Suchý adiabatický teplotný gradient
Uvažujme teda o vzdušnej parcele nenasýteného vzduchu, ktorá stúpa v okolitom vzduchu. Pretože tlak vzduchu klesá s nadmorskou výškou, ako je to znázornené v kapitole venovanej tlaku vzduchu, teplota vo vzduchu klesá podľa všeobecnej rovnice plynu. Naopak, teplota vo vzdušnom balíku sa pri poklese zvyšuje, pretože tam stúpa tlak vzduchu. Toto ukazuje táto animácia.
Nakoľko sa teplota počas týchto procesov mení, je otázkou teplotného gradientu (rýchlosť zániku). V nenasýtenom vzduchu, to znamená bez tvorby oblakov, má konštantnú hodnotu okolo 1 ° C na 100 m alebo 3 ° C na 1 000 stôp (presne 0,98 ° C/100 m). V tomto prípade ide o takzvanú suchú adiabatickú rýchlosť zániku (DALR).
Obrázok: adiabatické gradienty (hore)
adiabatický zdvih (dole)
Suchý adiabatický teplotný gradient sa vzťahuje na adiabaticky reverzibilné izentropické zmeny stavu, t. J. Nedochádza k žiadnym zmenám vo fyzikálnom stave. Vzťahuje sa na zmeny výšky vzduchového balíka iba dovtedy, kým relatívna vlhkosť vzduchu neklesne pod 100%, to znamená, že neklesá pod rosný bod, a teda nedochádza ku kondenzácii. Suchý stúpajúci vzduch sa preto vždy ochladí o 1 ° C/100 m. Naopak, keď vzduch klesá, otepľuje sa rovnakou rýchlosťou, t. J. Tiež o 1 ° C/100 m. Mimochodom, teplotné gradienty sú pomenované bez znamienka, takže sa hovorí o poklese teploty o 3 ° C na 1 000 stôp.
Okrem malých výkyvov v dôsledku rozdielov v zložení vzduchu je táto hodnota konštantná, takže zvýšenie alebo zníženie teploty je lineárne, ako ukazuje obrázok vyššie vľavo. Ak poznáte teplotu pôdy, môžete ľahko vypočítať teplotu v rôznych výškach. Funguje to však iba dovtedy, kým sa netvoria mraky a nekondenzuje vodná para. To zodpovedá predpokladom pre suchý adiabatický proces, ktorý okrem externého zásobovania teplom vylučuje aj prechody medzi rôznymi fyzikálnymi stavmi.
Dva obrázky vpravo ukazujú suchý adiabatický výstup vzduchu až do výšky 2 000 m. Potom pri vhodnej vlhkosti začne dochádzať ku kondenzácii a vytvorí sa oblak. Potom teplota klesá s adiabatickou hodnotou vlhkosti, keď vzduch stúpa. Pre zjednodušenie znázornenia je na dolnom obrázku možné napriek formovaniu oblakov videnému vyššie uvažovať iba so suchým adiabatickým zdvihom, to znamená, že v dôsledku zmeny objemu nedochádza k toku hmoty a/alebo energie.
Viac informácií nájdete v kapitole o úrovni kondenzácie.
Ak sa pozrieme ďalej na náš príklad stúpajúcej vzdušnej parcely, zistíme, že vodná para obsiahnutá vo vzdušnej parcele dosahuje od určitej výšky svoju saturáciu, začína kondenzovať a vytvára oblak. Vďaka uvoľnenému kondenzačnému teplu 600 kcal/g sa náš vzdušný balík s rastúcou nadmorskou výškou ochladzuje menej silno. Vzduchový paket sa tak zmenil na vlhký adiabatický stav. Pri ďalšom stúpaní parcely bude vodná para postupne kondenzovať a výsledné kvapôčky vody z parcely odchádzajú ako zrážky. Z dôvodu pridaného latentného tepla je pokles teploty so zvyšujúcou sa nadmorskou výškou menej výrazný ako v prípade suchého adiabatického prípadu.
Na druhej strane, čím je chladnejšie, tým menej vodnej pary vo vzduchovom obale zostane.