Termická konvekce: Porovnání verzí
Smazaný obsah Přidaný obsah
m →top: typografické úpravy |
m Úprava rozcestníku za pomoci robota: Gradient - změna odkazu/ů na Teplotní gradient; kosmetické úpravy |
||
Řádek 1:
{{Upravit|formát (odkazů, odstavců)}}
V [[meteorologie|meteorologii]] představuje pojem termické [[konvekce]] převážně vertikální pohyby [[vzduch
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]]. 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
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
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
Pro '''vyvolání''' výstupného pohybu jsou potřebné určité fyzikální podmínky. Nejdůležitější z nich je získání potřebného přebytku tepelné [[energie]] vzduchové částice, dále vhodný spouštěcí mechanismus termiky, jímž může být například nějaký mechanický impuls ([[turbulence]], vynucené zakřivení proudnic [[vítr
Pro '''udržení''' výstupného pohybu jsou pak potřeba další podmínky. Zkombinováním [[rovnice hydrostatické rovnováhy]] a [[první hlavní věta termodynamická
(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]] 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]''
přičemž průběh (dT/dz)<sub>atmosféry</sub> se nazývá [[teplotní zvrstvení]] nebo také [[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
(dT/dz)<sub>atmosféry</sub> < (dT/dz)<sub>d</sub> ''[vztah 3]''
Řádek 31:
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]], g je tíhové zrychlení, z je výšková souřadnice.
Pro vzduch '''nasycený''' vodní párou je situace komplikovanější. Vlivem uvolňování tzv. [[latentní teplo|latentního tepla]] z kondenzující vodní páry je pak vertikální teplotní [[Teplotní gradient|gradient]] nižší:
(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<sup>−1</sup> ''[vztah 5]''
Řádek 62:
Poslední úprava částicové teorie bere v potaz [[aerodynamický odpor]] této stoupající vzduchové částice. Stoupající vzduch je v podstatě těleso, které se pohybuje v obklopujícím vzduchovém prostředí určitou rychlostí. Tento proces můžeme přirovnat ke stoupajícímu horkovzdušnému [[horkovzdušný balón|balónu]], na nějž vlivem jeho pohybu skrze atmosféru působí síla aerodynamického odporu a brzdí jeho vertikální zrychlení. Jestliže na vzduchovou částici nahlížíme jako na bublinu, bude její výstupná rychlost rovna:
w = c(gFr) <sup>1/2</sup>''[vztah 10]''
kde w je vertikální [[rychlost]] bubliny, c je bezrozměrný [[součinitel odporu|součinitel aerodynamického odporu]] (přibližně c = 1.2), F je průměrná [[vztlaková síla]] působící na vystupující bublinu, g je [[tíhové zrychlení]], r je [[poloměr]] bubliny. Tuto rovnici můžeme dále upravit na tvar
Řádek 82:
CAPE = g integrál [(T<sub>p</sub> – T<sub>e</sub>)/T<sub>e</sub>] dz ''[vztah 14]''
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]] pro dny s krupobitím mezi 660–940 [[Joule
w<sub>max</sub> = (2 CAPE)<sup>1/2</sup> ''[vztah 15]''
Řádek 90:
w<sub>max</sub> = 0,7 (CAPE)<sup>1/2</sup> ''[vztah 16]''
[[atmosféra|Atmosférická]] konvekce je vždy více či méně [[turbulence
— bezoblačné termické stoupavé proudy, které při svém výstupu nedostoupí do [[konvektivní kondenzační hladina
— 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
Můžeme rozlišovat dva hlavní druhy termické konvekce:
Řádek 103:
== Literatura ==
* An Introduction to Boundary Layer Meteorology, Stull Roland, Kluwer Academic Press, 2003
* Fyzika mezní vrstvy atmosféry, [[Jan Bednář
* Meteorologie, [[Jan Bednář
* Zlepšení metod předpovědi termické konvekce, Dvořák Petr, rigorózní práce, MFF UK, 2008
* Výpočet konvekční dostupné potenciální energie CAPE a možnosti jejího využití v provozu ČHMÚ, Meteorologické zprávy č. 3/2004
Řádek 114:
* [http://www.chmi.cz Český hydrometeorologický ústav]
* http://www.zamg.ac.at/docu/Manual/SatManu/Basic/Convection/Stability.htm
* http://www.chmi.cz/meteo/olm/Let_met/_tmp/Cape.htm
* http://www.wxforecasting.org/papers/CI.htm
|