Termická konvekce

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.
Proces termické konvekce se odehrává v mezní vrstvě atmosféry, kterou pro účely výzkumu termiky můžeme rozdělit na podvrstvy, tj. přízemní vrstvu (neboli surface layer), vrstvu směšování (neboli mixing layer či mixed layer) a vrstvu vtahování (neboli entrainment zone). Tyto podvrstvy se také souhrnně označují jako konvektivní mezní vrstva (neboli convective boundary layer).
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

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