Konveksjon

Konveksjon er strømmer som transporterer energi, for eksempel varme, i væsker og gasser.

Når en del av en væske får mindre tetthet vil den stige på grunn av gravitasjonen. Når et volum av en væske stiger vil det presse bort tilsvarende volum av den samme væsken. Væsken som blir presset bort vil så strømme til det området som den stigende væsken forlot. Dette fører til en sirkulær strøm i væsken, en indre strøm.

For eksempel når vann blir varmet opp i en panne på en komfyr, virker det som om alt vannet blir varmet opp samtidig. Varmen i bunnen av pannen varmer opp det nærmeste vannet via konduksjon og stråling, og dette oppvarmede vannet får dermed mindre tetthet, stiger, og lar kaldere vann synke ned til bunnen av pannen. Mens vannet stiger overfører det noe av varmen til vannet i midten og toppen av pannen. Når det blir avkjølt, blir det tyngre og synker ned igjen til bunnen, der det igjen blir varmet opp og prosessen starter på nytt. Vann er imidlertid den eneste væsken som ikke alltid blir lettere når den blir varmet opp. Når vannet er nær frysepunktet utvider ikke vannet seg hvis det blir varmet opp et par grader, og vil heller ikke stige. Dette forklarer hvordan fisk kan overleve om vinteren i islagte vann, fordi det tyngre og varmere vannet er på bunnen av innsjøen. Konveksjon gjør at det varmere vannet synker på grunn av gravitasjonen.

Et annet eksempel på konveksjon er termaler.

Det er ikke bare væsker, gasser og plasma som oppfører seg som flytende substanser, men også store faste legemer som Jordas mantel oppfører seg som en væske på en lang tidsskala, og under høyt trykk og temperatur. Varmekonveksjon kan oppstå ved temperaturforskjeller enten internt i en væske eller mellom to forskjellige væsker. Andre kilder til tetthetsvariasjoner kan være konsentrasjonsendringer av stoff som for eksempel salinitet eller ved at eksterne krefter virker på væsken.

Konveksjon er en av tre mekanismer som kan overføre varme. De andre er konduksjon og stråling. Konveksjon kan oppstå både i atmosfæren, i havet og i mantelen til jorda.

Fri og tvungen konveksjon

Vi skiller mellom fri og tvungen varmekonveksjon

Fri konveksjon er konveksjon der en væske kommer i bevegelse på grunn av tetthetsforskjeller (for eksempel at det oppstår temperaturforskjeller internt i væsken). Eksempel på dette er varmluft som stiger fra en ovn.

Et av de grunnleggende vilkårene for fri konveksjon er at den oppvarmede væsken får oppdrift og stiger, mens den kaldere væsken synker. Fri konveksjon skjer i en væske eller gass som utvider seg eller trekker seg sammen som følge av temperaturendringer når dette skjer i et akselerasjonsfelt som gravitasjon. Den lokale tetthetsendringen fører til at oppdriftskrefter skaper strømmer i væsken. Uten gravitasjon vil ikke fri konveksjon oppstå, fordi oppdriften ikke lenger blir gjeldende.

Tvungen konveksjon skjer når en væske kommer i bevegelse som følge av en ekstern kraft (som en pumpe eller vifte). Når vi blåser på maten for å avkjøle den er det tvungen konveksjon.

Konveksjon ved en overflate

Den lokale varmefluksen i en væske som strømmer over en flate er uttrykt som

$q''=h(T_{s}-T_{\infty })\,$

der:

$q''$ – lokal varmefluks
$h$ – lokal konveksjonskoeffisient
$T_{s}$ – overflatetemperatur
$T_{\infty }$ – omkringliggende temperatur

Den totale varmeoverføringen $q$ blir så regnet ut som integralet av $q''$ over overflatearealet,

$q=\int _{A}q''\,dA$

Dette fører til en definisjon av en midtre konveksjonkoeffisient, ${\overline {h}}$ , definert fra

${q \over {A}}={\overline {h}}(T_{s}-T_{\infty })$ Her er A arealet av overflata.

Se også: Væskedynamikk, Nusselttallet, Grashoftallet, og Varmeoverføringskoeffisient.

Konveksjon i atmosfæren

Solstråling varmer opp jordoverflaten, og denne varmen blir så overført til luften ved konveksjon. Når et luftlag får nok varme fra jordoverflaten, utvider luften seg, blir lettere, får oppdrift og stiger oppover i atmosfæren. Kaldere og tyngre luft synker under luften som stiger, og blir også varmet opp og stiger. Den varme luften blir avkjølt når den når de høyere og kaldere områdene av atmosfæren, og blir tyngre. Siden den ikke kan synke gjennom den stigende luften under seg, flytter den seg sideveis før den begynner å synke. Når luften når bakken igjen blir den varmet opp på ny og dratt tilbake til der den begynte å stige første gang. Disse konveksjonsstrømmene fører til lokal vind, termaler, sykloner og tordenvær. På større skala skaper konveksjonen det globale atmosfæriske sirkulasjonsmønsteret

Et enkelt område av luft med stigende og synkende luftstrømmer blir kalt en konveksjonscelle.

Konveksjon i havet

Solstrålingen påvirker også havet. Varmt vann fra ekvator har en tendens til å strømme mot polområdene, mens kaldt polarvann strømmer tilbake mot ekvator. Konveksjon i havet oppstår også ofte som følge av endring av salinitet, kjent som termohalin konveksjon. Denne prosessen er svært viktig for den termohaline sirkulasjonen. I disse tilfellene er det mulig at relativt varmt og salt vann synker, mens kaldere og ferskere vann stiger og dermed snur oppned på varmetransporten.

Konveksjon i mantelen

Konveksjon i Jordas mantel er de drivende kreftene bak platetektonikk. Men, i motsetning til de mer kjente tilfellene som kokende suppe, kommer mesteparten av varmestrømmen fra mantelen selv. Kilden til denne varmen er radioaktiv nedbryting av kalium. Dette har ført til at platetektonikken på Jorda har kunnet holde på mye lenger enn hvis det bare var dreven varme som var igjen fra da Jorda ble dannet.

Konveksjonsmønster

Konveksjon, særlig Rayleigh-Bènard konveksjon, der den konvektive væsken ligger mellom to faste horisontale plater, er et nyttig eksempel på et konveksjonsmønster. Når man kommer over en kritisk verdi av Rayleightallet, går systemet gjennom et todelingssystem fra et stabilt konduksjonsstadium til et konveksjonsstadium. Hvis ingen andre væskeparametre enn tettheten er avhengig av temperatur, vil strømmønsteret være symmetrisk, og like store volum som stiger vil også synke. Dette er kjent som Boussinesq konveksjon. Hvis temperaturforskjellen mellom toppen og bunnen av væsken er større, vil parametere som viskositet begynne å variere i laget. Dette ødelegger symmetrien i systemet og endrer bevegelsesmønsteret fra å være stripeformet til å bli heksagonalt.

Hvis Rayleightallet øker videre over den verdien der konveksjonen først startet, kan systemet gjennomgå flere todelinger, der man etter hvert kan få spiralmønster.