Vertikální teplotní gradient

Vertikální teplotní gradient je určení změny teploty vzduchu co do vzdálenosti a to ve vertikále. Jinými slovy se zvyšující se výškou. Tento gradient určuje zápornou změnu teploty, která připadá na vzdálenost ve vertikále. Tedy ve výšce. Podle tohoto gradientu určujeme vertikální stabilitu atmosféry. A to je důležitý parametr pro vertikální pohyby vzduchu v atmosféře, tedy konvekční procesy a pro výměnu vzduchu v atmosféře. Proto se jím při modelování bouřek intenzivně zabýváme. Jde o základní parametr, podle kterého usuzujeme pravděpodobnost vhodných základních podmínek pro konvekci. Tento článek by měl parametr popsat, přiblížit pojem vertikální teplotní gradient. A jeho možné stavy s vlivem na intenzivně sledovanou konvekční činnost. Dodejme na úvod, že výborné podmínky pro vznik konvekčních procesů rozhodně nemusejí vést ke vzniku bouřky. Co je to vertikální teplotní gradient?

Obr. 1 Vertikální teplotní gradient a náčrt možných stavů, tedy teplotního zvrstvení atmosféry (podle Dvořáka 2017)

Stabilita atmosféry jako stav vertikálního gradientu teploty konvekci vylučuje

Jak je patrně již obecně známo, tak stabilní teplotní stratifikace atmosféry vylučuje vzestupné pohyby vzduchu. Tím vylučuje výskyt konvekce a tedy i případný vznik bouřkových oblaků či obecně konvekčních oblaků. V této části článku si objasníme, co přesně znamená stabilní teplotní zvrstvení. Se zvyšující se mírou stability atmosféry se snižuje pravděpodobnost výskytu vertikálních pohybů vzduchu. Hovoříme o absolutní stabilitě atmosféry. Zde určujeme nasyceně-adiabatický teplotní gradient (objasníme dále). Za stabilní zvrstvení atmosféry považujeme i izotermie, tedy situaci, kdy se v dané vrstvě atmosféry teplota s výškou nemění. A samozřejmě i inverzi teploty, kdy tato s výškou stoupá. Hovoříme o zádržné vrstvě pro konvekční procesy, tedy vzestupné vzdušné pohyby.

Zpět k určení vertikální stability atmosféry, tedy určení v souvislosti s výškou. Stabilita znamená, že je teplotní zvrstvení běžné. To znamená, že teplota s výškou klesá o 1°C na každých 100m výšky.

Jak uvádíme v náčrtu s barevným rozlišením stavů stratifikace atmosféry. Směrem od stavu stability doprava jde o situace vylučující konvekční procesy (zpravidla). Jde tedy o stabilní zvrstvení (běžný chod teploty s výškou – pokles o 1°C/100m), izotermii (konstantní teplota s výškou) a inverzi (vzestup teploty s výškou). Tyto stavy snižují pravděpodobnost vzniku konvekčních procesů a tedy případně tvorby bouřky. V některých případech nemusí například zcela bránit konvekci slabá inverze teploty.

Konvekční procesy a obecně vertikální pohyby vzduchu vylučují situace teplotního chodu:

• Stabilita (-1°C/100m)
• Izotermie (konstantní teplota s výškou)
• Inverze (+°C – vzestup teploty s výškou)

Instabilita atmosféry – vertikální teplotní gradient v tomto stavu konvekci podporuje

Instabilita, nestabilita nebo též labilita. Tři různá vyjádření opačné stratifikace atmosféry vůči stabilitě. Jde o situaci, kdy teplota vzduchu s výškou klesá rychleji než při běžné situaci v podobě stability. Tedy o více než 1°C/100m výšky. V takovém případě může přehřátý vzduch vystupovat do výšky, odehrávají se tedy konvekční procesy. Existují dva základní druhy instability. První, který stojí vedle stability je podmíněná instabilita. Zde není stratifikace instabilní, ale může se instabilní stát po splnění podmínky (viz dále). A poté zcela na druhé straně stojící (viz náčrt – levá strana) absolutní instabilita. V tomto případě je zvrstvení instabilní i bez splnění podmínky.

Podmínkou instability je nasycení vzduchu. Zatímco absolutní instabilita platí pro vlhký i pro suchý vzduch, tak podmíněná nastává až v případě, kdy se suchý a stabilní vzduch stane nasyceným.

Vzduch se stává nasyceným v případě, kdy dosáhne 100% relativní vlhkosti. Tedy maximum objemu vlhkosti co může při dané teplotě pojmout.

Více o problematice nabízíme na stránce Vlhkost vzduchu či hlouběji dále související informace na stránce Termodynamika atmosféry.

Vertikální instabilita obecně

Vertikální instabilita je nestabilním teplotním zvrstvením určité vrstvy vzduchu ohraničené výškami tedy tlakovými hladinami. Jde o důsledek posunu vzduchu ve vertikále v důsledku teplotního zvrstvení atmosféry. Umožňuje výskyt konvekčních pohybů vzduchu, obecně vertikálních pohybů vzduchu, hybnosti či tepla a dalších prvků. Dochází k ní v důsledku nerovnoměrné vertikální advekce (příliv) hustoty v určité vzduchové hmotě. Označuje se jako advekční instabilita. Též vzniká vlivem přehřívání povrchu zářením – tzv. termická instabilita. A druhů instability rozlišujeme více. Instabilita vzniká i při rozvoji potenciální instability.

Potenciální instabilita se nazývá také konvekční a jde o instabilitu ve vrstvě vzduchu, která tam vzniká v důsledku vynuceného výstupu vzduchu při procesu vertikální instability vzduchu, který byl původně stabilní. Tato vrstva vzduchu přechází do nestability při dosažení výstupné kondenzační hladiny s výskytem adiabatického ochlazování této vrstvy vzduchu.

Podmíněná instabilita a její charakteristiky

Pokud je vzduch suchý, tedy neobsahuje žádnou vodní páru a tento je stabilní. To znamená, že v tomto vzduchu klesá teplota vzduchu na každých 100m výšky o 1°C. Jde o běžný chod teploty, jak je popsáno v kapitole výše. Absolutně stabilní atmosféra by byla v případě, kdy by byl instabilní i tento suchý vzduch. To uvádíme v této kapitole výše. Podmínkou vzniku instabilního zvrstvení je fakt, kdy dojde k nasycení suchého vzduchu. To znamená, že tento se kompletně nasytí vodní párou. A stane se tak instabilním, tedy teplota v něm bude klesat o více než o běžný 1°C na každých 100m výšky.

Vertikální teplotní gradient: Související pojmy

Objasněme další s problematikou související pojmy. Adiabatickým dějem rozumíme termodynamický děj, při kterém nedochází k výměně tepla mezi daným plynem (v tomto případě vzduchem) a okolím. Jde o rychlý děj, při němž se nestačí dodat ani vydat teplo. Suchoadiabatický teplotní gradient jako gradient pro suchý vzduch. Nasyceně-adiabatický teplotní gradient je adiabatický gradient teploty nasyceného vzduchu párou s možností obsahu kondenzované vody.

V případně podmíněné instability musí být tedy splněna podmínka, která spočívá v tom, že hodnota vertikálního gradientu teploty se v určité výšce nachází mezi suchoadiabatickým a nasyceně-adiabatickým teplotním gradientem. Pak bude vrstva vzduchu, jak uvádíme již výše, vůči suchému vzduchu stabilní a vůči nasycenému instabilní.

Konvekční procesy a obecně vertikální pohyby vzduchu podporují situace teplotního chodu:

• Instabilita (s podmínkou nasycení vzduchu, absolutní instabilita i suchého vzduchu – viz odstíny modré v náčrtu)

Index instability

Je stanovení míry instabilního teplotního zvrstvení s cílem předpovědět pravděpodobnost výskytu bouřek. Používá se K index, který beze v potaz teplotu vzduchu ve výškových hladinách 850, 500 a 700 hPa a rosný bod ve výškových hladinách 850hPa a 700hPa. Obecně se považují hodnoty indexu do 20 za nepravděpodobný výskyt bouřek, ojedinělé bouřky při hodnotách do 25, místní bouřky do 30. A při hodnotách nad 30 lze čekat četné bouřky. V ČR se používá Faustův index, jehož hodnota je uváděna u grafů sondážního měření. Index se počítá podle teploty ve výškové hladině 500hPa a teploty nulového výparu, závislého na teplotě v hladině 850hPa. Dále na sumě deficitu teploty rosného bodu v hladinách 850, 700 a 500hPa.

Index stability

Naopak vyjádření míry stability vertikálního chodu teploty v atmosféře. Jde o hodnocení stavu teploty a vlhkosti vzduchu v určitých výškách. Lépe řečeno v prostoru ohraničeném určitými výškami. Nejznámějším druhem indexu stability je Lifted index. Určuje se dle teploty vzduchu v 500hPa a také teplotou vzduchu, adiabaticky zdviženého z hladin 850hPa do 500hPa po suché adiabatě do okamžiku nasycení. Poté po nasycené adiabatě. Výsledné hodnoty indexu mohou být kladné nebo záporné. Stabilitu zvrstvení ukazují ty kladné, nestabilitu záporné. Proto čím nižších hodnot index nabude, tím větší instabilita atmosféry. A to znamená větší pravděpodobnost vzniku konvekce a tedy i bouřek. Samozřejmě vždy se splněním dalších podmínek pro vznik bouřky jako takové.

Závěr: Vertikální teplotní gradient

Jde o stratifikaci (zvrstvení) atmosféry ve vertikální rovině. Tedy průběhem teploty s výškou. Tento průběh je vertikálním teplotním profilem. Existují tři základní typy chodu teplot s výškou. Jde o stabilitu v podobě běžného chodu teploty a tedy jejího poklesu s výškou o 1°C na každých 100m výšky. Dále existují situace a většinou určité vrstvy vzduchu, kde se teplota nemění. Jde o izotermii. A opačný trend teploty, její vzestup s výškou, označený jako inverze. K tomuto se přidává ještě čtvrtý možný chod a to rychlejší pokles teploty než o 1°C na každých 100m výšky. Označuje se jako instabilita nebo též nestabilita. Je opakem stabilního zvrstvení. Výstupné pohyby vzduchu a tedy konvekční činnost se odehrává právě v nestabilní vrstvě vzduchu. Tam, kde teplota vzduchu rychle klesá s přibývající výškou.

Co je to indiferentní atmosféra? Nebo též teplotní zvrstvení je stav atmosféry, v němž je vertikální teplotní gradient rovný suchoadiabatickému. A to v případě, že se jedná o suchý nebo nenasycený vzduch. Pojmy objasňujeme výše v textu.

Shrnutí podmínek vhodných pro vznik bouřky

Pro vznik konvekčních procesů v atmosféře je tedy základem instabilita. Tedy nestabilní teplotní zvrstvení, což znamená pokles teploty s výškou o více než 1°C na každých 100m výšky. Dále musí být samozřejmě dostatečná energie pro samovolný výstup vzduchové částice (CAPE). Tedy energie pro konvekční procesy. Stále hovoříme o vzestupných pohybech vzduchu, které jsou při běžném pozorování takto neviditelné. Pro vznik bouřky musí být dostatečná vlhkost vzduchu a konvekční kondenzační hladině musí ležet co nejníže. V odkazu najdete článek věnující se přímo kondenzační hladině. Aby mohl vzniknout při výstupu vzduchu oblak a pokračovat ve vertikálním vývoji do stavu, kdy se oblak Cumulus přetvoří v Cumulonimbus.

A následně vznikne tedy bouřka. Poté jsou nutné podmínky pro udržení výstupných pohybů vzduchu. Bouřka čili bouřkový oblak projde typickým cyklem, tedy vývojem v podobě dalších stádií. Nyní popisujeme stádium růstu oblaku a vzniku bouřky. Následuje stádium vrcholu nebo-li zralosti, kdy oblak produkuje srážky a má další projevy. A stádium rozpadu, kdy odpadnou vhodné podmínky pro další rozvoj oblaku, bouřka ustává a oblak začíná slábnout a zanikat.