Lesen von Skew-T-Karten

Wenn Sie noch nie eine Skew-T-Karte gesehen haben, ist es eine große Untertreibung zu sagen, dass sie ein wenig einschüchternd wirken kann. Aber mit ein wenig Übung können Sie ein Skew-T-Meister werden und neue Türen öffnen, um etwas über eine Vielzahl von meteorologischen Themen zu lernen. Skew-T-Diagramme sind unglaublich nützlich, um schnell und genau die Struktur der Atmosphäre von der Oberfläche bis in 100.000 Fuß Höhe zu betrachten, und es gibt sie schon sehr lange – seit 1947, um genau zu sein1.

Skew-T-Diagramme werden am häufigsten verwendet, um Parameter darzustellen, die von Radiosonden gemessen werden, während sie durch die Atmosphäre aufsteigen. Sie zeigen nur drei Messwerte an: Temperatur, Taupunkt und Windgeschwindigkeit (die Geschwindigkeit UND die Richtung des Windes). Zusätzlich gibt es 5 Linien auf einem Skew-T: Isothermen, Isobaren, trockene Adiabaten, feuchte Adiabaten und Sättigungsmischungsverhältnislinien.

Neben der einfachen Funktion als Schablone für die Darstellung von Temperatur, Taupunkt und Wind sind Skew-T-Diagramme nützlich, um die Positionen und Werte wichtiger Ebenen und Parameter der Atmosphäre leicht zu finden. CAPE, die LCL und die LFC sind nur einige Dinge, die mit einer Skew-T leicht gefunden werden können.

Lassen Sie uns unsere Reise beginnen, indem wir etwas über jede Linie auf einer Skew-T lernen.

Isothermen

Isothermen sind Linien mit konstanter Temperatur. Sie sind der Namensgeber für das Skew-T-Diagramm, weil sie um 45 Grad nach rechts geneigt sind. Die Schrägstellung der T-Linien mag etwas unintuitiv erscheinen, aber ein Skew-T-Diagramm ermöglicht uns die einfache Berechnung wichtiger atmosphärischer Werte und Parameter wie des Kondensationsniveaus (LCL), des Niveaus der freien Konvektion (LFC), des Gleichgewichtsniveaus und des CAPE. Eine Stüve ist wie eine Skew-T, jedoch ohne die schrägen Temperaturlinien. Sie ist für die meisten meteorologischen Anwendungen nicht so nützlich, da die Adiabaten auf ihr nicht gekrümmt sind, was bedeutet, dass wir die oben aufgeführten Dinge nicht genau berechnen können.

Isobaren

Isobaren sind definiert als „Linien mit konstantem Druck“. In einem Skew-T-Diagramm wird der Druck, NICHT die Höhe, auf der y-Achse aufgetragen, so dass Isobaren einfach parallel zur x-Achse verlaufen. Da der Druck mit zunehmender Höhe langsamer abnimmt, wird der Druck in Skew-T-Diagrammen logarithmisch aufgetragen. Aus diesem Grund werden Skew-T-Diagramme häufig auch als Skew-T/Log-P-Diagramme bezeichnet. Wenn wir den Druck nicht in Logarithmen aufzeichnen würden, wären die Skew-T-Karten so hoch wie die Wetterballons, die sie abbilden – etwa 100.000 Fuß hoch!

Trockene Adiabaten

Adiabatische Prozesse sind Prozesse, bei denen kein Wärmeaustausch mit dem äußeren System (in unserem Fall die Atmosphäre) stattfindet, und trockene Adiabaten zeigen, wie sehr ein ungesättigtes Paket abkühlt, wenn es durch die Atmosphäre gehoben wird. Sie fragen sich wahrscheinlich: „Wie kann ein Paket abkühlen und dabei den gleichen Wärmeinhalt beibehalten?“ Nun, denken Sie daran, dass sich ein Luftpaket beim Aufstieg ausdehnt, weil die umgebende Atmosphäre weniger Druck auf es ausübt, so dass der Gesamtwärmegehalt gleich bleibt.

Adiabatische Prozesse sind eine Folge des Ersten Hauptsatzes der Thermodynamik, der besagt, dass die einer bestimmten Masse eines Gases hinzugefügte Wärme gleich der Änderung der inneren Energie + der vom Gas an der Umgebung verrichteten Arbeit ist. Wenn ich einige raffinierte mathematische Manöver durchführe und das Gesetz des idealen Gases anwende, stellen wir fest, dass das erste Gesetz besagt, dass Temperaturänderungen positiv mit Druckänderungen korreliert sind. Ich werde dies und mehr in einem zukünftigen Tutorial besprechen, aber das Wichtigste ist zu wissen, dass, wenn ein ungesättigtes Luftpaket steigt und JEDES Luftpaket sinkt, es sich parallel zu diesen Adiabaten bewegen wird.

Diese Adiabaten folgen der „Dry Adiabatic Lapse Rate“, die etwa 10 Grad Celsius pro Kilometer beträgt.

Feuchte Adiabaten

Wenn gesättigte Luft aufsteigt, folgt sie den „Sättigungs-“ oder „feuchten Adiabaten“. Wenn die Luft die Sättigung erreicht, kondensiert gasförmiger Wasserdampf zu flüssigen Wassertröpfchen, und dieser Phasenwechsel gibt „latente Wärme“ an die Atmosphäre ab. Aus diesem Grund ist die feuchte adiabatische Stornorate IMMER geringer als die trockene adiabatische Stornorate, aber wie Sie oben sehen können, sind feuchte Adiabaten NICHT parallel und variieren ziemlich stark mit der Temperatur UND der Höhe.

Das Wichtigste, was man sich über feuchte Adiabaten merken muss, ist, dass ein gesättigtes Luftpaket ihnen NUR folgt, wenn es steigt. Wenn das Paket sinkt, entfernt es sich von der Sättigung und folgt den trockenen Adiabaten.

Sättigungsmischungsverhältnis-Linien

Das Sättigungsmischungsverhältnis ist das Verhältnis in Gramm Wasserdampf pro Kilogramm Luft, das ein Luftpaket bei einem bestimmten Druck und einer bestimmten Temperatur aufweisen muss, um als „gesättigt“ zu gelten. Sobald ein Luftpaket gesättigt ist, kann es im Allgemeinen keinen Wasserdampf mehr aufnehmen.

Nun, da Sie die Linien kennen, wollen wir herausfinden, wie wir sie zur Berechnung einiger besonders wichtiger Werte der Atmosphäre verwenden können. Wir lernen, wie man das Niveau der aufsteigenden Kondensation (LCL), das Niveau der konvektiven Kondensation (CCL), das Niveau der freien Konvektion (LFC) und das Gleichgewichtsniveau (EL) sowie die konvektiv verfügbare potentielle Energie (CAPE) und die konvektive Hemmung (CIN) berechnet.

Lifting Condensation Level (LCL)

Das LCL ist das Druckniveau, auf das ein Luftpaket angehoben (adiabatisch getrocknet) werden müsste, um gesättigt zu werden. Um die LCL zu ermitteln, folgen Sie einer Trockenadiabat von der Oberflächentemperatur und einer Sättigungsmischungsverhältnislinie von der Oberflächentaupunkttemperatur. Der Schnittpunkt dieser Linien markiert den Ort der LCL. Die LCL ist wichtig, weil sie den Ort markiert, an dem das Luftpaket aufhört, mit der trockenen adiabatischen Stauungsrate zu steigen, und zur feuchten adiabatischen Stauungsrate übergeht.

Konvektives Kondensationsniveau (CCL)

Ein eng verwandtes Niveau ist das konvektive Kondensationsniveau (Convective Condensation Level, CCL). Das CCL ist das Druckniveau, bei dem ein Paket, wenn es auf die „konvektive Temperatur“ erwärmt wird, frei aufsteigen und eine Kumuluswolke bilden würde. Die Konvektionstemperatur ist die Temperatur, die die Oberfläche erreichen muss, damit die Luft frei aufsteigen kann, und die CCL ist der Schnittpunkt der Umgebungstemperatur (NICHT eine trockene Adiabat von der Oberfläche… das ist die LCL) und der Linie des Sättigungsmischungsverhältnisses von der Oberflächentaupunkttemperatur.

Anmerkungen: Die LCL und CCL sind nützlich, um die Höhe von Wolkenbasen zu bestimmen. Für nicht-konvektive Wolken, die zum Aufsteigen gezwungen sind, ist die LCL ein guter Näherungswert. Andererseits ist die CCL eine bessere Schätzung für Wolken, die durch Konvektion entstehen, wie z. B. Kumuluswolken. In der Realität liegen die Wolkenbasen im Allgemeinen irgendwo zwischen der LCL und der CCL.

Der Grund, warum Gewitter in der Wüste oft hohe Basen haben, liegt darin, dass der Oberflächentaupunkt dort niedrig ist, was dazu führt, dass die LCL und CCL in der Atmosphäre hoch liegen. Umgekehrt haben Gewitter in feuchten Gebieten im Allgemeinen niedrigere Basen, weil der LCL niedriger ist.

Grad der freien Konvektion (LFC)

Die LFC ist das Druckniveau, das ein Luftpaket anheben müsste, damit seine Temperatur mit der Umgebungstemperatur übereinstimmt. Sie wird ermittelt, indem man die feuchte Adiabat von der LCL bis zum Schnittpunkt mit der Umgebungstemperatur nimmt. Danach ist das Luftpaket wärmer als die Umgebung und kann frei aufsteigen (daher der Name „Niveau der freien Konvektion“).

Es gibt einige wenige Situationen, in denen dieser Ansatz nicht funktioniert – zum Beispiel, wenn die Oberfläche die oben erwähnte „Konvektionstemperatur“ erreicht hat, liegt die LFC an der Oberfläche. Aber für die große Mehrheit der Situationen funktioniert diese Methode wunderbar.

Nicht alle Sondierungen haben eine LFC. Wenn die feuchte Adiabat die Umgebungstemperatur nie schneidet, weil die Atmosphäre relativ stabil ist und keinen starken Temperaturabfall mit der Höhe aufweist, gibt es keine LFC. Außerdem gibt es an vielen Orten, an denen tagsüber eine LFC auftritt, nachts keine, wenn die Oberfläche kühler und die Atmosphäre stabiler ist.

Gleichgewichtsniveau (EL)

Das Gleichgewichtsniveau existiert nur, wenn es eine LFC gibt, und es ist definiert als das Niveau, bei dem die feuchte Adiabat, die den Weg des Pakets bezeichnet, die Umgebungstemperatur wieder kreuzt. Am EL hat das Luftpaket die gleiche Temperatur wie seine Umgebung, darüber ist es kühler und dichter. Die EL kann anhand der „Ambosse“ auf Gewittern ermittelt werden, da diese die Stelle markieren, an der ein aufsteigendes Luftpaket keinen positiven Auftrieb mehr hat. Die „überschießende Spitze“ eines Gewitters übersteigt die Gleichgewichtsgrenze, aber nur, weil der Impuls des übermächtigen Aufwinds des Gewitters ihm erlaubt, eine größere Höhe zu erreichen, NICHT, weil die Luft oberhalb der Gleichgewichtsgrenze positiv auftriebig ist.

Konvektiv verfügbare potentielle Energie (CAPE) und konvektive Hemmung (CIN)

CAPE ist der Bereich, der durch die Umgebungstemperatur und die Temperatur eines Pakets beim Anstieg entlang der feuchten adiabatischen Stornorate begrenzt wird. Per Definition ist die untere Grenze der CAPE die LFC und die obere Grenze die EL. Da der CAPE-Wert den Auftrieb eines Luftpakets im Verhältnis zu seiner Umgebung misst, kann er dazu verwendet werden, die maximale Stärke der Aufwinde in einem Sturm abzuschätzen, und damit auch, wie stark ein Sturm werden kann. Wenn man große Stürme will, braucht man große CAPE. Zeitraum

CIN ist das Gegenstück zu CAPE: Während CAPE den positiven Auftrieb und die Stärke der möglichen Konvektion misst, misst CIN den negativen Auftrieb und den Widerstand gegen Konvektion. CIN wird durch die Umgebungstemperatur auf der rechten Seite und die Temperatur des aufsteigenden Pakets auf der rechten Seite begrenzt und wird von der LFC abwärts bis zu dem Punkt gemessen, an dem die Temperatur der Umgebung und die Temperatur des Pakets gleich sind, was fast immer die Oberfläche ist. In diesem Bereich ist die Temperatur des Pakets niedriger als die der Umgebung, wodurch das Paket dichter wird und ohne äußere Einflüsse sinkt. CIN erreicht in der Regel am frühen Morgen seinen Höhepunkt und nimmt im Laufe des Tages ab, wenn die Sonne die Oberfläche erwärmt.

CIN ist eigentlich ein notwendiger Bestandteil schwerer Stürme, da es den Aufbau einer enormen CAPE ermöglicht, indem es Konvektion und Durchmischung der Atmosphäre in den Morgenstunden verhindert. Wenn die Erwärmung an der Oberfläche den CIN schließlich aufhebt, sind die CAPE-Werte astronomisch hoch und jede Sturmentwicklung ist explosiv, was zu mächtigen Superzellen mit großem Hagel, zerstörerischen Winden und Tornados führt.

Hier ist ein klassisches Unwetter-Sounding aus Oklahoma City, das drei Stunden vor dem verheerenden EF-5-Tornado 2013 in Moore, OK aufgenommen wurde. Versuchen Sie, LCL, CCL, LFC, EL, CAPE und CIN auf diesem Sounding zu finden!

Danke fürs Lesen, ich hoffe, Sie haben etwas gelernt!

Geschrieben von Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Last updated 5/17/2017

1. National Weather Service (n.d.). Skew-T Log-P Diagrams. Abgerufen am 10. Mai 2017, von http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. University Corporation for Atmospheric Research (n.d.). Skew-T Mastery. Retrieved May 17, 2017, from http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, April 25). The Basics of a severe weather sounding. Retrieved May 17, 2017, from http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html