ODPÚTAVANIE BUBLÍN Z PRÍZEMNEJ VRSTVY

Eugen Lexmann

Podmienky v tenkej prízemnej vrstve

Vo voľnej atmosfére sa prakticky nestáva, že by bol vertikálny teplotný gradient väčší ako 1°C/100m. Keď si však prezeráme diagramy vertikálneho priebehu teploty z poludňajších aerologických meraní za konvektívneho počasia, vidíme, že vo vrstve hrubej niekoľko 100m býva tento gradient 1,5 až 2°C/100m. Ďalej, ak si pozrieme záznam citlivého termografu (z merania za konvektívneho počasia), vidíme, že teplota vzduchu v štandardnej výške merania v dvoch metroch nad terénom pulzuje o ± 0,5 až 1°C. Z toho vyplýva, že v spodnej vrstve hrubej niekoľko metrov môže byť gradient 5 aj viac stupňov na 100 m. No a konečne, vo vrstvičke bezprostredne priliehajúcej k povrchu sa tento gradient ešte niekoľkonásobne zväčšuje - uvedomme si, že keď je v lete za slnečného počasia teplota v meteorologickej búdke povedzme 30 stupňov, suchý piesok alebo hlina má 40 - 50, asfalt možno aj 60 stupňov.

Gradient autokonvekcie

Keďže vzduch je stlačiteľný plyn, má najväčšiu hustotu pri povrchu a s výškou sa hustota zmenšuje. Súčasne klesá s výškou aj teplota. Klesaním teploty sa objem vzduchu zmenšuje (vzrastá hustota), čím sa skutočný pokles hustoty s výškou zmierňuje. Ak by bol pokles teploty s výškou o 3,4 °C/100 m výšky, boli by tieto protichodne pôsobiace vplyvy rovnaké a hustota s výškou by bola konštantná. To znamená, že ak je v prízemnej vrstve vertikálny teplotný gradient väčší ako 3,4°C/100m, má dolu vzduch menšiu hustotu ako hore a zdalo by sa, že by mal začať samovoľne stúpať (odtiaľ názov gradient autokovekcie). V skutočnosti však ani toto nestačí. Ako príklad takéhoto trvajúceho vratkého stavu môžeme uviesť bublinky vzduchu na dne pohára s minerálkou (tu je však príčina iná, ako v atmosfére) . Kŕčovite sa tam držia a stúpať začnú, až keď prekročia akýsi kritický objem alebo ak sa s pohárom pohrká.

Teplejší, od povrchu zohriaty vzduch, začína stúpať ...

Každý výklad konvekcie sa začína približne takouto vetou. V skutočnosti vzduch nezačne stúpať len tak. Opäť si dovolím uviesť jedno prirovnanie: Predstavme si, že tenký filtračný - pijavý papier chytíme za štyri rohy a tenkým cícerkom naň púšťame vodu. Papier bude vodu prepúšťať len po kvapkách, ale po čase, keď už bude tlak vody väčší, na mieste, kde je papier najtenší a najviac rozmočený, sa natrhne a cez rýchlo sa zväčšujúcu dieru voda vychrstne na zem. Iná možnosť je, že do nás niekto drgne, odtrhne sa nám jeden roh papiera a voda sa tiež vyleje. Nejako podobne sa začínajú aj konvektívne prúdy. Vzduch je zlý vodič tepla, prenos od teplého povrchu do vyšších vrstiev by bol vedením veľmi pomalý, ale existuje efektívnejší mechanizmus - turbulentné premiešavanie. Mikroskopické objemy vzduchu, silne zohriate priamym dotykom od povrchu, nepravidelne “vystreľujú”, stúpajú vo vrstve hrubej niekoľko centimetrov až niekoľko desiatok centimetrov a tak postupne vzniká nad povrchom vrstva teplého vzduchu, pričom pozvoľna rastie jej teplota aj hrúbka. Skôr, ako sa z tohto vzduchu vytvorí stúpajúca “bublina” (takých rozmerov, ako sme o nich zvyknutí hovoriť medzi pilotmi klzákov) alebo konvektívny stúpavý prúd, “leží” tento teplý vzduch nad povrchom v tvare akéhosi paplóna či vankúša. Veľký teplotný gradient v tenkej prízemnej vrstve a teda aj veľká zmena hustoty vzduchu s výškou, ktorá sa súčasne pri turbulencii neustále mení, je príčinou nepravidelného ohybu svetelných lúčov. Obraz krajiny, ktorý pozorujeme cez takúto vrstvu, sa preto “mihoce”, ako keby sme nemali dobre zaostrené. Nad veľmi teplým povrchom, napríklad nad horúcim asfaltom, je ohyb lúčov taký výrazný, že pri šikmom pohľade na zem sa nám zdá, že cesta je mokrá a to vlastne vidíme oblohu - to je regulérna fatamorgána.

Turbulencia a vietor

Turbulencia spôsobuje vertikálne premiešavanie vzduchu. Tým dochádza nielen k vertikálnemu prenosu tepla, ale aj hybnosti. Častice vzduchu, ktoré sú v prízemnej vrstve trením o povrch pribrzdené, stúpaním brzdia horizontálny pohyb - vietor vo vyšších vrstvách. Na druhej strane, objemy vzduchu s väčšou horizontálnou rýchlosťou vo vyšších hladinách, pri pohybe smerom nadol zvyšujú rýchlosť vetra v prízemnej vrstve. Tento mechanizmus sa uplatňuje aj v tenučkej vrstve, kde funguje spomínaná mikroturbulencia a aj v niekoľko kilometrov hrubej vrstve s termickou konvektívnou turbulenciou. Preto sa cez deň pri povrchu rýchlosť vetra zväčšuje. Na kopcoch je denný chod vetra opačný. V noci sa nad nížinou a v dolinách vytvorí inverzia. Tam vzduch stagnuje a nad hladkým povrchom inverzie sa vzduch v noci “šmýka” rýchlejšie ako cez deň (samozrejme predpokladáme, že barický gradient je rovnaký). Aj známe „ticho pred búrkou„ je vlastne utíšenie vetra v priestore, ktorý je zatienený rozširujúcou sa kovadlinou búrkového oblaku. Povrch sa už nezohrieva slnečným žiarením, v okolí kumulonimbu sú klesavé pohyby vzduchu, takže vertikálne teplotné zvrstvenie sa stabilizuje. Normálny vietor, ktorý je spôsobený tlakovým gradientom a ktorý bol v dôsledku konvekcie pulzujúci, pri zemi zoslabne a prevláda už len tiché (laminárne) prúdenie smerom k oblaku.

Impulz k vzniku stúpavého prúdu

Najčastejším impulzom k vzniku stúpavého prúdu sú nerovnosti terénu za spolupôsobenia vetra. Ak je vzduch prúdiaci v spodnej vrstve atmosféry instabilne zvrstvený a narazí na nejakú prekážku (kopec, zlom v teréne, hrádza alebo násyp, okraj lesa, väčšia budova alebo aj skupina stromov) musí na jej náveternej strane stúpať. V tom okamžiku sa stane vystupujúci vzduch teplejší od okolitého v tej istej hladine, čo mu dodáva zrýchlenie vo vertikálnom smere. Silnejúci výstupný prúd postupne strháva do výstupného pohybu teplý vzduch z okolia až do odčerpania celej zásoby. Po čase, keď sa vzduch opäť dostatočne zohreje, sa proces opakuje. Ak je povrch úplne rovný a bez prekážok, vznikajú výstupné pohyby na rozhraní plôch s rozličným albedom, teda na rozhraní plôch s rozličnou schopnosťou zohrievať sa od slnečného žiarenia (oráčina, strnisko, lúka, porast obilia, kukurice, rozhranie vody a pevniny a pod.). Ku vzniku stúpavého prúdu dochádza na „zadnom„ okraji teplejšieho povrchu smerom k chladnejšiemu v smere vetra (pozri obr. A). Hrúbka prehriateho vzduchu prirodzene rastie v smere prúdenia. Podľa toho, čo sme vysvetľovali v predchádzajúcej stati, je rýchlosť vetra nad teplejším povrchom väčšia, ako nad chladnejším. Na rozhraní plôch teda musí vznikúť plocha rozhrania, akýsi “mini-teplý front”, pozdĺž ktorého začne teplejší vzduch stúpať. Ak je povrch rovný a aj homogénny, čo sa týka kvality, vznikajú výstupné pohyby tak, ako je to znázornené na obr. B. Z vankúša prehriateho vzduchu vystreľujú tenké prúdy najteplejšieho vzduchu ako zo silne vriacej vody. Hrúbka vankúša teplého vzduchu na mieste, kde je zhodou okolností zohrievanie najsilnejšie, vzrastá rýchlejšie a postupne sa v týchto miestach začne uplatňovať instabilita voči chladnejšiemu vzduchu okolia a vzniká stúpavý prúd.. V jeho okolí sú kompenzačné klesavé pohyby. Stúpavý prúd vznikne na mieste, kde sa vzduch najdlhšie zohrieval. Nad rovnou a rovnorodou krajinou bývajú stupáky a teda aj kumuly rovnomerne - šachovnicovo rozložené, pričom ich vzdialenosť sa podľa Georga rovná 2,5 násobku hrúbky konvektívnej vrstvy. Ak sú napríklad základne kumulov približne vo výške 1500 m a ich horná hranica v 2000 m (konvektívna vrstva má hrúbku 2 km), bývajú jednotlivé oblaky vzdialené približne 5 km. Čím je vietor slabší, tým je menší účinok ako nerovností povrchu, tak aj rozhraní rôznej kvality povrchov. Vankúše prehriateho vzduchu teda narastajú do väčších rozmerov a následné výstupné pohyby musia byť silnejšie. V takomto prípade môže aj malý vonkajší impulz spôsobiť odpútanie prehriateho vzduchu od povrchu. Ním môže byť napríklad prechádzajúce auto, alebo vlak, štartujúce alebo pristávajúce lietadlo. (Keď sme voľakedy modelárčili, pri súťažiach sme behali pod našimi modelmi klzákov a pritom sme sa oháňali nejakým tričkom, aby sme odtrhli teplý vzduch od povrchu a niekedy to bolo naozaj účinné).

Sila stúpavých prúdov a kompenzačné pohyby

Ak je nad rovnou a rovnorodou krajinou len slabý vietor alebo bezvetrie, vzduch sa môže nad daným miestom dlhšie zohrievať, vankúše teplého a vratko zvrstveného vzduchu dosiahnu väčšie rozmery, takže stúpavé prúdy vznikajú zriedkavejšie, ale sú silnejšie. V hornatej krajine začínajú stúpavé prúdy najčastejšie nad náveternými strminami (prirodzene na slnečnej strane), ale keď vznikne stúpavý prúd nad vhĺbením alebo dolinkou, kde sa mohol v zátiší dlhšie zohrievať, bude určite silnejší. Stúpanie vzduchu vyvoláva kompenzačný klesavý pohyb v jeho okolí, ale aj horizontálny vietor v prízemnej vrstve, smerujúci zo všetkých strán do priestoru, z ktorého sa bublina odtrháva. Tieto, tzv. termické závany sú tým silnejšie, čím väčší objem vzduchu sa odpútava od povrchu. Môžu trvať až niekoľko desiatok sekúnd, pričom horizontálna rýchlosť vetra býva bežne 6 až 10 m/s, zriedkavo môže byť aj viac ako 15 m/s. Niekedy vznikajú pri odtrhávaní veľkých bublín a vyplňovaní uprázdňujúceho sa priestoru víry s vertikálnou osou, akési minicyklóny. Ich odborný názov je malá tromba, ľudovo sa nazývajú bosorky. Kompenzačné pohyby spôsobujú kolísanie rýchlosti a smeru vetra aj na miestach štartu pilotov závesného lietania - na vrchole svahov a na hrebeňoch hôr. Zosilnenie vetra znamená, že stúpavý prúd sa odtrhol nad pilotom, na hrebeni alebo za ním, na záveternom svahu. Zoslabenie vetra naopak znamená, že stúpavý prúd sa práve odtrháva niekde na náveternom svahu pred pilotom.