Hoe Skew-T grafieken te lezen

Als u nog nooit een Skew-T grafiek heeft gezien, is het een groot understatement om te zeggen dat ze er een beetje intimiderend uit kunnen zien. Maar met een beetje oefening, kunt u een meester in de Skew-T worden en nieuwe deuren openen om over een verscheidenheid van meteorologische onderwerpen te leren. Skew-T grafieken zijn ongelooflijk nuttig om snel en nauwkeurig de structuur van de atmosfeer te bekijken van het oppervlak tot 100.000 voet, en ze zijn er al een LANGE tijd – sinds 1947, om precies te zijn1.

Skew-T grafieken worden het meest gebruikt om parameters te plotten gemeten door radiosondes terwijl ze stijgen in de atmosfeer. Er zijn slechts drie metingen: temperatuur, dauwpunt, en windsnelheid (de snelheid EN de richting van de wind). Bovendien zijn er 5 lijnen op een Skew-T: isothermen, isobaren, droge adiabaten, vochtige adiabaten, en saturatie mengverhouding lijnen.

Naast het feit dat het eenvoudig dient als een sjabloon om de temperatuur, het dauwpunt, en de wind te plotten, zijn Skew-Ts nuttig voor het gemakkelijk vinden van de locaties en waarden van belangrijke niveaus en parameters van de atmosfeer. CAPE, de LCL, en de LFC zijn slechts een paar dingen die gemakkelijk kunnen worden gevonden met een Skew-T.

Laten we onze reis beginnen met het leren over elke lijn op een Skew-T.

Isothermen

Isothermen zijn lijnen van constante temperatuur. Ze zijn de naamgever van de Skew-T grafiek omdat ze 45 graden naar rechts zijn gekeerd. Het scheef trekken van de Ts lijkt misschien een beetje onintuïtief, maar met een Skew-T kunnen we gemakkelijk belangrijke atmosferische niveaus en parameters berekenen, zoals het Lifting Condensation Level (LCL), Level of Free Convection (LFC), het Equilibrium Level, en CAPE. Een Stüve is zoals een Skew-T maar zonder de scheve temperatuurlijnen. Het is niet zo nuttig voor de meeste meteorologische toepassingen omdat de adiabaten erop niet gebogen zijn, wat betekent dat we de hierboven genoemde zaken niet nauwkeurig kunnen berekenen.

Isobaren

Isobaren worden gedefinieerd als “lijnen van constante druk”. Op een Skew-T grafiek wordt de druk, NIET de hoogte, op de y-as uitgezet, dus isobaren zijn gewoon evenwijdig aan de x-as. Omdat de druk langzamer afneemt met de hoogte naarmate je hoger komt, wordt de druk op een scheef-aan-zicht grafiek op een logaritmische manier uitgezet. Om deze reden worden scheef-/zwaartekaarten ook wel scheef-/zwaartekaarten/Log-P-diagrammen genoemd. Als we de druk niet in logaritmen zouden uitzetten, zouden de Skew-T grafieken even hoog zijn als de weerballonnen die ze plotten – ongeveer 100.000 voet hoog!

Droge adiabaten

Adiabatische processen zijn processen waarbij geen warmte wordt uitgewisseld met het externe systeem (in ons geval de atmosfeer), en droge adiabaten laten zien hoeveel een onverzadigd pakket afkoelt wanneer het door de atmosfeer wordt opgetild. U denkt waarschijnlijk “hoe kan een pakket afkoelen en toch dezelfde warmte-inhoud behouden?” Bedenk dat als een pakket lucht stijgt, het uitzet doordat de omringende atmosfeer er minder druk op uitoefent, zodat de totale warmte-inhoud gelijk blijft.

Adiabatische processen zijn een gevolg van de Eerste Hoofdwet van de Thermodynamica, die stelt dat de warmte die aan een bepaalde gasmassa wordt toegevoegd gelijk is aan de verandering in inwendige energie + het werk dat DOOR het gas aan de omgeving wordt gedaan. Door wat handige wiskundige manoeuvres en de ideale gaswet toe te passen, vinden we dat de eerste wet stelt dat veranderingen in temperatuur positief gecorreleerd zijn met veranderingen in druk. Ik zal dit en meer in een toekomstige tutorial bespreken, maar het belangrijkste om te weten is dat wanneer een onverzadigd luchtpakket stijgt en EEN willekeurig luchtpakket daalt, het zich parallel aan deze adiabaten zal verplaatsen.

Deze adiabats volgen de “Dry Adiabatic Lapse Rate,” die ongeveer 10 graden Celsius per kilometer bedraagt.

Moist Adiabats

Wanneer verzadigde lucht stijgt, volgt het de “saturatie” of “vochtige adiabats.” Wanneer de lucht verzadigd raakt, condenseert gasvormige waterdamp tot vloeibare waterdruppels, en bij deze faseverandering komt “latente warmte” vrij in de atmosfeer. Hierdoor is de vochtige adiabatische snelheid ALTIJD lager dan de droge adiabatische snelheid, maar zoals u hierboven kunt zien, zijn vochtige adiabaten NIET parallel en variëren ze nogal met zowel temperatuur als hoogte.

Het belangrijkste om te onthouden over vochtige adiabaten is dat een verzadigd luchtpakket ze ALLEEN zal volgen als het stijgt. Als het pakket daalt, warmt het op uit de buurt van verzadiging en zal het de droge adiabaten volgen.

Lijnen van de verzadigingsmengverhouding

De verzadigingsmengverhouding is de verhouding, in grammen waterdamp per kilogram lucht, die een luchtpakket bij een gegeven druk en temperatuur moet hebben om als “verzadigd” te worden beschouwd. Als een luchtpartij eenmaal verzadigd is, kan zij in het algemeen geen waterdamp meer bevatten.

Nu u de regels kent – laten we eens nagaan hoe we ze kunnen gebruiken om enkele bijzonder belangrijke niveaus van de atmosfeer te berekenen. We zullen leren hoe we het liftcondensatieniveau (LCL), het convectieve condensatieniveau (CCL), het niveau van vrije convectie (LFC), en het evenwichtsniveau (EL) kunnen berekenen, evenals de convectief beschikbare potentiële energie (CAPE) en de convectieve remming (CIN).

Lifting Condensation Level (LCL)

De LCL is het drukniveau waartoe een luchtpakket zou moeten worden opgetild (adiabatisch drogen) om verzadigd te raken. Om de LCL te vinden, volgt u een droge adiabat van uw oppervlakte omgevingstemperatuur en een verzadiging mengverhouding lijn van uw oppervlakte dauwpunt temperatuur. Het snijpunt van deze lijnen geeft de plaats van de LCL aan. De LCL is belangrijk omdat het de plaats markeert waar het luchtpakket ophoudt te stijgen met de droge adiabatische snelheid en overschakelt op de vochtige adiabatische snelheid.

Convectief condensatieniveau (CCL)

Een nauw verwant niveau is het convectieve condensatieniveau, of CCL. Het CCL is het drukniveau dat een pakket, indien verwarmd tot de “convectieve temperatuur”, vrij zou stijgen en een cumuluswolk zou vormen. De convectieve temperatuur is de temperatuur die het oppervlak moet bereiken zodat de lucht vrij kan opstijgen, en de CCL ligt op het snijpunt van de omgevingstemperatuur (NIET een droge adiabat van het oppervlak… dat is de LCL) en de verzadigings-mengratielijn van de oppervlaktedauwpunttemperatuur.

Noten: De LCL en CCL zijn nuttig voor het bepalen van de hoogte van wolkenbasissen. Voor niet-convectieve wolken die gedwongen worden te stijgen, is de LCL een goede benadering. Anderzijds is de CCL een betere schatting voor wolken die door convectie worden gevormd, zoals cumuluswolken. In werkelijkheid liggen wolkenbasissen meestal ergens tussen de LCL en de CCL.

De reden waarom onweersbuien in de woestijn vaak hoge bases hebben is omdat de dauwpunten aan het oppervlak daar laag zijn, waardoor de LCL en de CCL hoog in de atmosfeer liggen. Omgekeerd hebben onweersbuien op vochtige plaatsen over het algemeen een lagere basis omdat de LCL lager is.

Level of Free Convection (LFC)

De LFC is het drukniveau dat een luchtpakket zou moeten verhogen zodat de temperatuur ervan gelijk is aan de omgevingstemperatuur. Het wordt gevonden door de vochtige adiabat van de LCL te nemen tot het snijpunt met de omgevingstemperatuur. Hierna is het luchtpakket warmer dan zijn omgeving en kan het vrij stijgen (vandaar de naam – niveau van vrije convectie).

Er zijn een paar geïsoleerde situaties waarin deze benadering niet werkt – bijvoorbeeld als het oppervlak de hierboven genoemde “convectietemperatuur” heeft bereikt, ligt de LFC aan het oppervlak. Maar voor de overgrote meerderheid van de situaties, werkt deze methode prachtig.

Niet alle peilingen hebben een LFC. Als de vochtige adiabat nooit de omgevingstemperatuur snijdt omdat de atmosfeer betrekkelijk stabiel is en geen sterke temperatuurdaling met de hoogte vertoont, is er geen LFC. Bovendien hebben veel plaatsen die overdag een LFC hebben er ’s nachts geen, wanneer het oppervlak koeler is en de atmosfeer stabieler.

Equilibriumniveau (EL)

Het evenwichtsniveau bestaat alleen als er een LFC is, en het wordt gedefinieerd als het niveau waarop de vochtige adiabat die het pad van het luchtpakket aangeeft, de omgevingstemperatuur opnieuw kruist. Op het EL heeft het luchtpakket dezelfde temperatuur als zijn omgeving, en daarboven is het koeler en dichter. De EL kan worden gevonden door naar de “aambeelden” op onweersbuien te kijken, aangezien deze de plaats aangeven waar een stijgend luchtpakket niet langer positief drijfvermogen heeft. De “overshooting top” van een onweersbui overschrijdt het evenwichtsniveau, maar dit is alleen omdat het momentum van de storm’s uber-krachtige updraft het mogelijk maakt om een grotere hoogte te bereiken, NIET omdat de lucht boven het evenwichtsniveau positief buoyant is.

Convective Available Potential Energy (CAPE) en Convective Inhibition (CIN)

CAPE is het gebied dat wordt begrensd door de omgevingstemperatuur en de temperatuur van een pakket als het stijgt langs de vochtige adiabatische lapse rate. Per definitie is de ondergrens van de CAPE de LFC, en de bovengrens is de EL. Omdat de CAPE meet hoe opwaartse druk een luchtpakket heeft ten opzichte van zijn omgeving, kan hij worden gebruikt om de maximale sterkte van opwaartse stromingen in een storm te schatten, en daarmee samenhangend, hoe hevig een storm kan worden. Als je grote stormen wilt, heb je een grote CAPE nodig. Period.

CIN is de tegenpool van CAPE: terwijl CAPE het positieve drijfvermogen en de sterkte van mogelijke convectie meet, meet CIN het negatieve drijfvermogen en de weerstand tegen convectie. CIN wordt begrensd door de omgevingstemperatuur rechts en de temperatuur van het opstijgende pakket rechts, en wordt gemeten vanaf de LFC tot waar de temperatuur van de omgeving en de temperatuur van het pakket gelijk zijn, hetgeen bijna altijd het oppervlak is. In dit gebied is de temperatuur van het pakket lager dan die van de omgeving, waardoor het pakket een grotere dichtheid heeft en bij afwezigheid van externe forcering zinkt. CIN bereikt meestal zijn hoogtepunt in de vroege ochtend en neemt in de loop van de dag af naarmate de zon het oppervlak opwarmt.

CIN is eigenlijk een noodzakelijk ingrediënt voor zware stormen, omdat het de CAPE in staat stelt zich op te bouwen tot enorme niveaus door convectie en menging van de atmosfeer tijdens de ochtenduren te voorkomen. Wanneer de opwarming van het oppervlak uiteindelijk de CIN erodeert, zijn de CAPE-waarden astronomisch groot geworden en is elke stormontwikkeling explosief, wat leidt tot krachtige supercellen met grote hagel, schadelijke winden en tornado’s.

Hier is een klassieke severe weather sounding uit Oklahoma City die 3 uur voor de verwoestende 2013 Moore, OK EF-5 tornado werd genomen. Kijk of je de LCL, CCL, LFC, EL, CAPE en CIN kunt vinden op deze sounding!

Bedankt voor het lezen, ik hoop dat je iets geleerd hebt!

Geschreven door Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Laatst bijgewerkt 5/17/2017

1. National Weather Service (n.d.). Skew-T Log-P Diagrams. Op 10 mei 2017 ontleend aan http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. University Corporation for Atmospheric Research (n.d.). Skew-T Meesterschap. Retrieved May 17, 2017, from http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, April 25). De basisprincipes van een noodweer-sounding. Op 17 mei 2017 ontleend aan http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

.