(ლათ. Atmospheric convection) (რუს. Атмосферное конвекция)

ატმოსფერული კონვექცია არის გარემოს არასტაბილურობის შედეგი ან ტემპერატურის ცვლილების, ატმოსფეროს ფენის შედეგი. სხვადასხვა ხარვეზების კოეფიციენტები მშრალ და ტენიან ჰაერში იწვევს არასტაბილურობას. ჰაერის შერევა დღის განმავლობაში, რომელიც აფართოვებს პლანეტარული საზღვის ფენის სიმაღლეს იწვევს ქარების მომატებას, კუმულაციური ღრუბლის წარმოქმნას, და შემცირებულ ზედაპირული ნამის წერტილებს. ნესტის კონვექცია იწვევს ჭექა-ქუხილის წარმოქმნას, რომელიც ხშირად შესაძლებელია მთელს მსოფლიოში  წარმოიშვას ცუდი ამინდის გამო. განსაკუთრებული საშიშროება ჭექა-ქუხილისგან მოიცავს სეტყვას, კოკისპირულ წვიმას და ტორნადოს.

მიმოხილვა

არსებობს ატმოსფერული არამდგრადობის რამდენიმე ზოგადი არქეტიპი, რომლებიც შეესაბამება კონვექციას და მის დანაკლისს.

უფრო მკვეთრი და/ან პოზიტიური ცვლილების კოეფიციენტი (გარემო ჰაერი გრილდება სწრაფად სიმაღლის ზრდასთან ერთად) წარმოშობს ატმოსფერულ კონვექციას, რაც უფრო ხშირია, მაშინ როცა უფრო სუსტი და/ან ნეგატიური გარემოს ცვლილების კოეფიციენტი მას უფრო ნაკლებად გვთავაზობს. ეს გამომდინარეობს იქიდან, რომ ნებისმიერი გადაადგილებული ჰაერის ნაკადები უფრო (ნაკლებად) ენერგიული ხდება, იწვევს რა თავის ადიაბატურ ტემპერატურულ ცვლილებას, მკვეთრ (სუსტ) ცვლილების გარემოში.

კონვექცია იწყება თავისუფალი კონვექციის დონეზე, სადაც იგი იწყებს გაზრდას თავისუფლად კონვექციური ფენის გავლით და შემდეგ ჩერდება თანასწორობის დონეზე. ეს მზარდი  ნაკადი, თუ საკმარისი მომენტი აქვს, განაგრძობს ზრდას მაქსიმალური ნაკადის დონემდე სანამ ნეგატიური ზრდის ტენდენცია ნაკადს შეანელებს გაჩერებამდე.

აჩქარებას მცირე მნიშვნელობა აქვს კონვექციაზე. წევა, რომელიც წარმოიქმნება ზემოთ ქმნის მოწინააღმდეგე ძალას გაჩერების უნარით შეწინააღმდეგებისთვის. ეს შეიძლება მივიჩნიოთ როგორც ჩამოვარდნილი ობიექტის ტერმინალური სიჩქარის მსგავსი. სიჩქარე  შეიძლება გაიზომოს კონოვექციური არსებული პოტენციური ენერგიით ან ენერგიის ჯოულებით, რომელბიც არსებობს პოტენციურად გაჩერებული ჰაერის ერთ კილოგრამზე. თეორიული მომატებული სისწრაფე შეიძლება გამომდინარეობდეს ამ სიდიდიდან კინეტიკური ენერგიის გათანაბრებაში ჩანაცვლებით, თუმცა ეს სიდიდე იქნება გამოთვლა ზემოთ აღნიშნული შეზღუდული ეფექტებით, რომლებიც  უკან ხევს აჩქარებას გარკვეულ წერტილამდე.

ამ ატმოსფეროში ეს ნიშნავს ზედაპირიდან 500 ჰპა დონემდე, რომელიც ზოგადად ჩერდება ან განსაზღვრავს ტროპოპაუზას დაახლოებით 200 ჰპა-ზე. ატმოსფერული ღრმა კონვექცია უმეტესად ვლინდება ტროპიკებში, ცირკულაციის განშტოების აწევის გამო. იგი წარმოადგენს ძლიერ კავშირს ზედაპირსა და ზემო ატმოსფეროს შორის, რომელიც არ არსებობს შუა განედებზე. ოკეანის ღრმა კონვექცია ჩნდება მხოლოდ რამდენიმე ადგილას. იმის გამო რომ ნაკლებ მნიშვნელოვანია ვიდრე ატმოსფეროში, იგი პასუხისმგებელია ცივი წყლის გავრცელებაზე ოკეანის დაბალი ფენების გავლით. როგორც ასეთი, ეს მნიშვნელოვანია დიდი მასშტაბის ტემპერატურული სტრუქტურებისთვის მთელს ოკეანეში.

ინიტიცირება

თერმული სვეტი არის დედამიწის ატმოსფეროში დაბალ განედებზე ამომავალი ჰაერის ვერტიკალური  სექცია. თერმული სვეტები იქმნება დედამიწის ზედაპირის არანათანაბარი სითბოსგან, რაც გამოწვეულია მზის რადიაციით. მზე ათბობს მიწას, რომელიც თავის მხრივ ათმობს ზუსტად მის ზემოთ არსებულ ჰაერს. რაც  უფრო თბილია გავრცლებული ჰაერი, ნაკლებ მკვრივი ხდება მის გარშემო არსებულ ჰაერის მასებთან შედარებით, და ქმნის თერმულ დანაკლისს. უფრო მსუბუქი ჰაერის მასა იწევა ზემოთ და ამ აწევით იგი გრილდება მის მიერ უფრო დაბალი სიმაღლის წნევაზე  გავრცელებით. იგი ზემოთ სვლას წყვეტს როდესაც გაგრილდება გარშემო არსებული ჰაერის ტემპერატურამდე. თერმულ სვეტთან ასოცირდება ქვემოთ მიმავალი ნაკადი, რომელიც გარს ერტყმის თერმულ სვეტს. დაღმასვლა გამოწვეულია უფრო ცივი ჰაერით, რომელიც  გადაადგილდება თერმულის თავზე. კონვექციით გამოწვეული კიდევ ერთი შედეგია ზღვის ბრიზი.

ჭექა-ქუხილი

მთავარი სტატია: ჭექა-ქუხილი

ჭექა-ქუხილის ეტაპები.

თბილ ჰაერს აქვს ცივ ჰაერთან შედარებით ნაკლები სიმკვრივე, ასე რომ თბილი ჰაერი მღლა ადის ცივი ჰაერის გავლით, საჰაერო ბუშტის მსგავსად. ღრუბლები იქმნება, ვინაიდან შედარებით თბილი ჰაერის შემცველი ნესტი ზემოთ ადის უფრო ცივ ჰაერში. ვინაიდან ტენიანი ჰაერი ზემოთ ადის, იგი გრილდება, რაც იწვევს წყლის აორთქლებას ჰაერის ზემოთ ასულ მასებში კონდენსირებისთვის. როცა ტენიანობა კონდენსირდება, იგი გამოყოფს ენერგიას, რომელიც ცნობილია როგორც აორთქლების ლატენტური სითბო, რომელიც აძლევს საშუალებას ჰაერის ნაკადები გაგრილდეს გარემო ჰაერთან შედარებით, რითიც აგრძელებს ღრუბლის ზემოთ  სვლას. თუ ადგილი აქვს საკმარის არასტაბილურობას ატმოსფეროში, ეს პროცესი გაგრძელდება საკმარისად ხანგრძლივად კუმულაონის ღრუბლების წარმოსაქმნელად, რომელიც ეხმარება ელვას და ქუხილს. ზოგადად, ჭექა-ქუხილი წარმოსაქმენლად საჭიროებს სამ ფორმას: ტენიანობა, არასტაბილური ჰაერის მასები და ამწევი ძალა (სითბო).

ყველა ჭექა-ქუხილი, მიუხედავად ტიპისა, გადის სამ ეტაპს: განვითარების ეტაპი, მომწიფების ეტაპი და გაფანტვის ეტაპი. საშუალო ჭექა-ქუხილს აქვს 24 კმ (15 მილი) საშუალო დიამეტრი. ატმოსფეროში არსებული პირობებიდან გამომდინარე, ეს სამი ეტაპი საჭიროებს საშუალოდ 30 წუთს.

არსებობს ჭექა-ქუხილის სამი ძირითადი ტიპი: ერთუჯრედიანი, მრავალუჯრედიანი, გრიგალის ხაზის (ასევე უწოდებენ მრავალუჯრედულ ხაზს) და სუპერუჯრედული. ის თუ რომელი ტიპი წარმოიქმნება დამოკიდებულია არასტაბილურობაზე და ქარის პირობებზე ატმოსფეროს  სხვადასხვა ფენებში (ქარის დაყოფა). ერთუჯრედიანი ჭექა-ქუხილი გარემოში  წარმოქმნის დაბალ ვერტიკალურ ქარის დაყოფას და გრძელდება მხოლოდ 20-30 წუთი. ორგანიზებული ჭექა-ქუხილი და ჭექა-ქუხილის ხაზები შეიძლება უფრო ხანგრძლივად გაგრძელდეს, ვინაიდან ისინი გარემოში ქმნიან მნიშვნელოვან ვერტიკალურ ქარის ჭრას, რაც ეხმარება უფრო ძლიერად აწევაში, ასევე ცუდი ამინდის სხვადასხვა ფორმებს. სუპერუჯრედული არის ყველაზე ძლიერი ჭექა-ქუხილი, რომელიც უმეტესად ასოცირდება დიდ სეტყვასთან, ძლიერ ქარებთან და ტორნადოს წარმოქმნასთან.

ლატენტური სითბოს გათავისუფლება კონდენსაციისგან გადამწყვეტია მნიშვნელოვან კონვექციასა და თითქმის არაკონვექციურს შორის. ის ფაქტი, რომ ჰაერი ზოგადად ცივია ზამთრის თვეებში, და ამიტომ ვერ დაიკავებს იმდენ წყლის ორთქლს და ასოცირდება ლატენტურ სითბოსთან, განაპირობებს იმას თუ რატომ არის მნიშვნელოვანი კონვექცია (ჭექა-ქუხილი) იშვიათი უფრო ცივ ადგილებში ამ პერიოდის განმავლობაში.

საზღვრები და ძალვა

მიუხედავად იმ ფაქტისა, რომ ატმოსფეროში შეიძლება იყოს ფენა, რომელსაც აქვს CAPE-ს დადებითი  სიდიდე, თუ მასა არ აღწევს ან იწყებს ასვლას ამ დონეზე, ყველაზე მნიშვნელოვანი კონვექცია, რომელიც ჩნდება FCL-ში არ რეალიზრება. ეს შეიძლება მოხდეს მრავალი მიზეზით. ძირითადად, ეს არის ხუფის შედეგი ან კონვექციური დაყოვნების (CIN/CIHN) შედეგი. პროცესები, რომლებმაც შეიძლება აღმოფხრვას ეს დაყოვნება არის დედამიწის ზედაპირის გაცხელება და ძალვა. ასეთი ძალური მექანიზმები ხელს უწყობს ვერტიკალური სიჩქარის ზრდას, რაც ხასიათდება სიჩქარით, რომელიც შედარებით დაბალია იმაზე რაც  გვხვდება ჭექა-ქუხილის დროს. ამის გამო, ჩვეულებრივ ჰაერი არ იწევა მის LFC-მდე, რომელიც „გაარღვევს“ დაყოვნებას, არამედ აძლიერებს გაცივებას ადიაბატურად. ამან შესაძლოა წინააღმდეგობა გაუწიოს ან „აღმოფხვრას“ ტემპერატურის ზრდა სიმაღლით, რომელიც წამოდგენილია ხუფის ინვერციისას.

ძალური მექანიზმები, რომლებმაც შესაძლოა გამოიწვიოს დაყოვნება არის ისინი, რომლებიც ქმნიან გარკვეული სახის მასის ევაკუაციას ატმოსფეროს ზემო ნაწილებში ან ჭარბ მასას ატმოსფეროს დაბალ დონეებზე, რომელიც გამოიწვევდა ზემოდონის დივერჰენციას ან დაბალი დონის კონვერჰენციას, შესაბამისად. ამას ხშირად მოჰყვება ზემოთ მიმავალი  ვერტიკალური მოძრაობა. განსაკუთრებით, წინა ცივი ქარი, ზღვის/ტბის ბრიზი, გამდინარე საზღვარი ან ძალური დინამიკა ატმოსფეროში, როგორიცაა ქვაბულები, რბილტალღოვანიც და ძლიერტალღოვანიც.

მოსაზრებები ძლიერი ღრმატენიანი კონვექციის შესახებ

ძალა ჭექა-ქუხილის წარმოქმნის და მისი რამდენიმე საშიშროების ერთ-ერთი აუცილებელი პირობაა. არსებობს სხვა პროცესებიც, რომლებიც აუცილებლად რეტროდინამიკური არაა, რომლებმაც შეიძლება გაზარდოს აწევის ძალა. ეს მოიცავს ზემოთ მიმავალ როტაციას, დაბალი დონის კონვერჰენციას და მასის ევაკუაციას ზემოთ მიმავალი ჰაერის თავზე ძლიერი ზემო დონის ქარებით და დიდი ნაკადით.