Termická konvekce: Porovnání verzí

Odebráno 215 bajtů ,  před 8 lety
m
WPCleaner v1.29b - Opraveno pomocí WP:WCW - Odkaz shodný se svým popisem - Opravy pravopisu a typografie
m (zalomení dle WP:WPCW)
m (WPCleaner v1.29b - Opraveno pomocí WP:WCW - Odkaz shodný se svým popisem - Opravy pravopisu a typografie)
{{Upravit|formát (odkazů, odstavců)}}
V [[meteorologie|meteorologii]] představuje pojem termické [[konvekce | konvekce]] převážně vertikální pohyby [[vzduch|vzduchu]], vyvolané teplotními rozdíly mezi vzduchovými částicemi a okolní [[atmosféra|atmosférou]]. Jedná se tedy o působení archimédovské vztlakové síly na vzduchové částice, které při zvýšení své [[teplota|teploty]] nad teplotu obklopujícího atmosférického prostředí nabydounabudou nižší hustoty, tj. nižší hmotnosti, a díky tomu začnou samovolně stoupat do výšky. Tyto vertikální výstupné pohyby jsou samovolné — nazývají se '''volná konvekce''', vzduch je vynášen vzhůru jen na základě své vztlakové síly, dané rozdílem [[hustota|hustoty]], resp. teploty, mezi částicí a jejím bezprostředním okolím.
 
Termická konvekce představuje převážně vertikálně orientované pohyby vzduchových částic v prostředí okolní atmosféry. Stoupavé proudy vystupují do takové výšky, dokud se jejich pohybová energie zcela nevyčerpá na tření, turbulentní výměnu s okolní atmosférou a tepelnou výměnu. Během výstupu dochází k prolínání vzduchu z vnitřní části konvektivních proudů se vzduchem v okolní obklopující atmosféře.
 
Termickou bublinu si lze představit jako objem vzduchu, připomínající svým tvarem kouli, polštář nebo [[balón | balón]]. Od okolní atmosféry je teplotně oddělena virtuálním tepelně neprostupným povrchem — toto zjednodušení vychází z předpokladu, že během výstupu či sestupu bubliny se nestačí projevit tepelná výměna mezi bublinou a atmosférou, nedochází ani k výměně hmoty vzduchu, a celý proces tak považujeme za adiabatický. [[Tlak]] vzduchu v bublině a v jejím okolí se rychle vyrovnává a v dané hladině je stejný uvnitř i vně bubliny. Dokonce i za přítomnosti turbulence si bublina může udržovat svoji „identitu“ po dobu své uvažované existence. K termické bublině můžeme přistupovat jako k termodynamické soustavě, kterou lze popsat tlakem, teplotou a směšovacím poměrem. Z těchto veličin je od okolního atmosférického prostředí zřetelně odlišná teplota vzduchu.
 
Vertikální rozdělení konvektivní směšovací vrstvy na tři podvrstvy [podle Driedonkse a Tennekese] vychází z charakteru interakce stoupavého proudu s jeho okolím: v přízemní vrstvě dochází k přenosu tepelné energie ze zemského povrchu do přiléhajícího vzduchu. Těsně u země je tento přenos zprostředkován molekulární [[difuze | difuzí]], výše potom [[turbulentní výměna | turbulentní výměnou]]. Tepelná energie se v přízemní vrstvě využije k expanzi vzduchových bublin a k uvedení do vertikálního pohybu směrem vzhůru vlivem kladného přebytku tepla vůči okolnímu vzduchu. Nad přízemní vrstvou následuje nejsilnější podvrstva — vrstva směšování. V její spodní části dochází k postupnému zrychlování výstupné rychlosti, jak ukázaly experimenty s měřením pomocí letadel. K uvedení do vertikálního pohybu je žádoucí, i když nikoli nutný, nějaký vnější impuls, například mechanický (závan větru, proudění větru do zužujícího se prostoru, pohyb tělesa po zemském povrchu, turbulence způsobená větrem vanoucím přes překážky). Ve vrcholové části konvektivní vrstvy je zóna vtahování, častěji označovaná anglickým termínem entrainment zone. Její tloušťka se pohybuje mezi 10–60% celé konvektivní vrstvy a je charakteristická turbulentním prolínáním se vzduchem z volné atmosféry, ležícím nad ní — tento vzduch je vlivem turbulence zatahován dolů do [[entrainment zone | entrainment zone]], kde se mísí se vzduchem v konvektivní vrstvě.
 
V instabilní přízemní vrstvě identifikujeme „malé struktury“, jako vertikálně se pohybující a vztlakující bubliny, čáry konvergence, plošně větší oblasti stoupajícího vzduchu, prachové víry. Ve vyšších partiích směšovací vrstvy pozorujeme termické struktury větších rozměrů, horizontálně rotující víry a konvektivní proudy mezoměřítkových rozměrů. V entrainment zone ve vrcholové části směšovací vrstvy nacházíme přerývanou turbulenci, přesahující termiku, [[Kelvin-Helmholtz Waves | Kelvin-Helmholtzovy vlny]], dynamické vlny na rozhraní dvou odlišných vektorů proudění [anglicky ozn. „gravity waves“] a někdy [[oblačnost | oblačnost]]. Velmi často se celá konvektivní mezní vrstva ztotožňuje se směšovací vrstvou.
 
Pro '''vyvolání''' výstupného pohybu jsou potřebné určité fyzikální podmínky. Nejdůležitější z nich je získání potřebného přebytku tepelné [[energie | energie]] vzduchové částice, dále vhodný spouštěcí mechanismus termiky, jímž může být například nějaký mechanický impuls ([[turbulence | turbulence]], vynucené zakřivení proudnic [[vítr | větru]], [[orografie | orografie]], [[konfluence | konfluence]], nasouvání chladnějšího vzduchu nad prohřátý terén, atp.).
 
Pro '''udržení''' výstupného pohybu jsou pak potřeba další podmínky. Zkombinováním [[rovnice hydrostatické rovnováhy | rovnice hydrostatické rovnováhy]] a [[první hlavní věta termodynamická | první hlavní věty termodynamické]] obdržíme vztah, popisující změnu teploty vystupující částice podél vertikály:
 
(dT/dz)<sub>d</sub> = -g/c<sub>p</sub> ''[vztah 1]''
 
kde g je [[tíhové zrychlení]], c<sub>p</sub> je měrné teplo nenasyceného vzduchu při stálém tlaku. Výraz (dT/dz)<sub>d</sub> představuje suchoadiabatický vertikální teplotní gradient. Někdy se též nazývá nenasyceně-adiabatický, jelikož pojmem "suchoadiabatický" by se správně měl rozumět proces pro vzduch, jenž neobsahuje žádnou vodní páru, zatímco "nenasyceně-adiabatický" chápe vzduch s nenulovým, avšak současně méně než stoprocentním nasycením vodní párou. Protože je však rozdíl mezi zcela suchým vzduchem a nenasyceným vzduchem z hlediska termodynamiky zanedbatelný, používají se pro nenasycený vzduch stejné rovnice, jako pro vzduch zcela suchý. Jak je vidět, výstupné a sestupné pohyby vzduchových částic se považují za [[adiabatický | adiabatický]] proces, tzn. pro zjednodušení se předpokládá, že nedochází k energetické výměně mezi vzduchovou částicí a jejím bezprostředním okolím.
Jestliže je teplota vystupující vzduchové částice vyšší, než teplota okolní atmosféry, existuje zrychlení, resp. (při jednotkové hmotnosti částice) síla, směřující vzhůru a uvádějící tuto částici do pohybu. Je tedy zřejmé, že pro trvání výstupného pohybu vzduchové částice je nezbytně nutný kladný přebytek její teploty, tj.
 
(dT/dz)<sub>atmosféry</sub> > (dT/dz)<sub>d</sub> ''[vztah 2]''<br /><br />
 
přičemž průběh (dT/dz)<sub>atmosféry</sub> se nazývá [[teplotní zvrstvení | teplotní zvrstvení]] nebo také [[stratifikace | stratifikace]] atmosféry. Pokud je v nenasyceném vzduchu splněna podmínka [vztah 2], mluvíme o '''instabilním''' či také '''labilním''' zvrstvení, při kterém se může termická konvekce úspěšně rozvíjet a trvat. Naopak, pokud platí, že <br /><br />
 
(dT/dz)<sub>atmosféry</sub> < (dT/dz)<sub>d</sub> ''[vztah 3]''<br /><br />
F=-[(r<sub>p</sub>-r<sub>e</sub>)/r<sub>e</sub>]g = [(T<sub>V</sub>(z)<sub>p</sub>-T<sub>V</sub>(z)<sub>e</sub>)/T<sub>V</sub>(z)<sub>e</sub>]/g ''[vztah 4]''<br /><br />
 
kde index <sub>p</sub> přiřazuje danou proměnnou vystupující vzduchové částici (z angl. "parcel"), index <sub>e</sub> přiřazuje proměnné atmosférickému okolí (z angl. "environment"), proměnná r je hustota vzduchu, T<sub>V</sub> je [[virtuální teplota | virtuální teplota]], g je tíhové zrychlení, z je výšková souřadnice.<br /><br />
 
Pro vzduch '''nasycený''' vodní párou je situace komplikovanější. Vlivem uvolňování tzv. [[latentní teplo|latentního tepla]] z kondenzující vodní páry je pak vertikální teplotní [[gradient]] nižší:<br /><br />
 
(dT/dz)<sub>s</sub> = g {[1+(L<sub>v</sub>r<sub>v</sub>/RT)]/[c<sub>p</sub>+(L<sub>v</sub><sup>2</sup>r<sub>v</sub>e/RT<sup>2</sup>)]} ≈ 0,0065 Km&nbsp;km<sup>-1−1</sup> ''[vztah 5]''<br /><br />
 
kde g je tíhové zrychlení, c<sub>p</sub> je [[měrné teplo]] suchého vzduchu při stálém [[tlak vzduchu|tlaku]], L<sub>v</sub> je [[latentní teplo]] uvolňované při [[kondenzace|kondenzaci]] vodní páry (L<sub>v</sub> ≈ 2500.106 J kg<sup>-1−1</sup>), R je [[měrná plynová konstanta]], r<sub>v</sub> je [[směšovací poměr]] vodní páry, T [[teplota]], e je poměr měrných plynových konstant suchého a vlhkého vzduchu (e = R<sub>d</sub>/R<sub>v</sub>).<br /><br />
 
Pro posouzení míry instability použijeme hodnotu (dT/dz)<sub>d</sub>, resp. (dT/dz)<sub>s</sub>:<br />
w = cg[r(T<sub>p</sub> - T<sub>e</sub>)/T<sub>e</sub>]<sup>1/2</sup> ''[vztah 12]''<br /><br />
 
a s přihlédnutím ke konstantám c = 1.2, g = 9.81 ms<sup>-2−2</sup> pak možno zapsat<br /><br />
 
w = 11.8 [r(T<sub>p</sub> - T<sub>e</sub>)/T<sub>e</sub>]<sup>1/2</sup> ''[vztah 13]''<br /><br />
CAPE = g integrál [(T<sub>p</sub> - T<sub>e</sub>)/T<sub>e</sub>] dz ''[vztah 14]''<br /><br />
 
kde příslušné symboly byly již dříve vysvětleny; spodní integrační mez je HVK, horní pak HNV. Podmínkou pro to, aby hodnota CAPE byla kladná, je existence HVK. Fyzikální rozměr CAPE je J/kg, resp. m<sup>2</sup>/s<sup>2</sup>. Při mírné až silné konvekci nabývá hodnot 1000–3000 J/kg, někteří autoři (Hagen a Finke, 1999; Schiesser a kolektiv, 1995) uvádějí hodnoty [[CAPE |CAPE]] pro dny s krupobitím mezi 660–940 [[Joule | J]]/kg. Obecně možno považovat hodnoty CAPE nad 600 J/kg za dosti vysoké s pravděpodobností vzniku [[bouřka | bouřky]]. V podmínkách České republiky se vyhodnocovaly CAPE z [[aerologie|aerologických]] sondáží z [[Praha|Prahy]]-Libuše za období let 1971–1999 a 1994–1999; ukázalo se, že hodnoty nad 1000 J/kg se u nás vyskytují nejčastěji v období květen–srpen, hodnoty nad 2000 J/kg v červnu a červenci ([[Dana Řezáčová|Řezáčová]], 2000). V literatuře se uvádí, že maximální očekávaná vertikální rychlost w<sub>max</sub> v hladině HNV je dána vztahem<br /><br />
 
w<sub>max</sub> = (2 CAPE)<sup>1/2</sup> ''[vztah 15]''<br /><br />
 
[[atmosféra|Atmosférická]] konvekce je vždy více či méně [[turbulence | turbulentní]] a nabývá mnoha různých modifikací:<br />
— bezoblačné termické stoupavé proudy, které při svém výstupu nedostoupí do [[konvektivní kondenzační hladina | kondenzační hladiny]]. Konvekce v mezní vrstvě je tzv. suchá a poměrná [[vlhkost | vlhkost]] je v celém vertikálním rozsahu mezní vrstvy nižší než 100%.<br />
— vystupující bubliny dostatečně vlhkého teplejšího vzduchu, které při výstupu dosáhnou hladiny kondenzace, nad níž se pak formují kupovitá oblaka. V závislosti na dalších podmínkách v atmosféře se pak oblaka mohou rozvíjet do velkých oblačných útvarů, jakými jsou například [[bouřka | bouřkové]] oblaky Cb. <br />
Během kondenzování oblačné vody dochází k uvolňování latentního tepla, které přispívá ke zvýšení vztlakové síly. Značná část energie se při výstupu částice spotřebuje na překonání [[gravitace|gravitační]] síly, avšak energie, která je navíc, stačí k utváření některých velmi silných projevů počasí.
138 738

editací