Termická konvekce: Porovnání verzí

← Přejít na předchozí porovnání Přejít na další porovnání →

Smazaný obsah Přidaný obsah

V textu

Verze z 30. 4. 2008, 02:14

V meteorologii představuje pojem termické konvekce převážně vertikální pohyby vzduchu, vyvolané teplotními rozdíly mezi vzduchovými částicemi a okolní atmosférou. Jedná se tedy o působení archimédovské vztlakové síly na vzduchové částice, které při zvýšení své teploty nad teplotu obklopujícího atmosférického prostředí nabydou 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 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. 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 difuzí, výše potom 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, 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-Helmholtzovy vlny, dynamické vlny na rozhraní dvou odlišných vektorů proudění [anglicky ozn. „gravity waves“] a někdy 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 vzduchové částice, dále vhodný spouštěcí mechanismus termiky, jímž může být například nějaký mechanický impuls ( turbulence, vynucené zakřivení proudnic větru, orografie, konfluence, nasouvání chladnějšího vzduchu nad prohřátý terén, atp.).
Pro udržení výstupného pohybu jsou pak potřeba další podmínky. Zkombinováním rovnice hydrostatické rovnováhy a první hlavní věty termodynamické obdržíme vztah, popisující změnu teploty vystupující částice podél vertikály:

(dT/dz)_d = -g/c_p [vztah 1]

kde g je tíhové zrychlení, c_p je měrné teplo nenasyceného vzduchu při stálém tlaku. Výraz (dT/dz)_d 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)_atmosféry > (dT/dz)_d [vztah 2]

přičemž průběh (dT/dz)_atmosféry 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)_atmosféry < (dT/dz)_d [vztah 2]

je atmosféra tzv. stabilní (pro nenasycený vzduch) a případný výstupný pohyb vzduchové částice (který jí byl udělen například nějakým vnějším impulsem, jako je vynucený výstup přes překážku, apod.) brzy zaniká, neboť síla, která na vzduchovou částici působí, směřuje nyní kolmo k zemskému povrchu dolů. V takovémto prostředí termika nevzniká. Velikost této síly je dána vztahem

F=-[(r_p-r_e)/r_e]g = [(T_V(z)_p-T_V(z)_e)/T_V(z)_e]/g [vztah 3]

kde index _p přiřazuje danou proměnnou vystupující vzduchové částici (z angl. "parcel"), index _e přiřazuje proměnné atmosférickému okolí (z angl. "environment"), proměnná r je hustota vzduchu, T_V je virtuální teplota, g je tíhové zrychlení, z je výšková souřadnice.

Literatura
An Introduction to Boundary Layer Meteorology, Stull Roland, Kluwer Academic Press, 2003
Fyzika mezní vrstvy atmosféry, Bednář Jan, Academia Praha, 1985
Meteorologie, Bednář Jan, Portál Praha, 2003
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
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

@@ Řádek 1: / Řádek 1: @@
 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 nabydou 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.<br />
+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. <br />
-Proces termické konvekce se odehrává v [[mezní vrstva atmosféry | mezní vrstvě atmosféry]], kterou pro účely výzkumu termiky můžeme rozdělit na podvrstvy, tj. [[přízemní vrstva | přízemní vrstvu]] (neboli surface layer), [[vrstva směšování | vrstvu směšování]] (neboli [[mixing layer | mixing layer]] či [[mixed layer | mixed layer]]) a [[vrstva vtahování | vrstvu vtahování]] (neboli [[entrainment zone | entrainment zone]]). Tyto podvrstvy se také souhrnně označují jako [[konvektivní mezní vrstva | konvektivní mezní vrstva]] (neboli [[convective boundary layer | convective boundary layer]]).<br />
+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 | 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. <br />
+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. <br />
+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. <br /><br />
 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.).<br />
 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:<br /><br />
@@ Řádek 17: / Řádek 21: @@
 je atmosféra tzv. '''stabilní''' (pro nenasycený vzduch) a případný výstupný pohyb vzduchové částice (který jí byl udělen například nějakým vnějším impulsem, jako je vynucený výstup přes překážku, apod.) brzy zaniká, neboť síla, která na vzduchovou částici působí, směřuje nyní kolmo k zemskému povrchu dolů. V takovémto prostředí termika nevzniká. Velikost této síly je dána vztahem<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<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 3]<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 />
-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.