Termická konvekce: Porovnání verzí

Přidáno 292 bajtů ,  před 13 lety
bez shrnutí editace
 
Pro posouzení míry instability použijeme hodnotu (dT/dz)<sub>d</sub>, resp. (dT/dz)<sub>s</sub>:<br />
Nechť hodnota G<sub>atmosféry</sub> = -dT/dz, tzn. vertikální průběh teploty ve skutečné [[atmosféra|atmosféře]]. Potom je stav, kdy G<sub>atmosféry</sub> < (dT/dz)<sub>d</sub> ve vzduchu nenasyceném, případně G<sub>atmosféry</sub> < (dT/dz)<sub>s</sub> ve vzduchu nasyceném vodní párou, označován jako stabilní atmosféra. Přitom stav (dT/dz)<sub>d</sub> > G<sub>atmosféry</sub> > (dT/dz)<sub>s</sub> nazýváme '''podmíněnou instabilitou''', při níž je podmínkou instabilního teplotního zvrstvení nasycení vzduchové částice vodní párou. Stav G<sub>atmosféry</sub> > (dT/dz)<sub>d</sub> potom nazýváme '''absolutní instabilitou''', při níž je atmosféra instabilní bez ohledu na obsah vlhkosti. Podmínky instability můžeme definovat také pomocí [[potenciální teplota|potenciální teploty]]:<br />
Stav, kdy dQ/dz > 0, resp. -dQ/dp > 0, označujeme jako stabilní zvrstvení. Stav dQ/dz = 0, resp. -dQ/dz = 0, znamená neutrální (indiferentní) zvrstvení, stav dQ/dz < 0, resp. -dQ/dp < 0, představuje instabilitu; uvažujeme vzduch nenasycený vodní párou. Symbolem Q zde označujeme hodnotu potenciální teploty, obvykle značené řeckým písmenem ''theta''.<br /><br />
 
Publikace ''Moist Convective Initiation from Mesoscale Boundary Layer Processes'' zmiňuje čtyři úpravy částicové teorie (Rogers a Yau, 1989), které ovlivňují náhled na konvektivní pohyby a tvar proudů. Vztlaková síla je zde formulována vztahem<br /><br />
 
F = (T<sub>vp</sub>/T<sub>ve</sub>) - (1 + mí) ''[vztah 6]''<br /><br />
 
kde T<sub>vp</sub> je virtuální teplota vzduchové částice, T<sub>ve</sub> je virtuální teplota jejího atmosférického okolí, mí je směšovací poměr uvnitř vzduchové částice. První úprava pramení z přítomnosti vody (mí‘) ve stoupající vzduchové částici. Předchozí vztah potom má tvar<br /><br />
 
F = [T<sub>vp</sub>(1 - mí‘)/T<sub>ve</sub>] - (1 + mí) ''[vztah 7]''<br /><br />
Další modifikace vychází z existence '''kompenzačních sestupných proudů''' — předpokládá se, že pokud se vzduchová částice zvedne od zemského povrchu a stoupá, musí být nahrazena jiným vzduchem, který do jejího výchozího místa sklesá z okolní atmosféry. Tento sestupný pohyb je provázen adiabatickým ohříváním vzduchu. Dá se předpokládat, že v přízemní vrstvě, v níž je vlivem silného přehřátí zemského povrchu nadadiabatický vertikální teplotní gradient, bude mít sestupující vzduch, ochlazující se adiabaticky, ochlazující a stabilizující účinek. Ten však bude dočasný, dokud se vzduch od zemského povrchu opět neprohřeje. Časový interval, po jehož dobu se bude takto sklesaný vzduch prohřívat na teplotu, při níž dojde k dalšímu odtrhu vzduchové částice, bude záviset na množství tohoto vzduchu a na rychlosti prohřívání. Množství sestoupeného vzduchu má podle publikace ''Moist Convective Initiation from Mesoscale Boundary Layer Processes'' vztah s velikostí stoupající vzduchové částice:<br /><br />
kde w je vertikální [[rychlost|rychlost]] bubliny, c je bezrozměrný [[součinitel odporu|součinitel aerodynamického odporu]] (přibližně c = 1.2), F je průměrná [[vztlaková síla|vztlaková síla]] působící na vystupující bublinu, g je [[tíhové zrychlení|tíhové zrychlení]], r je [[poloměr|poloměr]] bubliny. Tuto rovnici můžeme dále upravit na tvar<br /><br />
 
w = c{[(T<sub>p</sub> - T<sub>e</sub>) g / T<sub>e</sub>]gr}<sup>1/2</sup> ''[vztah 11]''<br /><br />
 
kde T<sub>p</sub> je teplota vystupující bubliny, T<sub>e</sub> je teplota obklopující atmosféry. Další úpravou obdržíme tvar této rovnice:<br /><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</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 />
Z této rovnice plyne '''závislost vertikální rychlosti''' na '''průměru''' či velikosti vystupující vzduchové částice. Odtud lze také předpokládat, že vertikální rychlost konvektivních stoupavých proudů bude v přízemní vrstvě a v malých výškách nad ní (přibližně do 300 m nad zemí) poměrně malá, protože termika zde má tvar jednotlivých menších vzduchových bublin, které se teprve ve výškách 150–300 m nad zemí slévají do větších celků a vzrůstá jejich výstupná rychlost.<br /><br />
Dalším způsobem, jak odhadnout vertikální rychlost termických stoupavých proudů, je využití hodnoty [[CAPE|CAPE]], která je počítána modelem ALADIN, provozovaným [[ČHMÚ|ČHMÚ]]. CAPE je '''dostupná energie instability''', která se rovná práci, vykonané adiabaticky vystupující vzduchovou částicí z hladiny volné konvekce (HVK) do hladiny nulového vztlaku (HNV). CAPE je definována vztahem<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 />
 
[[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.
Vertikální transport vlhkosti konvekcí nad hladinu 600 [[hPa|hPa]] je viditelný také na [[družice|družicových]] snímcích v oboru WV (Water Vapour). Tento typ konvekce se označuje anglickým termínem „deep moist convection“ (DMC, český ekvivalent není zaveden, možno použít termín „vysoká konvekce vlhkého vzduchu“ či „konvekce vlhkého vzduchu do velkých výšek“). Mělká konvekce, v anglické literatuře označovaná výrazem „shallow convection“, s nižším vertikálním rozsahem, může být pozorována v rámci denní doby dříve než DMC na snímcích ve viditelném a [[infračervený|infračerveném]] oboru [[spektrum|spektra]].<br />
Můžeme rozlišovat dva hlavní druhy termické konvekce:<br />
— konvekce volná, někdy též označovaná jako „gravitační“ nebo „vztlaková“. Pohyby vzduchových částic jsou především vertikálně orientované a vyvolávané [[archimedův zákon|vztlakovou]] silou, vyplývající z teplotní [[instabilní|instability]], s význačnými místními [[perturbace|odchylkami]] od hydrostatické rovnovány. Volná konvekce může také souviset s neadiabatickým přenosem tepla prostřednictvím insolace (krátkovlnné [[radiace|radiace]]) nad povrchem, který má vyšší [[tepelná kapacita|tepelnou kapacitu]], než ostatní povrchy v jeho okolí. Volná konvekce nastává také nad povrchy s větší [[insolace|insolací]], způsobenou [[expozice|expozicí]] skloněného svahu vůči [[slunce|slunečním]] paprskům.<br />
— konvekce vynucená, kdy je vertikální pohyb způsoben [[mechanika|mechanickou]] [[síla|silou]]. Taková situace může nastat například při proudění [[vítr|větru]] přes zakřivený či jinak nerovný terén. Dále takto může působit tření proudícího vzduchu v místě, kde [[tekutina|tekutina]] hraničí s terénem nebo jiným typem proudění a na rozhraní je tak vyvolávána [[turbulence|turbulence]]. Konvekce se může nuceně tvořit i tam, kde je pohyb vzduchu vyvolán vzniklým tlakovým gradientem. Mimoto je tento typ konvekce způsobován i orografickou [[konvergence|konvergencí]] proudění, stoupáním vzduchu v [[lee|závětrné]] turbulenci za horskými hřebeny či [[gravity waves|gravitačními vlnami]].<br />
 
 
74

editací