teplot) jsou to rozhranní mezi jednotlivými barvami a současně jsou černě zvýrazněny izotermy … ,-10, -5, 0, 5, … atd.; izohypsy (spojnice stejných výšek) jsou zakresleny bíle (zde spojnice stejných výšek v kterých je tlak 850 hPa).

V tisku se občas setkáváme s následujícími přívlastky před dnem - zde je jejich vysvětlení: