Rieth József: Anyagvilág - Háttérinformáció

Konvekció

TartalomjegyzékhezVilágképem <  Anyag-időszak     

A konvekció - azaz a nem közvetlenül nyomásgradienssel, hanem közvetett módon, más terekkel hajtott anyagáramlás - jelen van mindenhol a minket körülvevő világban. Leggyakoribb, közismert példája a termikus térrel (hőmérséklet-gradienssel) gerjesztett áramlás. A konvekció tipikusan nem-egyensúlyi folyamat, beindulásához egymással versengő erők (vagy forgatónyomatékok) egyensúlyának megbomlása szükséges. Az erők egy része stabilizál. Amíg ezek vannak túlsúlyban, addig a rendszer nyugalomban van. Amikor a destabilizáló erők növekednek és az előbbieket éppen kiegyenlítik, akkor indul be az instabilitás, a folyamatot ezért egy küszöbtérrel lehet jellemezni. A konvekció térben és/vagy időben inhomogén anyageloszláshoz vezet, szabálytalan, periodikus és turbulens örvényrendszereket, mintázatokat hozva létre. A mintázatok igen változatos formákat ölthetnek, tipikus a párhuzamos csíkrendszer és a spirálszerkezet.

Termikus térrel, vagyis hőmérséklet-gradienssel vezérelt konvekció ideálisan, laboratóriumi körülmények között egy vízszintes, d vastagságú, alulról fűtött folyadékrétegben valósulhat meg (1. ábra). Ez "konyhanyelven” úgy hangzik, hogy végy egy serpenyőt, tölts bele étolajat és tedd a tűzhelyre. A disszipatív hővezetés és a viszkózus csillapítás a folyadékáramlást gátolja, azaz stabilizál. A destabilizáció a hőtágulásból eredő felhajtó erőnek, vagyis tulajdonképpen a gravitációs térnek köszönhető: az alul lévő folyadékréteg melegebb, tehát kisebb a sűrűsége, mint a felette levő hidegebb rétegé. Ez tipikusan nem-egyensúlyi szituáció, az egyensúly helyreállításához a rétegeknek helyet kell cserélniük, ami csak úgy történhet, hogy az edény aljáról kis, meleg folyadékcsomagok szabadulnak el a felszín felé, amelyek helyére felülről hideg anyag áramlik. Az eredmény konvekciós hengerek, örvények kialakulása lesz, amelyekben az anyag a felszín és az aljzat között zárt hurkok mentén áramlik (1. ábra). Az így kialakult örvényrendszereket és magát a jelenséget Rayleigh-Bénard-instabilitásnak hívjuk.

A jelenség értelmezéséhez az anyagsűrűség és az áramlási sebesség térbeli és időbeli változásait kell leírni. Ehhez a folyadékdinamika egyenleteiből (pl. Navier-Stokes-egyenlet) kell kiindulni. Mivel csatolt, parciális differenciálegyenletekről van szó, analitikus megoldás csak bizonyos paramétertartományokban, például a konvekció beindulási küszöbének közvetlen környezetében, adható meg. Nagy meghajtó terek, azaz nagy hőmérséklet-gradiens esetén az egyenletek számítógépes szimulációja segíthet a megoldás keresésében. E paraméterek dimenziótlan kombinációja a Rayleigh-szám (R), ami a vizsgált rendszer konvekcióra való hajlandóságát fejezi ki, és a konvekció beindulásához - rendszerfüggetlenül - körülbelül 1700-as értékét kell elérnie.

A Rayleigh-Bénard-instabilitást régóta és sokan vizsgálták, ennek számos bizonyítékát találjuk az irodalomban. Az elért eredményeket felhasználhatjuk számos, a természetben megfigyelhető jelenség értelmezésénél.

Termikusan hajtott konvekció bármilyen halmazállapotú anyagban kialakulhat. Gázokban (pl. levegőben) az áramlás nyomait mutatják a fűtőtest mögötti falon lerakódott porcsíkok. De konvekció eredményei a sztratoszférában kialakult struktúrák, felhőrendszerek, időjárási frontok és azok dinamikája is, hiszen a Földet körülvevő levegőréteg is erős hőmérséklet-gradiensnek és gravitációs térnek van kitéve. A különböző trópusi viharok (tájfun, hurrikán) és légtölcsérek (tornádó) mind a konvekció látványos, bár sokszor katasztrófákat előidéző példájául szolgálnak. Ha már az égen kalandozunk, egy asztrofizikai példát is megemlíthetünk, a csillagok belső anyagának turbulens keveredését.

A folyadékok konvektív instabilitásaira már említettük a serpenyőben melegedő olaj példáját, ahol a kellően felforrósodott alsó rétegből felfelé áramló "buggyanatok” rendszere jól megfigyelhető a felszínen. De nagyobb méretskálák felé is elmehetünk: a tengeri és óceáni áramlatok is konvekció következményei. A hatalmas tömegű víz körülbelül 10%-a vesz részt a jól ismert felszíni áramlatokban (pl. a Golf-áramlat Európa nyugati partjánál), de cirkulál a mélyben a maradék 90% is, a kevésbé tanulmányozott mélytengeri áramlatokban. Ez a rendszer természetesen sokkal bonyolultabb a laboratóriumi kísérletnél, ugyanis a tengerek nem csak alulról (a Földbelsejéből), hanem felülről, a Naptól is melegszenek. Ezen kívül, a rendszer forog, tehát a Coriolis-erőt is figyelembe kell venni. Ráadásul a tengerfenék domborzata változatos, azaz a vízréteg vastagsága nem állandó, továbbá a tengerek sókoncentrációja is inhomogén és a mélység függvénye. Konvekció zajlik a Föld olvadt magjában is. Ennek kiemelkedő jelentőségét az adja, hogy a konvekcióhoz kapcsolódó dinamóeffektusnak tulajdonítható a Föld mágneses tere, amely a földi élet számára nélkülözhetetlen védelmet biztosítja a kozmikus sugárzás ellen.

Hőmérséklet-gradiens hatására a szilárd anyag, például a földkéreg - bármennyire hihetetlennek tűnik - is áramlik. Bizonyított, hogy ugyanazok az erők, amelyek a konvekciót vezérlik az atmoszférában és az óceánokban, a szilárdföld kéregben is hatnak. A Földbelsejének hője a felső rétegek konvekcióját is vezérli, ami lassú, évente pár cm elmozdulást okoz és plaszticitásnak nevezik. Ennek leírása még az óceáni áramlatoknál is bonyolultabb eset, mert a változó rétegvastagságon és a Coriolis-erőn kívül figyelembe kell(ene) venni az anyag nagyfokú heterogenitását: vannak lágy, laza részek, mint a termőföld és a homok, illetve kemények, mint a sziklák és a különböző összetételű és tulajdonságú kövületek, láva stb. Az bizonyos, hogy a földkéreg lemezeinek folyamatos egymásra csúszása, a tektonikus mozgás, földrengésekhez vezet(het), amit kívánatos lenne minél pontosabban leírni/megérteni, mert akkor az előrejelzés lehetőségéhez is közelebb kerülhetnénk.

------------------

1. Felhajtóerő

A felhajtóerő (pozitív előjellel) olyan felfelé ható erő, mely egy légrész és a környező levegő közti sűrűségkülönbség révén alakul ki. Ez az erő a légrészek függőleges gyorsulását idézi elő, ily módon alapvető szerepet játszik a konvektív fel- és leáramlások létrejöttében. Számos tényező növelheti, ill. csökkentheti a légrészekre ható felhajtóerőt. A hőmérséklet és a páratartalom emelkedése fokozza, míg a kondenzáció során megjelenő (lebegő) felhőcseppek és a hulló csapadék csökkenti a felhajtóerőt.

A nagyskálájú mozgások esetében a felhajtóerő és (a nagyobb nyomás felől a kisebb felé mutató) függőleges nyomási gradiens erő összemérhető egymással, az ilyen mozgások hidrosztatikus egyensúlyban vannak. Kisléptékű folyamatoknál azonban - mint pl. a konvekció esetében - a felhajtóerő lényegesen meghaladhatja a függőleges nyomási gradiens erőt. Ennek eredményeképpen a függőleges gyorsulás sokkal nagyobb lehet, mint ami a nagyskálájú mozgásokra jellemző. Ezeket a mozgásokat nem-hidrosztatikusnak nevezzük.

Amennyiben a vertikális szélnyírás gyenge, a konvektív fel- és leáramlások kialakításában a felhajtóerő a meghatározó. Erősebb szélnyírás esetében a feláramlás és a szélnyírás kölcsönhatása erősítheti ill. gyengítheti is a vertikális gyorsulásokat. Ezt a kölcsönhatást "A konvekció alapjai III. - A szélnyírás és a konvekció kapcsolata" című anyagban mutatjuk be részletesebben.

2. Felhajtóerővel kapcsolatos folyamatok

A felhajtóerővel kapcsolatos alapvető folyamatokat egy szélnyírásmentes környezetben kifejlődő, egycellás zivatarfelhő jellemző életciklusán keresztül mutatjuk be

2.1 Első szakasz - fejlődő stádium Azt a magasságot, ahol az emelkedő légrész először válik melegebbé (kevésbé sűrűvé) a környező levegőnél, szabad konvekciós szintnek (LFC - level of free convection) hívjuk. Instabil légköri feltételek mellett az LFC-t elérő légrész addig emelkedik tovább szabadon (2. ábra), amíg olyan hideg (sűrű) nem lesz, mint a környező levegő. Az a magasban elhelyezkedő szint az egyensúlyi szint (EL - equilibrium level), mely fölött a környező levegő már végig melegebb az emelkedő légrésznél.

2.2 Második szakasz - érett stádium Elérve az EL magasságát, a légrész hőmérséklete éppen a környező levegőével fog megegyezni. Mivel azonban a légrész bizonyos mennyiségű momentummal rendelkezik, némileg még az EL felett is folytatja emelkedését, noha ekkor már hidegebb a környezeténél. Ez a járulékos emelkedés hozza létre az üllőből kitüremkedő ún. túlnyúló csúcsot. A környezeténél hidegebb légrész végül az EL felé kezd süllyedni. A légrész azután még - egyre kisebb mértékben - tovább oszcillálhat az EL körül. A folyamat ismétlődésével ezen a szinten egyre inkább felhalmozódnak a légrészek, és kénytelenek oldalirányban szétterjedni, létrehozva a zivatarfelhő üllőjét (3. ábra). Mialatt mindez lezajlik, a feláramlásban kondenzálódik a nedvesség. A kicsapódott vízcseppek súlya aztán túl nagy lesz ahhoz, hogy a feláramlás fenntartsa, így a csapadék a feláramláson keresztül hullani kezd lefelé.

 

2.3 Harmadik szakasz - érett stádium A csapadékképződés jelentősen csökkenti a pozitív felhajtóerőt, a lefelé hulló csapadék magával ragadja a levegőt, kialakítva ezzel a leáramlást (4. ábra). Kezdetben a leáramlás erősségét leginkább ez a tényező határozza meg. A másik összetevő a leáramlás lehűléséhez járul hozzá, mely egyrészt a középszintű szárazabb levegő bekeveredéséből fakad, másrészt a csapadék felhőalap alatti párolgásából származik. Mindkét részfolyamat hűtő hatása növeli a leáramlás és a környezet közötti hőmérsékletkülönbséget, ezáltal fokozva a lefelé irányuló gyorsulást.

Esettanulmányok alapján elmondható, hogy a zivatarokban leáramló levegő nagy része középszintről származik, általában 3-5 km magasságból.

2.4 Negyedik szakasz - feloszló (disszipálódó) stádium A leáramlás a felszínt elérve sugárirányban szétterül, hideg légtestet képezve. A terjeszkedő hideg levegő hatására zivataros kifutószél jön létre, melynek vezető éle a kifutó(szél)front (gust front). A zivatarcella végső életstádiumát az jelenti, amikor a le- és kiáramlás válik meghatározóvá (5. ábra). Ekkorra a felhajtóerő már mindenütt negatívvá válik, a cella alól kifutó hideg levegő elvágja a felhő meleg levegővel történő utánpótlását.

3. A termodinamikai diagram

Az előrejelző meteorológusok számára a felhajtóerő potenciális erősségének prognosztizálására a legjobb eszköz a termodinamikai diagram, mint pl. a hazánkban használatos emagram, vagy az USA-ban elterjedt Skew-T Log-P diagram (a továbbiakban az utóbbi típussal foglalkozunk). A légrészek emelkedésének és süllyedésének megfelelő görbéit követve az előrejelző a termodinamikai diagram alapján meg tudja becsülni a konvekció le- és feláramlásainak potenciális erősségét. E folyamatokat ezen ismeretterjesztő anyag későbbi részeiben részletesebben bemutatjuk.

Érdemes megvizsgálni, hogy vajon mitől is rendelkezik egy légrész pozitív előjelű felhajtóerővel? Tudjuk, hogy amennyiben egy légrész a környezeténél melegebb lesz, akkor emelkedésbe kezd. Adiabatikus, azaz hőcserementes folyamatokat feltételezve a telítetlen felszínközeli légrész emelkedése a diagram száraz adiabatáját követi (-0.97 C/100 m). Az emelkedő légrész harmatpontja jelöli ki azt az izogramot, amely mentén a keverési arány (vízgőz tömege/száraz levegő tömege) a magassággal felfelé haladva állandó marad.

A diagramon, ahol a száraz adiabata és a harmatpontból indított konstans keverési arány görbéje metszi egymást, a légrész telítetté válik, és megindul a kondenzáció. Ez a metszéspont az emelési kondenzációs szint (LCL - lifting condensation level), mely fölött a légrész (a kondenzáció során felszabaduló látens hő miatt) a nedves adiabatát követi, és emiatt a környező levegőnél melegebbé és kevésbé sűrűvé válhat. Ameddig a nedves adiabata mentén felszálló légrész melegebb és ritkább a környezeténél, folytatja az útját felfelé. Ezen feltétel megléte esetén instabilitásról beszélünk.

Konvekciót gátló légrétegződés hiányában az LCL megegyezik az LFC-vel (7. ábra). A konvekció számára akadályt képező légrétegződés fennállásakor az LFC magasabban lehet, mint az LCL, de soha nem lehet alacsonyabban. A konvektív gátlást a 4. fejezet-ben ismertetjük részletesebben.

3.1 Az emelési index (LI) Az emelési index (LI - lifted index) egy egyszerű paraméter az adott környezeti feltételek esetén fennálló instabilitás mértékének jellemzésére. Kiszámítása egy reprezentatív talajközeli légrész segítségével történik, melyet a száraz adiabata mentén az LCL-ig emelünk, majd a nedves adiabata mentén egy magasabb szintig vezetünk fel, általában 500 hPa-ig. Végül az adott szint környezeti hőmérsékletéből kivonjuk a légrész hőmérsékletét.

Ha a légrész 500 hPa-on hidegebb a környezeténél, akkor az LI pozitív értéket vesz fel, ami negatív felhajtóerőt jelent ezen a szinten, így a légrész kevésbé vagy egyáltalán nem képes magasabbra emelkedni. Fordított esetben, amikor a légrész melegebb a környezeti levegőnél, az LI negatív eredményt ad, és a felhajtóerő pozitív előjelet kap, a légrész tehát tovább tud emelkedni (8. ábra). A 0 alatti LI tehát a konvekció lehetőségére utal, -4-nél alacsonyabb értékek pedig már fokozottabb a heves zivatarok esélye. Az USA középső részein a tavaszi, nyári hónapokban nem olyan ritka a -10-12-es LI sem.

Az LI előnye, hogy könnyen becsülhető vele a várható konvekció mértéke, hátránya viszont az, hogy csak egy szinten hasonlítja össze a légrész és a környezet hőmérsékletét. Emiatt ez az index sokféle helyzetben (pl. középszinten nagy kiszáradás, inverzió) nem mutatja megfelelően a valóban lehetséges konvekció mértékét. Az LI-t ezért érdemes a teljes rádiószondás felszállás ismeretében használni.

3.2 A CAPE-index A felhajtóerő energiájának becslésére egy sokkal jobb módszer, ha a hőmérsékletkülönbséget nem csak egy szinten, hanem az LFC és az EL között minden egyes szinten kiszámítjuk, és ezen különbségeket összeadjuk. A különbségek összegzésével kapott mennyiség egyenlő lesz a 9. ábrán látható, görbék által bezárt ún. pozitív terület nagyságával. Levezethető, hogy a terület nagysága a termodinamikai diagramokon arányos a munkavégzéssel, így ezen terület nagysága arányos lesz a felhajtóerő munkájával. A pozitív területet tehát a CAPE-index (convective available potential energy - konvektív hasznosítható potenciális energia) segítségével tudjuk leírni, melynek mértékegysége a J/kg. A rádiószondás felszállásokat analizáló programok legtöbbje a CAPE-indexet is kiszámolja.

A CAPE kiszámításához rendszerint egy olyan légrészt veszünk alapul, amely az alsó 50-100 hPa átlagos hőmérsékleti és nedvességi viszonyait tükrözi, ugyanis ez a légréteg jellemzi leginkább a zivatarokat tápláló "fűtőanyag" légköri feltételeit.

Zivatarok környezetében az 1000-2000 J/kg körüli CAPE viszonylag gyakorinak számít, bár némelykor 5000 J/kg fölötti értékek is előfordulhatnak.

Nem szabad elfelejtenünk, hogy a CAPE használatakor tekintettel kell lennünk a szonda teljes profiljára, különösképpen a záróréteg erősségére, a vertikális nedvességi viszonyokra, az LFC helyzetére, ill. a CAPE elrendeződésére, ami szintén módosíthatja a konvekciót.

3.3 A maximális vertikális sebesség becslése A CAPE azért olyan jól használható paraméter az előrejelző szakemberek számára, mert egyenesen aránylik a feláramlások lehetséges maximális sebességéhez (Wmax), ahogy ez a 10. ábra egyenletéből is látható. Ez az egyenlet figyelmen kívül hagyja a bekeveredést, a csapadék jelenlétét és a nyomás perturbáció hatását. Ezen egyszerűsítések következtében a Wmax általában kb. kétszeresen becsli felül a valóságban előforduló feláramlások erősségét.

Ha ezzel az egyenlettel számolunk, akkor egy viszonylag magas 2000 J/kg-os CAPE mellett a Wmax-ra 63.2 m/s-ot kapunk, ami a felülbecslés figyelembevételével egy reálisabb 31.6 m/s-os értéket ad a feláramlások maximális erősségére.

4. A bekeverés és a csapadék hatása

Azt, hogy az adott helyzetben a CAPE értékéből ténylegesen mennyi realizálódik, jelentősen befolyásolja a felhajtóerő függőleges rétegződése és a nedvesség vertikális elrendeződése, továbbá a bekeveredés és a csapadékvíz-tartalom. A 11. ábrán pl. két rádiószondás felszállást láthatunk, melyek azonos nagyságú CAPE-et mutatnak. Az "A" esetben a CAPE a profil alsó felében koncentrálódik, vizuálisan "kövérebb", ugyanakkor a "B" profilon magasabb szintekig nyúlik fel, de "soványabb". Ha minden egyéb légköri feltételt azonosnak veszünk, az A profil erősebb feláramlásokat fog produkálni, mint a B, különösen az alacsonyabb szinteken. Ennek elsődleges oka, hogy a felszínről induló légrész a környezethez képesti nagyobb hőmérséklet-különbség miatt gyorsabban emelkedik, továbbá így kevesebb idő áll rendelkezésre a száraz középszintű levegő bekeveredésére, vagyis kevésbé redukálódik a felhajtóerő. Emellett az A profil erősebb feláramlása több csapadékot tud fenntartani a magasban, tehát kevesebb csapadék hullik vissza a feláramlás alacsonyabb részeibe. A kevesebb csapadék kisebb mértékben ragadja magával lefelé a levegőt a felhő alsó részébe, segítve ezzel az erős feláramlás fennmaradását.

A kisebb hőmérséklet-különbség okozta gyengébb feláramlások ellenére a B esetben az A-hoz hasonlóan nem jelentős a bekeverés negatív hatása, mivel a környezetből bekeveredő levegő nedvesebb a másik profilhoz képest. Emellett azonban a nagyobb arányban hulló csapadék jelentősen csökkenti a maximális feláramlások erősségét az A felszálláshoz viszonyítva.

11. ábra Azonos CAPE-értékű, de különböző erősségű feláramlásokra utaló Skew-T diagramok

A 12. ábrán egy olyan példát láthatunk, amikor a két profil CAPE-értéke és vertikális eloszlása is azonos, de a B profilon a magasban jelentős kiszáradás van az A-hoz képest. Az A eset erősebb feláramlásokat eredményez, mint a B, az utóbbinál azonban jóval erősebb leáramlások alakulnak ki. A középszintű száraz levegő nedves levegőbe keveredése visszafogja a felhajtóerőt, elsősorban a párolgás által kifejtett hűtő hatás következtében. Ez végeredményben a feláramlások gyengülését és a leáramlások erősödését okozza.

5. Konvektív gátlás (CIN)

Eddig szándékosan figyelmen kívül hagytuk a gyakran előforduló záróréteg jelenlétét, amelyet a konvektív gátlás paraméterével (CIN - convective inhibition) írhatunk le (mértékegysége a CAPE-indexhez hasonlóan J/kg). Ez a záróréteg, amely a hőmérséklet vertikális profiljában mutatkozik meg, megakadályozhatja a talajközeli légrészeket az LFC elérésében, meggátolva a zivatarok kialakulását akkor is, ha a magasban nagy labilitás áll rendelkezésre. A záróréteg adott esetben inverziót (a magassággal növekvő hőmérsékletet) is jelenthet, de ez nem szükséges feltétel, mivel a környezet izoterm vagy ahhoz közeli légrétegződése is visszafoghatja a konvekciót. Záróréteg jelenlétében valamilyen további mechanizmusra van szükség annak áttöréséhez. Mezoléptékű emelés hiányában három olyan folyamat mehet végbe, mely segítségével legyőzhető a CIN:

a., melegedés (13. ábra) b., nedvesedés (14. ábra) c., szinoptikus skálájú emelés (15. ábra)

Az erősebb záróréteg (magasabb CIN) csökkenti a konvekció valószínűségét, de ha esetleg mégis kialakul zivatar, az nagyobb eséllyel válik hevessé. 5.1 Záróréteg megszűnése melegedés során A melegedés szerepét bemutató 13. ábrán látható, hogy a záróréteg mindaddig meggátolja a konvekció kialakulását, amíg a levegő a talaj közelében fel nem melegszik egy bizonyos mértékig. A CAPE-pel jellemzett instabilitás a besugárzásból fakadó hőmérsékletemelkedésnek megfelelően napközben növekszik, amíg a melegedés teljesen meg nem szünteti a záróréteg hatását. Az ekkor kitörő zivatarok sokkal erősebbek lehetnek, mintha CIN hiányában keletkeztek volna a nap korábbi szakaszában, amikor a talajközeli légréteg még nem melegedett fel jelentős mértékben. A hőmérséklet emelkedése nem csak kizárólag a besugárzáshoz köthető, hanem melegadvekció is okozhatja.

5.2 Záróréteg megszűnése nedvesedés által A záróréteg megszűnésének másik módja, ha a légkör alsó rétegeiben a nedvesség, azaz a harmatpont növekszik. A 14. ábra animációján nyomon követhető, ahogy a termodinamikai diagramon a növekvő harmatpont az emelkedő légrész útját jobbra tolja el. E folyamat végül odáig vezet, hogy a légrész útja során végig melegebb lesz környezeténél, ezáltal teljesen felszámolódik a CIN.

Az alacsonyabb szintek harmatpontjának növekedése bekövetkezhet nedvesség-advekció során, vagy akár a helyi nedvesség-források (pl. tó, öntözött föld, stb.) párolgása miatt. Ahogy azt a 14. ábrán is megfigyelhetjük, az alacsonyszintű nedvesség-advekció rövid idő alatt jelentősen lecsökkentheti a negatív terület (CIN) nagyságát. Az advekció szerepe még akkor is jelentős lehet, ha a levegő már eredetileg is nedves. A párolgás akkor igazán hatékony, amikor a feltételek kezdetben szárazak, vagy csak kis mértékű harmatpont-emelkedés szükséges a záróréteg áttöréséhez.

5.3 Záróréteg megszűnése szinoptikus skálájú emelés révén A záróréteget szinoptikus skálájú emelés is megszűntetheti, pl. egy rövidhullámú teknő vagy egy hidegfront átvonulása során. A 15. ábrán látható, hogy e folyamat megemeli, gyengíti, ill. balra tolja el a záróréteget. Mivel ez a mechanizmus önmagában meglehetősen lassan fejti ki hatását, ezért sokkal hatékonyabb, ha kombinálódik az alsóbb szintek hőmérsékletének és/vagy harmatpontjának emelkedésével.

6. A leáramlások erőssége

A leáramlások erőssége és a talajra érkező, radiális irányban kifutó hideg levegő a meghatározója a zivataros kifutószél erősségének, és az ennek vezető éle mentén kialakuló újabb celláknak. A leáramlások erősségét (szélnyírásmentes környezetben) elsődlegesen a felhő csapadékvíz-tartalma, illetve a párolgás mértéke határozza meg. A felhő csapadékvíz-tartalma egyrészt a légrészek nedvességtartalmától, másrészt a feláramlások erősségétől függ, amely kezdetben késleltetni tudja a csapadékhullást. A párolgás révén a légrész a környezet levegőjéhez képest lehűl és nagyobb sűrűségűvé válik, ebből következően a leáramlások erősödni, a feláramlások pedig gyengülni fognak. A párolgás hatását a felhő csapadékvíz-tartalma, a környezet kiszáradásának mértéke, ill. a csapadék fajtája határozza meg.

Általában nehéz megbecsülni a csapadékvíz mennyiségének a leáramlások erősségéhez történő hozzájárulását. A párolgás okozta hűlés hatásának becslésére azonban léteznek viszonylag jó módszerek. Az alább következő két alfejezetben erre láthatunk példákat a termodinamikai diagramokon.

6.1 Nedves hőmérséklet, nedves potenciális hőmérséklet A leáramlások rendszerint 3-5 km-es magasságról indulnak. Ebben a példában (17. ábra) azt feltételezzük, hogy a leáramlás 700 hPa-ról ered és végig a talajig telített marad, nem keveredik a feláramlással.

A leáramló légrész termodinamikai útját úgy becsülhetjük meg, hogy először meghatározzuk az ún. nedves hőmérsékletet, majd onnan a nedves adiabatát követve a talajig süllyedünk. A termodinamikai diagramon úgy határozzuk meg a 700 hPa-os szint nedves hőmérsékletét, hogy 700 hPa-ról a száraz adiabatát addig követjük, amíg az a 700 hPa-os szint harmatpontjából indított izogramot el nem metszi. Ezáltal a légrészt telítésig emeljük, majd a nedves adiabata mentén a kiindulási szintre visszük (ha ezen légrész 1000 hPa-ig süllyed, az így kapott hőmérsékletet nedves potenciális hőmérsékletnek nevezzük). Ebből a példából láthatjuk, hogy a légrész végig hidegebb marad környezeténél, gyorsulva süllyed lefelé.

18. ábra A DCAPE (downdraft convective available potential energy), a CAPE leáramlásokra vonatkozó megfelelője, negatív felhajtóerő

6.2 Lehetséges maximális lehűlés A nedves potenciális hőmérséklet egy becslést ad a légrész párolgás révén bekövetkező lehetséges maximális hűlésére. A folyamat végeredményeként kapott lehűlés kisebb mértékű lesz, ha a légrész lefelé történő süllyedése során nem marad végig telített. Emiatt az alsóbb szinteken sokkal inkább már a száraz adiabatát fogja követni, mintsem a nedveset (19. ábra).

A 20. ábrán azt láthatjuk, hogy ha középszinteken nedvesebb a környezet, akkor a nedves potenciális hőmérséklet magasabb, és ezáltal a lehetséges maximális lehűlés is kisebb mértékű lesz, amely pedig csökkenteni fogja a leáramlás erősségét. Ez történik akkor is, ha a leáramlásba bekeveredik a melegebb, nedves feláramló levegő.

6.3 A zivataros kifutófront erőssége Amellett, hogy a párolgás hat a leáramlás erősségére, döntően befolyásolja a cella alól kifutó szél erősségét is.

A leáramló hideg levegő és az annak következtében kialakuló széllökések közti összefüggés elméletileg meghatározható. A levezetés alapján a kifutófront terjedése egyrészt a kifutó hideg levegő vastagságától, másrészt a környezethez képesti hőmérsékletkülönbségtől függ. Végeredményben tehát minél vastagabb a kialakuló hideg légtest, ill. minél hidegebb a környezetéhez képest, annál nagyobb szelet fog okozni.

A kifutó hideg levegő sebessége a cella élettartalmára is döntő hatással van. Ha a cellától a kifutófront gyorsan eltávolodik, hamar elvágja a meleg nedves levegő utánpótlását, ezzel a cella gyors halálát okozva.

------------------

Napfolt és a Föld

Hatalmas forró gáztömegek emelkednek és süllyednek egymás közelében, miközben mágneses erővonalak mentén szuperszonikus sebességgel mozognak. Óránként 10 vagy 15 ezer kilométert is megtesznek, tehát a Föld átmérőjével megegyező távolságot haladnak. Egy minden korábbinál részletesebb megfigyelés révén első alkalommal sikerült függőleges hőáramlást kimutatni a napfoltokban.

Közel száz éve ismert, hogy a napfoltok külső gyűrű alakú, penumbra nevű részén gyors gázáramlás zajlik, azonban ennek mibenléte és pontos jellemzői eddig ismeretlenek voltak. Az Evershed-áramlás nevű jelenséget az 1900-as évek elején fedezték fel, aminek keretében a penumbrában közel horizontális irányú anyagmozgás mutatkozik. A nagyfelbontású felvételeken a területen bonyolult szálas szerkezet jelenik meg, feltehetőleg az áramlás miatt. Emellett a modellek arra is utaltak, hogy a területen nemcsak vízszintes áramlás lehet.

A kutatók a svéd 1 méter átmérőjű naptávcsővel 2010. május 23-án készült részletes megfigyelések alapján rekonstruálták a napfoltokban fellépő mozgást. A penumbra területén 3-4 kilométer/másodperc sebességű áramlást azonosítottak, amiben közel 1 kilométer/másodperc nagyságú függőleges komponens is megjelenik. Utóbbi a konvektív áramlást képviseli, amelyet a napfoltokon kívül már régóta ismernek csillagunk felszínén. A konvekció során a melegebb és kisebb sűrűségű anyagbuborékok emelkednek, míg a hidegebbek és sűrűbbek süllyednek.

A most vizsgált napfoltoknál a lefelé irányuló gázmozgás főként a sötét területeken, a kifelé mutató mozgással együtt figyelhető meg. Az itt haladó anyag útvonala a helyi vízszintessel kis szöget, közel 10 fokot zár be. Minderre főleg a penumbra belső részén kerül sor. Eközben a fényesebbnek mutatkozó szálaknál feláramlás jellemző, az előzőnél meredekebb szögben. A függőleges áramlások általában 1 kilométer/másodperc sebességűek lehetnek, míg oldalirányban ennél gyorsabban is haladhat az anyag. A kutatók eredményeiket a Science június 2-i számában publikálták.

TartalomjegyzékhezVilágképem <  Anyag-időszak     

-----------------

http://www.kfki.hu/fszemle/archivum/fsz0810/mindentudas0810.html

http://www.szupercella.hu/node/284

http://www.origo.hu/tudomany/vilagur/20110601-konvekcio-a-napfoltoknal-a-penumbraban-az-evershedaramlassal-kapcsolatos-fuggoleges.html