Adiabatický děj v atmosféře: Vysvětlení

V meteorologii se často setkáváme s výstupnými a kompenzujícími sestupnými pohyby vzduchu v atmosféře. Tyto pohyby jsou způsobeny archimédovskými vztlakovými silami, které vznikají v důsledku horizontálních teplotních nehomogenit v atmosféře.

Konvekční pohyby mohou mít nespojitý charakter a probíhají ve formě pohybu jednotlivých vzduchových bublin. K těmto pohybům se váže turbulence, která se významně podílí na promíchávání vzduchu a přenosu tepla i vodní páry od zemského povrchu do atmosféry.

Konvekce termická vzniká následkem výstupu teplého vzduchu, který se ohřívá u zemského povrchu. Ta se může omezovat jenom na vrstvu 1-2 km nad zemským povrchem (mělká konvekce, konvekce v mezní vrstvě atmosféry) nebo proniká do vyšších výšek, v určitých případech až do tropopauzy.

Inverze teploty vzduchu (teplotní inverze) je zvláštní příklad vertikálního rozložení teploty, při kterém v určité vrstvě atmosféry, v tzv. inverzní vrstvě, teplota s nadmořskou výškou vzrůstá. Obvykle teplota vzduchu s výškou klesá, protože vzduch je z velké většiny ohříván od zemského povrchu. Podle výšky inverzní vrstvy nad zemí rozlišujeme inverzi přízemní a výškovou.

Inverze teploty má značný význam v tom, že stabilní zvrstvení teploty brzdí promíchávání vzduchu ve vertikálním i horizontálním směru.

Čtěte také: Liberecký kraj a kvalita ovzduší

Adiabatický děj

Při adiabatickém ději neprobíhá tepelná výměna mezi plynem a okolím, a proto tedy je DQ = 0. První termodynamický zákon pak můžeme psát ve tvaru ΔU = W.

Při adiabatickém stlačení plynu v nádobě se působením vnější síly na píst koná práce, teplota plynu a jeho vnitřní energie se zvětšuje. Při rozpínání plynu je píst plynem z nádoby vytlačován a molekuly se od něho odrážejí s menší rychlostí.

Pro adiabatický děj s ideálním plynem stálé hmotnosti platí Poissonův zákon: pV^κ = konst., kde κ je Poissonova konstanta. Vzhledem k tomu, že pV = nRT, je T₁V₁^κ-1 = T₂V₂^κ-1.

Graf vyjadřující závislost tlaku ideálního plynu stálé hmotnosti jako funkci jeho objemu se nazývá adiabata. Adiabata klesá vždy strměji než izoterma.

V praxi lze adiabatické komprese nebo adiabatické expanze dosáhnout rychlou změnou objemu plynu v krátké době, při níž plyn nestačí přijmout nebo odevzdat svému okolí teplo. Za adiabatické lze tedy považovat ty děje, které probíhají natolik rychle, že se nestíhá vyrovnávat teplota plynu s teplotou okolí!

Čtěte také: Elektromotory a znečištění: Překvapivé výsledky

Uvažujme určitou omezenou oblast atmosféry, kterou budeme nazývat vzduchovou bublinou. Představme si, že se zmíněnou bublinou vystoupíme do větší výšky. Co se stane? Určitě poklesne tlak. Tlak je totiž způsoben vlastní tíhou atmosféry, konkrétně tíhou sloupce nad uvažovaným místem. Při vzestupu bubliny se zmenší tíha sloupce nad ní a tlak tudíž poklesne. Při menším tlaku se bublina samozřejmě zvětší.

Necháme tedy bublinu vystupovat. Budeme předpokládat, že se jedná o adiabatický děj (zanedbáme například ohřev od Slunce, od země). Při vzestupu bublina vykoná práci a sníží se její vnitřní energie.

kde Cp je konstanta, uvádějící kolik energie musíme dodat naší bublině, aby se ohřála o 1°C při stálém tlaku. T značí teplotu a V objem bubliny. Pro výpočet použijeme rovnici (3) pro adiabatický děj (DQ = 0) a rovnici (2).

kde cp uvádí, kolik energie musíme dodat 1kg vzduchu, aby se ohřál o 1° C při stálém tlaku. Tato hodnota je uvedena v tabulkách a pro suchý vzduch činní cp = 1007 J.kg-1.K-1. Po dosazení vyjde změna teploty přibližně 1º C na 100 m výšky.

V předchozích úvahách jsme provedli jedno podstatné zjednodušení. Neuvažovali jsme totiž přítomnost vodní páry v atmosféře, což nyní napravíme. Nechť tedy naše bublina obsahuje vzduch a vodní páru. Předpokládejme, že vzduch je vodní parou nasycen. Při vzestupu bubliny klesne její teplota a tudíž část páry zkondenzuje.

Čtěte také: Zlepšení ovzduší Dolní Domaslavice

Právě popsaný proces se nazývá pseudoadiabatický. Při kondenzaci páry se uvolní takzvané latentní teplo a lze tedy očekávat, že pokles teploty bude pomalejší. A skutečně, vychází pokles pouze asi 0,6º C na 100 m výšky. Tato hodnota není pevná, závisí určitým způsobem na stavu bubliny.

Ve větších výškách se mění složení atmosféry, vstupují do hry i další procesy. V troposféře klesá teplota s výškou vlivem adiabatického rozpínání vzduchu, tedy podle principů, které jsme naznačili výše. Ve stratosféře teplota s výškou roste.

Podle definice standardní atmosféry klesá teplota o 0,65º C na 100 m výšky, celkový pokles do výšky 6,5 km tedy činní přibližně 40º C.

tags: #adiabatický #děj #v #atmosféře #vysvětlení

Oblíbené příspěvky:

• Ekologické aktivity Coldplay
• Inovativní protipovodňová opatření
• Analýza rizik
• Zdravá zahrada díky kompostu
• Podmínky pro pořádání školy v přírodě