Jak číst grafy Skew-T

Pokud jste ještě neviděli graf Skew-T, můžeme říci, že vypadá trochu zastrašujícím způsobem. S trochou cviku se však můžete stát mistrem Skew-T a otevřít si nové dveře k poznání nejrůznějších meteorologických témat. Grafy Skew-T jsou neuvěřitelně užitečné pro rychlé a přesné zobrazení struktury atmosféry od povrchu až do výšky 100 000 stop a existují již DLOUHO – přesněji od roku 19471.

Karty Skew-T se nejčastěji používají k vykreslení parametrů měřených radiosondami při jejich stoupání v atmosféře. Vykreslují pouze tři naměřené hodnoty: teplotu, rosný bod a rychlost větru (rychlost A směr větru). Kromě toho je na grafu Skew-T 5 čar: izotermy, izobary, suché adiabaty, vlhké adiabaty a čáry poměru nasycení směsí.

Kromě toho, že Skew-T slouží jednoduše jako šablona pro vykreslení teploty, rosného bodu a větru, jsou užitečné pro snadné nalezení polohy a hodnot důležitých hladin a parametrů atmosféry. CAPE, LCL a LFC jsou jen některé věci, které lze snadno zjistit pomocí Skew-T.

Začněme naši cestu tím, že se seznámíme s jednotlivými čarami na Skew-T.

Izotermy

Izotermy jsou čáry konstantní teploty. Jsou jmenovcem grafu Skew-T, protože jsou zkosené o 45 stupňů doprava. Zkosení Ts se může zdát poněkud neintuitivní, ale Skew-T nám umožňuje snadno vypočítat důležité atmosférické hladiny a parametry, jako jsou Lifting Condensation Level (LCL), Level of Free Convection (LFC), Equilibrium Level a CAPE. Stüve je jako Skew-T, ale bez zkreslených teplotních linií. Pro většinu meteorologických aplikací není tak užitečná, protože adiabaty na ní nejsou zakřivené, což znamená, že nemůžeme přesně vypočítat výše uvedené věci.

Isobary

Isobary jsou definovány jako „čáry konstantního tlaku“. V grafu Skew-T je na ose y vynesen tlak, NE výška, takže izobary jsou jednoduše rovnoběžné s osou x. Protože tlak klesá s výškou tím pomaleji, čím je vyšší, vykresluje se na grafech Skew-T logaritmicky. Z tohoto důvodu se grafy Skew-T běžně nazývají také grafy Skew-T/Log-P. Kdybychom neznázorňovali tlak v logaritmech, byly by grafy Skew-T tak vysoké, jak vysoko letěly meteorologické balóny, které jsou na nich znázorněny – přibližně 100 000 stop vysoko!

Suché adiabaty

Adiabatické procesy jsou procesy, při kterých nedochází k výměně tepla s vnějším systémem (v našem případě s atmosférou), a suché adiabaty ukazují, jak moc se nenasycený balík ochladí, když je vynášen atmosférou. Pravděpodobně si říkáte: „Jak se může parcela ochladit a přitom si zachovat stejný obsah tepla?“. No, nezapomeňte, že když balík vzduchu stoupá, rozpíná se díky tomu, že na něj okolní atmosféra vyvíjí menší tlak, takže celkový obsah tepla zůstává stejný.

Adiabatické procesy jsou důsledkem prvního termodynamického zákona, který říká, že teplo přidané určité hmotnosti plynu se rovná změně jeho vnitřní energie + práci vykonané plynem NA okolí. Při šikovném matematickém manévrování a použití zákona ideálního plynu zjistíme, že první zákon říká, že změny teploty pozitivně korelují se změnami tlaku. Toto a další informace proberu v některém z budoucích tutoriálů, ale důležité je vědět, že když nenasycený balík vzduchu stoupá a JAKÝKOLIV balík vzduchu klesá, bude se pohybovat rovnoběžně s těmito adiabatami.

Tyto adiabaty sledují „rychlost suché adiabaty“, která je přibližně 10 stupňů Celsia na kilometr.

Vlhké adiabaty

Když nasycený vzduch stoupá, sleduje „nasycení“ nebo „vlhké adiabaty“. Když vzduch dosáhne nasycení, plynná vodní pára kondenzuje na kapičky kapalné vody a při této fázové změně se do atmosféry uvolňuje „latentní teplo“. Z tohoto důvodu je rychlost vlhkého adiabatického lapsusu VŽDY menší než rychlost suchého adiabatického lapsusu, ale jak vidíte výše, vlhké adiabaty NEJSOU rovnoběžné a dost se liší jak s teplotou, tak s nadmořskou výškou.

Nejdůležitější věc, kterou je třeba si zapamatovat o vlhkých adiabatech, je, že nasycený balík vzduchu je bude sledovat POUZE tehdy, pokud stoupá. Pokud balík klesá, ohřívá se od nasycení a bude sledovat suché adiabaty.

Čáry směšovacího poměru nasycení

Směšovací poměr nasycení je poměr v gramech vodní páry na kilogram vzduchu, který musí mít balík vzduchu při daném tlaku a teplotě, aby byl považován za „nasycený“. Jakmile je balík vzduchu nasycený, zpravidla už nemůže pojmout další vodní páru.

Teď, když znáte tyto čáry – zjistíme, jak je můžeme použít k výpočtu některých zvláště důležitých hladin atmosféry. Naučíme se, jak vypočítat hladinu vznosné kondenzace (LCL), hladinu konvektivní kondenzace (CCL), hladinu volné konvekce (LFC) a rovnovážnou hladinu (EL), stejně jako konvektivní dostupnou potenciální energii (CAPE) a konvektivní inhibici (CIN).

Lifting Condensation Level (LCL)

LCL je tlaková úroveň, kterou by bylo třeba zvýšit (adiabaticky vysušit), aby se balík vzduchu stal nasyceným. Chcete-li zjistit LCL, sledujte suchou adiabatickou čáru od teploty prostředí při povrchu a čáru směšovacího poměru nasycení od teploty rosného bodu při povrchu. Jejich průsečík označuje polohu LCL. LCL je důležitá, protože označuje místo, kde balík vzduchu přestává stoupat při suché adiabatické rychlosti lapsusu a přechází na vlhkou adiabatickou rychlost lapsusu.

Hladina konvektivní kondenzace (CCL)

S tím úzce souvisí hladina konvekční kondenzace neboli CCL. CCL je tlaková hladina, při které by balík, pokud by se zahřál na „konvektivní teplotu“, volně stoupal a tvořil kupovitý oblak. Konvektivní teplota je teplota, které musí povrch dosáhnout, aby vzduch mohl volně stoupat, a CCL je v průsečíku teploty prostředí (NE suchého adiabatu od povrchu… to je LCL) a čáry poměru nasycení směsi od teploty rosného bodu povrchu.

Poznámky: LCL a CCL jsou užitečné pro určení výšky základny oblačnosti. Pro nekonvekční oblaky, které jsou nuceny stoupat, je LCL dobrou aproximací. Naproti tomu CCL je lepším odhadem pro oblaky tvořené konvekcí, jako jsou kupovité mraky. Ve skutečnosti jsou základny oblaků obvykle někde mezi LCL a CCL.

Důvodem, proč mají bouřky v poušti často vysoké základny, je to, že povrchové rosné body jsou tam nízké, což způsobuje, že LCL a CCL jsou v atmosféře vysoko. Naopak bouřky na vlhkých místech mají obvykle nižší základny, protože LCL je nižší.

Úroveň volné konvekce (LFC)

LFC je tlaková hladina, kterou by bylo třeba zvýšit, aby se teplota vzduchové zásilky rovnala teplotě prostředí. Zjistí se tak, že se vezme vlhký adiabat od LCL, dokud neprotne teplotu prostředí. Poté je vzduchová parcela teplejší než její okolí a může volně stoupat (odtud název – hladina volné konvekce).

Existuje několik ojedinělých situací, kdy tento přístup nebude fungovat – například pokud povrch dosáhl výše zmíněné „konvekční teploty“, LFC je na povrchu. Pro naprostou většinu situací však tato metoda funguje skvěle.

Ne všechny sondáže mají LFC. Pokud vlhký adiabat nikdy neprotíná teplotu prostředí, protože atmosféra je relativně stabilní a nevykazuje prudký pokles teploty s výškou, LFC neexistuje. Navíc mnoho míst, která mají LFC přes den, ji nemusí mít v noci, kdy je povrch chladnější a atmosféra stabilnější.

Rovnovážná hladina (EL)

Rovnovážná hladina existuje pouze v případě, že existuje LFC, a je definována jako hladina, na které vlhký adiabat označující dráhu parcely protíná teplotu prostředí. Na EL má balík vzduchu stejnou teplotu jako jeho okolí a nad ní je chladnější a hustší. EL lze zjistit při pohledu na „kovadliny“ na bouřkách, které označují místo, kde stoupající vzduchový balík již není pozitivně vztlakový. „Přesahující vrchol“ bouřky přesahuje rovnovážnou hladinu, ale je to pouze proto, že hybnost mimořádně silného stoupavého proudu bouřky jí umožňuje dosáhnout větší výšky, NE proto, že vzduch nad rovnovážnou hladinou je kladně vztlakový.

Konvektivní dostupná potenciální energie (CAPE) a konvektivní inhibice (CIN)

CAPE je oblast ohraničená teplotou prostředí a teplotou parcely při jejím stoupání podél vlhkého adiabatického lapsu. Podle definice je dolní hranicí CAPE LFC a horní hranicí EL. Protože CAPE měří, jak vztlakový je balík vzduchu vzhledem ke svému okolí, lze jej použít k odhadu maximální síly vzestupných proudů v bouřce, a tím i k odhadu toho, jak silná bouřka může být. Pokud chcete silné bouře, potřebujete velký CAPE. Period.

CIN je protikladem CAPE: zatímco CAPE měří kladný vztlak a sílu možné konvekce, CIN měří záporný vztlak a odpor vůči konvekci. CIN je ohraničen teplotou prostředí vpravo a teplotou stoupajícího balíku vpravo a měří se od LFC dolů až tam, kde je teplota prostředí a teplota balíku stejná, což je téměř vždy povrch. V této oblasti je teplota balíku nižší než teplota prostředí, takže balík je hustší a klesá, pokud na něj nepůsobí žádné vnější vlivy. CIN obvykle dosahuje maxima brzy ráno a během dne klesá, jak slunce ohřívá povrch.

CIN je ve skutečnosti nezbytnou složkou silných bouří, protože umožňuje, aby CAPE narůstalo do obrovských hodnot tím, že zabraňuje konvekci a promíchávání atmosféry během ranních hodin. Když ohřev od povrchu konečně eroduje CIN, hodnoty CAPE astronomicky vzrostly a jakýkoli vývoj bouřky je explozivní, což vede k silným supercelám s velkým krupobitím, ničivým větrem a tornády.

Tady je klasická sondáž silného počasí z Oklahoma City, která byla pořízena 3 hodiny před ničivým tornádem EF-5 v Moore, OK v roce 2013. Podívejte se, jestli na této sondě najdete LCL, CCL, LFC, EL, CAPE a CIN!

Děkuji za přečtení, doufám, že jste se něco dozvěděli!

Napsal Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Naposledy aktualizováno 17. 5. 2017

1. Národní meteorologická služba (n.d.). Skew-T Log-P diagramy. Získáno 10. května 2017 z http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. University Corporation for Atmospheric Research (b.d.). Skew-T zvládnutí. Získáno 17. května 2017, z http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, 25. dubna). The Basics of a severe weather sounding (Základy sondování nepříznivého počasí). Získáno 17. května 2017, z http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

.