Konvekce

Hodnocení stránky

Kondenzační hladina

Stoupající část vzduchu se rozpíná a tím se ochlazuje. Pokud dosáhne v určité výšce toto ochlazení teploty rosného bodu (kondenzační hladina), dochází ke kondenzaci vodní páry ve stoupajícím vzduchu. Tímto procesem vzniká oblak. V této výšce leží kondenzační hladina či též výška. Nad touto výškou narůstá oblak do vertikály. Jde o oblak druhu Cumulus, tvořící se v důsledku samovolného výstupu vzduchu. Tímto procesem mohou vznikat i oblaky v důsledku nuceného výstupu vzduchu, například při proudění přes horskou překážku. Nebo frontální oblačnost při vytlačování vzduchu na rozhraní vzduchových hmot. oblak vzniká vždy ochlazením vzduchu s dostatečným obsahem vlhkosti vedoucí ke stavu jeho nasycení v průběhu ochlazování – ochlazení na rosný bod.

Výstupná kondenzační hladina (LCL)

V anglickém názvosloví, odkud pochází běžně užívaná zkratka, Lifting Condesation Level je výškou, ve které dojde při výstupu přehřáté částice vzduchu k jejímu nasycení (dosažení 100% relativní vlhkosti). Nenasycený vzduch se při výstupu ochlazuje suchoadiabaticky. S konvekcí ovšem tuto hladinu spojovat nelze, neboť jde v tomto případě o hladinu, do které vystoupá částice nuceně (typicky při výstupu vzduchu přes překážku). Pokud klesne teplota na hodnotu rosného bodu, směšovací poměr dosáhne hodnoty nasyceného vzduchu. Směšovací poměr nenasyceného vzduchu se při posunu vzhůru nemění. Poměr dvou hmotností (vodní pára a suchý vzduch) je neměnný. Nenasycený vzduch se tak ochlazuje suchoadiabaticky.

Do výstupné kondenzační hladiny se částice vzduchu dostává nuceným výstupem (příklad: proudění přes terénní překážku).

Zjištění a výpočet LCL

Výstupná kondenzační hladina jako průsečík křivky suchá adiabata, vedené z referenční teploty v určené výšce a křivky nasyceného směšovacího poměru. Ten se vede z rosného bodu v dané výšce. Spojitost s instabilitou atmosféry, konvekční činností či konvekční kondenzační hladinu zde absentuje (při instabilitě jde ale o shodné hladiny).

Výšku základy oblaků nad povrchem je možné spočítat podle následujícího vztahu. A to za předpokladu, že je jistý vznik oblaků vlivem výstupných pohybů vzduchu (typicky oblačnost Cumulus) v konvekční mezní vrstvě.

Výstupná kondenzační hladina (LCL) – výpočet výšky (H)

H_LCL = T – T_d/Γ_d – Γ_Td (km), platí také H_LCL = T – T_d/8

Vedle teploty označuje parametr Γ_d suchoadiabatický gradient 10K/km a parametr Γ_Td vertikální gradient rosného bodu 2K/km. Dála pak následně platí druhý uvedený vztah pro výpočet výše.

Konvekční kondenzační hladina (CCL)

V anglickém názvosloví, odkud opět pochází běžně užívaná zkratka, Convective Condensation Level. Je hladinou (výškou), do níž pokud vystoupí nenasycená částice vzduchu na základě své síly vztlaku, dojde v ní k jeho nasycení. Též se může použít název konvektivní. Teplota konvekce je teplota, při které dosáhnou vystupující částice této výšky a začne vznikat kupovitá oblačnost. Tato výška se objevuje pouze v nestabilním zvrstvení, při stabilním nikoli. V případě nestability je shodná s výše uvedenou LCL.

Pojem teplota konvekce se v této spojitosti taková teplota, která musí být dosažena pro vznik kupovité oblačnosti. Nejde o počátek konvekce. Jedná se o dosažení termických stoupavých proudů výšky této konvekční kondenzační hladiny. Této kondenzační hladiny (CCL) vzduchová částice dosahuje vlastní silou vztlaku, výše uvedené hladiny (LCL) dosahuje tato nuceným výstupem. Tato hladina se objevuje i při stabilní stratifikaci atmosféry, kdežto CCL jen v instabilní atmosféře. Zároveň se při tomto zvrstvení, jak je již uvedeno, nacházejí obě tyto hladiny ve shodné výšce a není tak třeba tyto nějak rozlišovat.

Výpočet výšky základny oblaků

Konvektivní kondenzační hladina (výška základny oblaků) a její výpočet – Ferrelův vzorec

h = 122.6 x (T – T_d)

Při teplotě vzduchu blízko rosného bodu, bude výška základy kupovitých oblaků nízko nad povrchem. Při prohřívání vzduchu, což nastává v charakteristickém letním dni vždy během dne, klesá vlhkost vzduchu a výška základny oblaků se zvyšuje. Tento trend způsobuje četnější promíchávání vzduchu s vyššími hladinami, kde je vzduch sušší než u povrchu po nočním zvýšení vlhkosti. Promíchávání vzduchu nastartuje započetí termických procesů a vlhký vzduch je vynášen do vyšších výšek. Pokud bude ráno teplota vzduchu na 13°C a rosný bod na 10°C, po dosazení do výše uvedené vzorce vyjde výška základny oblaků asi 370m. Situace se změní během dopoledne a kolem poledne při teplotě například 21°C a rosném bodu 6°C. Při takových podmínkách budou oblaky vznikat až cca 1 800m vysoko. Ještě i dvojnásobně vyšší může být odpoledne v době dosažení maxima teploty vzduchu a naopak minima vlhkosti ve vzduchu.

Hranice dostupu termiky a bezoblačná termika

Horní hranice dostupu termických proudů se během dne více méně nemění. Zvyšování výšky základny oblaků pokračuje a konvekční hladina se blíží k vrcholu oblaku. Při vyšším vysušení vzduchu může být tato výška dokonce i výše než je vrchol oblaku. V takovém případě dochází k zániku kupovitých oblaků, termické proudy pokračují, ale bez výskytu typické oblačnosti = bezoblačná termika. S takovou situací se během odpoledne v létě za určitých podmínek setkáváme. Dopoledne a kolem poledne může opalování u vody kazit mnoho kupovité oblačnosti, kolem 16. hodiny může být téměř či zcela jasno. Ploché kupovité oblaky přestávají vznikat a vzniklé se rozpadají.

Energie CAPE

Vzduchová částice potřebuje ke svému stoupání energii pro překonání tíhové síly. Tato síla se rovná zrychlení tělesa s jednotkovou hmotností. Síla vztlaku odpovídá rozdílu teploty částice a okolního vzduchu. Energii spotřebovanou částicí vzduchu stoupající vzhůru můžeme přirovnat k obdélníkům, které postupně přičítáme tak, jak částice stoupá vzhůru. Jedná se o dráhu vzduchové částice při jejím výstupu. Dráha vynásobenou silou se rovná práci čili energii. Součet veškerých těchto ploch obdélníků je roven celkové energii CAPE. Tato je výkonností termické konvekce a čím bude větší, tím rychleji budou vzduchové částice vystupovat – jde ale o zjednodušené vyjádření.

Parametr CAPE je zkratkou názvu z angličtiny (Convective available potencial energy, v češtině dostupná potenciální energie konvekce). Vyjadřuje se následujícím vztahem.

Convective available potencial energy (CAPE) je energie, kterou má adiabaticky vystupující částice vzduchu při dosažení hladiny volné konvekce k dispozici pro výstup do hladiny nulového vztlaku (ČMeS 2021).

CAPE = g∫ T_p – T_e/T_e dz

Nemusí nutně platit, že čím vyšší hodnota této energie je v atmosféře dosažena, tím rychleji se budou stoupavé proudy vzduchu pohybovat. Je to ale hodně pravděpodobné. Hodnoty energie CAPE vyjadřujeme v Joulech na kilogram (J/kg).

Druhy CAPE

Energie se odvíjí od hodnot tlaku, teploty a vlhkosti vzduchu na počátku výstupu dané částice vzduchu. Existuje proto více variant energie CAPE a více vzorců pro její výpočet. Zejména jde o SB CAPE (Surface-Based) a MU CAPE (Most Unstable). Tyto se odlišují zejména počátečními podmínkami výstupu částice vzduchu.

SB CAPE uvažuje přízemní hodnoty tlaku, teploty a rosného bodu. S předpokladem intenzivního vertikálního promíchávání vzduchu v mezní vrstvě počítá ML CAPE (Mixed-Layer). Zde se potenciální teplota vystupujícího vzduchu stanoví jako průměrná v dané směšovací vrstvě. A konečně MU CAPE odráží maximum hodnoty CAPE při předpokladu výstupů vzduchové částice z jakékoli hladiny spodní vrstvy.

Hodnoty CAPE vhodné pro konvekci

Nelze jednoznačně určit, které hodnoty jsou obecně vhodné pro výskyt konvekčních procesů v atmosféře. Toto je nutné posuzovat případ od případu ve vztahu k dalším podmínkám. Ale podle zkušeností je možné poskytnout obecné rozmezí hodnot s hodnocením pravděpodobnosti intenzity termiky čili konvekce.

CAPE:

• < 50J/kg: bez potřebné termiky, maximálně slabá termika
• 100-200J/kg: dobré podmínky, proud stoupají rychlostí 1-3m/s
• 500-800J/kg: velmi dobré podmínky se vznikem oblaků Cumulus tvaru congestus
•  > 600-1 000J/kg: vynikající podmínky s pravděpodobností vzniku bouřek

Energie CIN

Tato působí opačně, jde tedy o energii, která nesmí z hlediska termiky působit. Hodnoty této by měly být tedy pro vznik termické konvekce nulové.

CIN (Convective inhibition) je energie, kterou musí částice vzduchu vynaložit při adiabatickém výstupu z původní hladiny do hladiny volné konvekce. V překladu jde o zádržnou vrstvu konvekce.

V překladu se parametr nazývá jako zádržná vrstva, znamená tedy bránění konvekci či brzdění. Neboť čím vyšší energii bude muset vynaložit vystupující částice vzduchu do uvedené hladiny, tím je menší pravděpodobnost že této hladiny dosáhne nebo že bude schopna vůbec vystupovat. Zde se situace komplikuje tím, že adiabatický výstup může být při konvekčním procesu silně narušen. Zde je ovšem podmínka adiabatického výstupu částice (Řezáčová a kol. 2007).

Termická konvekce během roku

Termickou konvekci ovlivňuje intenzita slunečního záření a též doba prohřívání povrchu. Termika se proto vyskytuje v teplé části roku, zejména v létě. To se s ní setkáváme podle typu povětrnostní situace téměř denně. V chladné části roku se termika téměř nevyskytuje, zejména v zimě vůbec. Maximálně kolem poledních hodin za vhodných podmínek. Mírná termika nastává během jarního období a je krátká. Povrch je zatím studený a případně na něm může ležet sněhová pokrývka. Během dubna začíná být termika významnější. Maximum její četnosti výskytu i intenzity započíná od konce jara a v létě. Na podzim už je termika opět slabší, slábne velmi rychle až se opět období roku překlápí do chladné části a termika prakticky vymizí. Intenzita slunečního záření se mění i přes den, proto je termika nejintenzivnější od poledních hodin. V zimě jde zejména o období kolem poledne, v létě pak o období od 11. do 16. hodiny nejpozději.

Termická konvekce podle typu krajiny

Hodnotit četnost výskytu a intenzitu termických stoupavých proudů můžeme také podle typu krajiny. Termiku ovlivňuje teplotní kontrast, který vzniká při rozdílně se prohřívajících typech povrchů. Vliv se odehrává dle členitosti a situace povrchů. Kde je termika nejintenzivnější? Například nad chladnějšími slunečnímu svitu odvrácenými svahy termiku hledat nebudeme. Na severních svazích tedy určitě ne, tam k prohřívání povrchu nedochází dostatečně intenzivně. Nad takovým lesem, který je dobře situován slunečnímu svitu bude termika významná. Kontrast mezi lesem a loukou či samotná louka s nízkým trávníkem dobře exponována slunečnímu svitu. Jde o místa s nejintenzivnější termikou. Právě tmavé lesy jsou vhodné pro termiku v zimním období, podobné platí pro skály.

Kde se vyskytuje termika nejvíce a kde nejméně?

• Louka s nízkou trávou přivrácená slunečnímu svitu
• Tmavý les přikloněný ke slunečnímu svitu
• Kontrast povrchů, např. les a louka
• Členitost terénu, odtrhové hrany termiky
• Severní svah louky, ale v teplotním kontrastu s jižním svahem za ohybem terénu
• Severní svah odvrácený od slunečního svitu, v lese

Souhrnně lze tedy říci, že nejvhodnějšími typy terénu pro termiku jsou svahy nakloněné ke Slunci, tmavé oblasti, skály, zástavba, suchá pole a louky, betonové a asfaltové plochy či další. Dále jde i o závětří svahů  zejména kontrasty mezi jednotlivými typy povrchů. Příkladem je les a zástavba nebo zastíněné a osluněné strany budov.

Dostup vzduchové částice při konvekci

Vzduchová částice, která se odpoutá od povrchu stoupá. Pokud má vyšší teplotu než okolí, tak by měl stoupat nepřetržitě shodně. V reálné situaci je jeho výstup nejrychlejší po odpoutání se od povrchu a dále ještě v nižších výškách. To je způsobeno tím že malá počáteční rychlost je v nízkých výškách nad povrchem malá. Při takovéto malé výstupné rychlosti má okolní atmosféra malý odpor. Vzduchová částice zrychluje a dochází k většímu promíchávání s okolím vzduchem. Poté již stoupá shodně rychle, v horní části konvekční vrstvy již zpomaluje. Turbulentní promíchávání totiž odebírá určitou energii, která se využívá pro pohyb vzduchu. Postupně dochází k menší akceleraci a postupně se částice vzduchu bez zrychlování.

Při dalším vzestupu vzduchu dosahuje tento stabilní vrstvy (vzduch s výskytem stabilní stratifikace). V této oblasti se blíží teplota okolí teplotě vystupujícího vzduchu a postupně se hodnoty teploty vyrovnají. V této části již na stoupající částici přestává působit síla vztlaku působící vzhůru. Stoupající vzduch pokračuje ve vzestupu vlivem setrvačnosti, dochází stále k jeho adiabatickému ochlazování. Postupně má ovšem nižší teplotu než okolní vzduch. Dochází k vlivu záporné síly vztlaku, tato síla působí na částici směrem dolů. Dochází k brždění vystupujícího vzduchu. Vzduchová částice bude stoupat pod zákona zachování energie nad hladinu nulového vztlaku a to do výšky, než vydá veškerou energii na brždění. V takové výšce bude vrchol proudu vystupujícího vzduchu.

Hladina maximálního dostupu a stabilní vrstva vzduchu

Kladná plocha energie je viditelná na diagramu od povrchu, po křivce teploty, adiabaty do hladiny nulového vztlaku. Záporná energie je vykreslena nad hladinou nulového vztlaku, ta je vymezena adiabatou, teplotou a tlakovou hladinou. Zde se stoupající vzduch zastaví. Velikost plochy musí být stejná jako v případě kladné plochy. Ke zmenšování obou ploch dochází vlivem energetických ztrát částice při výstupu. Hladina výstupu je v o to nižší výšce. V případě vysoké energie CAPE a slabé stability ve výšce může stoupající vzduch touto zádržnou vrstvou proniknout a stoupat dále. Instabilita se projevuje při nasycené adiabatě s menším vertikálním teplotním gradientem. pro nasycený vzduch tak není slabá zádržná vrstva překážkou. Instabilita vznikne tedy pod základnou oblaků i při menším vertikálním gradientu.

Vzestupné proudy vzduchu mohou dosáhnout až do dolní části stratosféry a zastavit se ve výšce mezi 10-15km nad povrchem. Takto vzniká vertikálně velmi mohutný oblak Cumulonimbus s nutným instabilním zvrstvením v celé troposféře. V oblasti nad konvekční kondenzační hladinou by mělo jít alespoň o podmíněnou instabilitu zvrstvení (viz výše). Nesmí být v celém výškovém profilu žádná stabilní zádržná vrstva. Dále musí být dostatečně vysoká vlhkost vzduchu pro vznik oblaku s možností dosáhnout konvektivní teploty.

Popis základních veličin pro vznik a rozvoj bouřkové činnosti, včetně energie CAPE, je k dispozici na další stránce tohoto rozbalovacího menu Bouřky.

Reference

Použitá a doporučená literatura:

DVOŘÁK, P. Atlas oblaků. Cheb: Svět Křídel, 2012

DVOŘÁK, P. Pozorování a předpovědi počasí. Cheb: Svět Křídel, 2012

BEDNÁŘ, J. KOPÁČEK, J. Jak vzniká počasí? Praha: Karolinum, 2005

ŘEZÁČOVÁ, D. SETVÁK, M. NOVÁK, M. KAŠPAR, M. Fyzika oblaků a srážek. Praha: Academia, 2007

MÍKOVÁ, T. KARAS, P. ZÁRYBNICKÁ, A. Skoro jasno. Praha: Česká Televize, 2007

DVOŘÁK, P. Atlas oblaků 2016. Cheb: Svět Křídel, 2016

DVOŘÁK, P. Letecká meteorologie 2017. Cheb: Svět Křídel, 2017

WHITAKER, R. a kol. The Encyklopedia of Weather and Climate Change. Sydney: Weldon Owen Pty Limited, 2010 (CZ verze STAŘECKÁ, E. PAUER, M. Encyklopedie počasí a změna klimatu. Praha: Svojtka a Co, 2012)

SIMONS, P. a kol. Nature´s Mighty Powers: Extreme Weather. Londýn: Toucan Books, Reader´s Digest Association Limited, 2006 (CZ verze Vereš, P. a kol. Extrémy počasí: Síly přírody. Praha: Reader´s Gidest Výběr, 2010)