Jak czytać wykresy Skew-T

Jeśli nie widziałeś wcześniej wykresu Skew-T, to stwierdzenie, że może on wyglądać trochę onieśmielająco jest wielkim niedopowiedzeniem. Ale przy odrobinie praktyki, możesz stać się mistrzem wykresu Skew-T i otworzyć nowe drzwi do nauki o różnych tematach meteorologicznych. Wykresy Skew-T są niewiarygodnie przydatne do szybkiego i dokładnego oglądania struktury atmosfery na całej drodze od powierzchni do 100 000 stóp, i są one już od dłuższego czasu – od 1947 roku, dokładnie1.

Wykresy Skew-T są najczęściej używane do wykreślania parametrów mierzonych przez radiosondy w miarę ich wznoszenia się w atmosferze. Wykresy te przedstawiają tylko trzy pomiary: temperaturę, punkt rosy i prędkość wiatru (prędkość ORAZ kierunek wiatru). Dodatkowo, na Skew-T znajduje się 5 linii: izotermy, izobary, suche adiabaty, wilgotne adiabaty i linie stosunku mieszania nasycenia.

Poza tym, że po prostu działa jako szablon do wykreślania temperatury, punktu rosy i wiatru, wykresy Skew-T są przydatne do łatwego znajdowania lokalizacji i wartości ważnych poziomów i parametrów atmosfery. CAPE, LCL, i LFC to tylko kilka rzeczy, które można łatwo znaleźć za pomocą Skew-T.

Zacznijmy naszą podróż ucząc się o każdej linii na Skew-T.

Izotermy

Izotermy to linie o stałej temperaturze. Są one imiennikiem wykresu Skew-T, ponieważ są przekrzywione o 45 stopni w prawo. Przechylenie Ts może wydawać się trochę nieintuicyjne, ale Skew-T pozwala nam łatwo obliczyć ważne poziomy atmosferyczne i parametry, takie jak podnoszący się poziom kondensacji (LCL), poziom swobodnej konwekcji (LFC), poziom równowagi i CAPE. Stüve jest jak Skew-T, ale bez przekrzywionych linii temperatury. Nie jest on tak użyteczny dla większości zastosowań meteorologicznych, ponieważ adiabaty na nim nie są zakrzywione, co oznacza, że nie możemy dokładnie obliczyć rzeczy wymienionych powyżej.

Isobary

Isobary są zdefiniowane jako „linie stałego ciśnienia”. Na wykresie Skew-T ciśnienie, a NIE wysokość, jest wykreślone na osi y, więc izobary są po prostu równoległe do osi x. Ponieważ ciśnienie maleje coraz wolniej wraz z wysokością, na wykresach Skew-T ciśnienie jest wykreślane w sposób logarytmiczny. Z tego powodu, wykresy Skew-T są również powszechnie nazywane wykresami Skew-T/Log-P. Gdybyśmy nie kreślili ciśnienia w logarytmach, wykresy Skew-T byłyby tak wysokie jak balony meteorologiczne, które je kreślą – około 100,000 stóp wysokości!

Suche adiabaty

Procesy adiabatyczne to procesy, w których nie dochodzi do wymiany ciepła z systemem zewnętrznym (w naszym przypadku z atmosferą), a suche adiabaty pokazują, jak bardzo nienasycona paczka ochładza się podczas unoszenia przez atmosferę. Pewnie myślisz „jak paczka może się ochłodzić i zachować tę samą zawartość ciepła?”. Cóż, pamiętaj, że gdy paczka powietrza wznosi się, rozszerza się z powodu otaczającej atmosfery wywierającej na nią mniejsze ciśnienie, więc całkowita zawartość ciepła pozostaje taka sama.

Procesy adiabatyczne są konsekwencją Pierwszego Prawa Termodynamiki, które stwierdza, że ciepło dodane do pewnej masy gazu jest równe jego zmianie w energii wewnętrznej + pracy wykonanej PRZEZ gaz w środowisku. Wykonując pewne sprytne manewry matematyczne i stosując prawo gazów idealnych, stwierdzamy, że pierwsze prawo mówi, że zmiany temperatury są dodatnio skorelowane ze zmianami ciśnienia. Omówię to i jeszcze więcej w tutorialu w przyszłości, ale ważną rzeczą jest to, że kiedy nienasycona paczka powietrza wznosi się, a KAŻDA paczka powietrza tonie, będzie ona podróżować równolegle do tych adiabatów.

Te adiabaty podążają za „Dry Adiabatic Lapse Rate,” który wynosi około 10 stopni Celsjusza na kilometr.

Moist Adiabats

Gdy nasycone powietrze wznosi się, podąża za „nasyceniem” lub „wilgotnymi adiabatami”. Kiedy powietrze osiąga nasycenie, gazowa para wodna kondensuje się w ciekłe kropelki wody, a ta zmiana fazowa uwalnia „ciepło utajone” do atmosfery. Z tego powodu, wilgotny współczynnik zbiegu adiabatycznego jest ZAWSZE mniejszy niż suchy współczynnik zbiegu adiabatycznego, ale jak widać powyżej, wilgotne adiabaty NIE są równoległe i różnią się dość znacznie zarówno z temperaturą jak i wysokością.

Najważniejszą rzeczą do zapamiętania o wilgotnych adiabatach jest to, że paczka nasyconego powietrza będzie podążać za nimi TYLKO jeśli się wznosi. Jeśli paczka tonie, ogrzewa się z dala od nasycenia i będzie podążać za suchymi adiabatami.

Linie współczynnika mieszania nasycenia

Stosunek mieszania nasycenia jest stosunkiem, w gramach pary wodnej na kilogram powietrza, który paczka powietrza musi mieć przy danym ciśnieniu i temperaturze, aby została uznana za „nasyconą”. Gdy paczka powietrza jest nasycona, generalnie nie może utrzymać więcej pary wodnej.

Teraz, gdy znasz już linie – dowiedzmy się, jak możemy ich użyć do obliczenia niektórych szczególnie ważnych poziomów atmosfery. Dowiemy się, jak obliczyć poziom kondensacji unoszącej (LCL), poziom kondensacji konwekcyjnej (CCL), poziom swobodnej konwekcji (LFC) i poziom równowagi (EL), a także konwekcyjną dostępną energię potencjalną (CAPE) i inhibicję konwekcyjną (CIN).

Podwyższony poziom kondensacji (LCL)

LCL to poziom ciśnienia, do którego należałoby podnieść paczkę powietrza (wysuszyć adiabatycznie), aby stała się nasycona. Aby znaleźć LCL, podążaj za suchą adiabatą od temperatury otoczenia na powierzchni oraz za linią współczynnika mieszania nasycenia od temperatury punktu rosy na powierzchni. Przecięcie tych linii wyznacza lokalizację LCL. LCL jest ważny, ponieważ wyznacza miejsce, w którym paczka powietrza przestaje się wznosić przy suchej adiabatycznej szybkości opadania i przechodzi do wilgotnej adiabatycznej szybkości opadania.

Poziom kondensacji konwekcyjnej (CCL)

Blisko spokrewnionym poziomem jest Poziom Kondensacji Konwekcyjnej, lub CCL. CCL jest poziomem ciśnienia, przy którym paczka, podgrzana do „temperatury konwekcyjnej”, swobodnie wzniosłaby się i uformowała chmurę cumulus. Temperatura konwekcyjna jest temperaturą, którą musi osiągnąć powierzchnia, aby powietrze mogło się swobodnie wznieść, a CCL jest na przecięciu temperatury otoczenia (NIE suchej adiabaty z powierzchni… to jest LCL) i linii współczynnika mieszania nasycenia z temperatury punktu rosy na powierzchni.

Wskazówki: LCL i CCL są przydatne do określania wysokości podstaw chmur. Dla chmur nie konwekcyjnych, które są zmuszone do wznoszenia się, LCL jest dobrym przybliżeniem. Z drugiej strony CCL jest lepszym oszacowaniem dla chmur powstałych w wyniku konwekcji, takich jak chmury cumulus. W rzeczywistości podstawy chmur są zazwyczaj gdzieś pomiędzy LCL i CCL.

Powodem, dla którego burze na pustyni często mają wysokie podstawy jest to, że powierzchniowe punkty rosy są tam niskie, powodując, że LCL i CCL są wysoko w atmosferze. I odwrotnie, burze w wilgotnych miejscach mają niższe podstawy, ponieważ LCL jest niższy.

Poziom swobodnej konwekcji (LFC)

LFC to poziom ciśnienia, o który należy podnieść paczkę powietrza, aby jej temperatura była równa temperaturze otoczenia. Znajduje się on poprzez przyjęcie wilgotnej adiabaty od LCL do momentu przecięcia się z temperaturą otoczenia. Po tym, paczka powietrza jest cieplejsza niż jej otoczenie i może się swobodnie wznosić (stąd nazwa – poziom swobodnej konwekcji).

Jest kilka odosobnionych sytuacji, w których to podejście nie zadziała – na przykład, jeśli powierzchnia osiągnęła „temperaturę konwekcyjną” wspomnianą powyżej, LFC jest na powierzchni. Ale dla ogromnej większości sytuacji, ta metoda działa pięknie.

Nie wszystkie sondowania mają LFC. Jeśli wilgotny adiabat nigdy nie przecina temperatury otoczenia, ponieważ atmosfera jest względnie stabilna i nie wykazuje gwałtownego spadku temperatury z wysokością, nie ma LFC. Dodatkowo, wiele miejsc, które mają LFC w ciągu dnia, może nie mieć jej w nocy, kiedy powierzchnia jest chłodniejsza, a atmosfera bardziej stabilna.

Poziom równowagi (EL)

Poziom równowagi istnieje tylko wtedy gdy istnieje LFC, i jest zdefiniowany jako poziom na którym wilgotna adiabata oznaczająca ścieżkę paczki przecina temperaturę środowiska. Na EL paczka powietrza ma taką samą temperaturę jak jej otoczenie, a powyżej jest chłodniejsza i bardziej gęsta. EL można znaleźć patrząc na „kowadła” na burzach, ponieważ oznaczają one miejsce, w którym wznosząca się paczka powietrza nie jest już dodatnio wyporna. Wierzchołek burzy przekracza poziom równowagi, ale dzieje się tak tylko dlatego, że pęd potężnego prądu wznoszącego burzy pozwala jej osiągnąć większą wysokość, a nie dlatego, że powietrze powyżej poziomu równowagi jest dodatnio wyporne.

Konwekcyjna dostępna energia potencjalna (CAPE) i inhibicja konwekcyjna (CIN)

CAPE jest obszarem ograniczonym przez temperaturę otoczenia i temperaturę paczki, gdy wzrasta ona wzdłuż wilgotnego współczynnika adiabatycznego. Z definicji, dolna granica CAPE to LFC, a górna to EL. Ponieważ CAPE mierzy siłę wyporu paczki powietrza w stosunku do jej otoczenia, może być użyta do oszacowania maksymalnej siły prądów wznoszących w burzy, a co za tym idzie, jak silna może stać się burza. Jeśli chcesz mieć duże burze, potrzebujesz dużego CAPE. Okres.

CIN jest antytezą CAPE: podczas gdy CAPE mierzy dodatnią pływalność i siłę możliwej konwekcji, CIN mierzy ujemną pływalność i opór dla konwekcji. CIN jest ograniczony przez temperaturę otoczenia po prawej stronie i temperaturę wznoszącego się pakietu po prawej stronie, i jest mierzony od LFC w dół do miejsca, gdzie temperatura otoczenia i temperatura pakietu są takie same, co prawie zawsze jest powierzchnią. W tym obszarze temperatura paczki jest niższa niż temperatura otoczenia, co sprawia, że paczka jest bardziej gęsta i powoduje jej opadanie przy braku jakiegokolwiek zewnętrznego wymuszenia. CIN zazwyczaj osiąga szczyt we wczesnych godzinach porannych i spada w ciągu dnia, gdy słońce ogrzewa powierzchnię.

CIN jest w rzeczywistości niezbędnym składnikiem dla poważnych burz, ponieważ pozwala CAPE budować do ogromnych poziomów poprzez zapobieganie konwekcji i mieszaniu atmosfery w godzinach porannych. Kiedy ogrzewanie z powierzchni w końcu zniszczy CIN, wartości CAPE wzrosną astronomicznie i każdy rozwój burzy jest wybuchowy, prowadząc do potężnych superkomórek z dużym gradem, niszczącym wiatrem i tornadami.

Tutaj klasyczne nagranie z Oklahoma City, które zostało wykonane 3 godziny przed niszczycielskim tornadem EF-5 z 2013 roku w Moore, OK. Sprawdź, czy możesz znaleźć LCL, CCL, LFC, EL, CAPE i CIN na tym nagraniu!

Dzięki za przeczytanie, mam nadzieję, że czegoś się nauczyłeś!

Written by Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Ostatnia aktualizacja 5/17/2017

1. National Weather Service (n.d.). Skew-T Log-P Diagrams. Retrieved May 10, 2017, from 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). Podstawy sondowania ciężkiej pogody. Retrieved May 17, 2017, from http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

.