Cum se citesc hărțile Skew-T

Dacă nu ați mai văzut până acum o hartă Skew-T, să spunem că poate părea puțin intimidantă este o mare subestimare. Dar, cu puțină practică, puteți deveni un maestru Skew-T și vă puteți deschide noi uși pentru a învăța despre o varietate de subiecte meteorologice. Hărțile Skew-T sunt incredibil de utile pentru vizualizarea rapidă și precisă a structurii atmosferei, de la suprafață până la 100.000 de picioare, și există de foarte mult timp – din 1947, mai exact1.

Hărțile Skew-T sunt utilizate cel mai frecvent pentru a trasa parametrii măsurați de radiosonde pe măsură ce se ridică în atmosferă. Ele trasează doar trei măsurători: temperatura, punctul de rouă și viteza vântului (viteza ȘI direcția vântului). În plus, există 5 linii pe un Skew-T: izotermele, izobarii, adiabatele uscate, adiabatele umede și liniile raportului de amestecare a saturației.

În afară de a acționa pur și simplu ca un șablon pentru a trasa temperatura, punctul de rouă și vântul, diagramele Skew-T sunt utile pentru a găsi cu ușurință locațiile și valorile nivelurilor și parametrilor importanți ai atmosferei. CAPE, LCL și LFC sunt doar câteva lucruri care pot fi găsite cu ușurință cu un Skew-T.

Să începem călătoria noastră învățând despre fiecare linie de pe un Skew-T.

Izoterme

Izotermele sunt linii de temperatură constantă. Ele sunt omonime graficului Skew-T deoarece sunt înclinate la 45 de grade spre dreapta. Înclinarea T-urilor poate părea puțin neintuitivă, dar un Skew-T ne permite să calculăm cu ușurință niveluri și parametri atmosferici importanți, cum ar fi nivelul de condensare de ridicare (LCL), nivelul de convecție liberă (LFC), nivelul de echilibru și CAPE. Un Stüve este ca un Skew-T, dar fără liniile de temperatură înclinate. Nu este la fel de utilă pentru majoritatea aplicațiilor meteorologice deoarece adiabatele de pe ea nu sunt curbe, ceea ce înseamnă că nu putem calcula cu exactitate lucrurile enumerate mai sus.

Isobars

Isobars sunt definite ca „linii de presiune constantă”. Pe o diagramă Skew-T, presiunea, NU înălțimea, este reprezentată pe axa y, astfel încât izobarele sunt pur și simplu paralele cu axa x. Deoarece presiunea scade mai încet cu înălțimea, cu cât crește mai mult, presiunea este reprezentată în mod logaritmic pe graficele Skew-T. Din acest motiv, diagramele Skew-T sunt, de asemenea, denumite în mod obișnuit diagrame Skew-T/Log-P. Dacă nu am trasa presiunea în logaritmi, diagramele Skew-T ar fi la fel de înalte ca și baloanele meteorologice pe care le trasează – aproximativ 100.000 de metri înălțime!

Dry Adiabats

Procesele adiabatice sunt procese în care nu există schimb de căldură cu sistemul exterior (în cazul nostru, atmosfera), iar dry adiabats arată cât de mult se răcește o parcelă nesaturată atunci când este ridicată prin atmosferă. Probabil că vă gândiți „cum se poate ca o parcelă să se răcească și să își păstreze același conținut de căldură?”. Ei bine, rețineți că, pe măsură ce o parcelă de aer se ridică, aceasta se dilată datorită faptului că atmosfera înconjurătoare exercită o presiune mai mică asupra sa, astfel încât conținutul total de căldură rămâne același.

Procesele adiabatice sunt o consecință a primei legi a termodinamicii, care afirmă că căldura adăugată la o anumită masă a unui gaz este egală cu modificarea energiei interne a acestuia + lucrul efectuat de către gaz asupra mediului. Făcând câteva manevre matematice ingenioase și aplicând legea gazului ideal, aflăm că prima lege afirmă că schimbările de temperatură sunt corelate pozitiv cu schimbările de presiune. Voi discuta acest lucru și multe altele într-un tutorial în viitor, dar ceea ce este important de știut este că, atunci când o parcelă de aer nesaturat se ridică și orice parcelă de aer se scufundă, aceasta se va deplasa paralel cu aceste adiabate.

Aceste adiabate urmează „rata de lapsus adiabatic uscat”, care este de aproximativ 10 grade Celsius pe kilometru.

Adiabate umede

Când aerul saturat se ridică, acesta urmează „saturația” sau „adiabatele umede”. Când aerul ajunge la saturație, vaporii de apă gazoasă se condensează în picături de apă lichidă, iar această schimbare de fază eliberează „căldură latentă” în atmosferă. Din această cauză, rata de rotație adiabatică umedă este ÎNTOTDEAUNA mai mică decât rata de rotație adiabatică uscată, dar, după cum puteți vedea mai sus, adiabatele umede NU sunt paralele și variază destul de mult atât cu temperatura cât și cu altitudinea.

Cel mai important lucru de reținut despre adiabatele umede este că o parcelă de aer saturat le va urma NUMAI dacă se ridică. Dacă parcela se scufundă, aceasta se încălzește și se îndepărtează de saturație și va urma adiabatele uscate.

Liniile raportului de amestecare a saturației

Raportul de amestecare a saturației este raportul, în grame de vapori de apă pe kilogram de aer, pe care o parcelă de aer trebuie să îl aibă la o anumită presiune și temperatură pentru a fi considerată „saturată”. Odată ce o parcelă de aer este saturată, în general nu mai poate reține vapori de apă.

Acum că știți liniile – haideți să aflăm cum le putem folosi pentru a calcula unele niveluri deosebit de importante ale atmosferei. Vom învăța cum să calculăm nivelul de condensare prin ridicare (LCL), nivelul de condensare prin convecție (CCL), nivelul de convecție liberă (LFC) și nivelul de echilibru (EL), precum și energia potențială convectivă disponibilă (CAPE) și inhibiția convectivă (CIN).

Nivelul de ridicare a condensării (LCL)

Nivelul de ridicare a condensării (LCL) este nivelul de presiune la care o parcelă de aer ar trebui să fie ridicată (uscată adiabatic) pentru a deveni saturată. Pentru a găsi LCL, urmați o linie adiabatică uscată de la temperatura mediului de la suprafață și o linie a raportului de amestec de saturație de la temperatura punctului de rouă de la suprafață. Intersecția dintre acestea marchează locația LCL. LCL este important deoarece marchează locația în care pachetul de aer încetează să mai crească la rata de rotație adiabatică uscată și trece la rata de rotație adiabatică umedă.

Nivelul de condensare convectivă (CCL)

Un nivel strâns legat de acesta este nivelul de condensare convectivă, sau CCL. CCL este nivelul de presiune la care o parcelă, dacă ar fi încălzită la „temperatura de convecție”, s-ar ridica liber și ar forma un nor cumulus. Temperatura de convecție este temperatura pe care trebuie să o atingă suprafața pentru ca aerul să se poată ridica liber, iar CCL se află la intersecția dintre temperatura mediului (NU un adiabat uscat de la suprafață… acesta este LCL) și linia raportului de amestec de saturație de la temperatura punctului de rouă de la suprafață.

Note: LCL și CCL sunt utile pentru determinarea înălțimii bazelor norilor. Pentru norii neconvectivi care sunt forțați să se ridice, LCL este o bună aproximare. Pe de altă parte, CCL este o estimare mai bună pentru norii formați prin convecție, cum ar fi norii cumulus. În realitate, bazele norilor sunt, în general, undeva între LCL și CCL.

Motivul pentru care furtunile din deșert au adesea baze înalte este că punctele de rouă de la suprafață sunt scăzute acolo, ceea ce face ca LCL și CCL să fie înalte în atmosferă. Dimpotrivă, furtunile din locurile umede au în general baze mai joase deoarece LCL este mai mic.

Nivelul de convecție liberă (LFC)

LFC este nivelul de presiune la care ar trebui să fie ridicată o parcelă de aer pentru ca temperatura sa să fie egală cu temperatura mediului. Se găsește prin luarea adiabatului umed de la LCL până la intersecția cu temperatura mediului. După aceasta, parcela de aer este mai caldă decât mediul înconjurător și se poate ridica liber (de aici și numele – nivelul de convecție liberă).

Există câteva situații izolate în care această abordare nu va funcționa – de exemplu, dacă suprafața a atins „temperatura de convecție” menționată mai sus, LFC se află la suprafață. Dar pentru marea majoritate a situațiilor, această metodă funcționează de minune.

Nu toate sondajele au un LFC. Dacă adiabata umedă nu intersectează niciodată temperatura mediului deoarece atmosfera este relativ stabilă și nu prezintă o scădere bruscă a temperaturii cu înălțimea, nu există LFC. În plus, multe locuri care au un LFC în timpul zilei pot să nu aibă unul pe timp de noapte, când suprafața este mai rece și atmosfera este mai stabilă.

Nivelul de echilibru (EL)

Nivelul de echilibru există doar dacă există un LFC și este definit ca fiind nivelul la care adiabatul umed care denotă traiectoria pachetului de aer se intersectează din nou cu temperatura mediului. La EL, parcela de aer are aceeași temperatură ca și mediul înconjurător, iar deasupra acesteia, este mai rece și mai densă. EL poate fi găsită observând „norișoarele” de pe furtuni, deoarece acestea marchează locul în care o parcelă de aer în creștere nu mai are flotabilitate pozitivă. „Vârful de depășire” al unei furtuni depășește nivelul de echilibru, dar acest lucru se datorează doar faptului că impulsul curentului ascendent extrem de puternic al furtunii îi permite acesteia să ajungă la o altitudine mai mare, NU pentru că aerul de deasupra nivelului de echilibru are o flotabilitate pozitivă.

Energia potențială disponibilă convectivă (CAPE) și inhibiția convectivă (CIN)

CAPE este zona delimitată de temperatura mediului și de temperatura unei parcele pe măsură ce aceasta se ridică de-a lungul ratei de rotație adiabatică umedă. Prin definiție, limita inferioară a CAPE este LFC, iar limita superioară este EL. Deoarece CAPE măsoară cât de plutitoare este o parcelă de aer în raport cu mediul înconjurător, aceasta poate fi utilizată pentru a estima puterea maximă a curenților ascendenți dintr-o furtună și, prin asociere, cât de severă poate deveni o furtună. Dacă doriți furtuni mari, aveți nevoie de CAPE mare. Punct.

CIN este antiteza lui CAPE: în timp ce CAPE măsoară flotabilitatea pozitivă și puterea convecției posibile, CIN măsoară flotabilitatea negativă și rezistența la convecție. CIN este delimitată de temperatura mediului din dreapta și de temperatura pachetului ascendent din dreapta și se măsoară de la LFC până la locul unde temperatura mediului și temperatura pachetului sunt identice, care este aproape întotdeauna suprafața. În această zonă, temperatura pachetului este mai mică decât cea a mediului, ceea ce face ca pachetul să fie mai dens și să se scufunde în absența oricărei forțe externe. CIN atinge, în general, vârful în timpul dimineții devreme și scade în timpul zilei, pe măsură ce soarele încălzește suprafața.

CIN este de fapt un ingredient necesar pentru furtunile puternice, deoarece permite CAPE să crească la niveluri extraordinare, împiedicând convecția și amestecarea atmosferei în timpul orelor de dimineață. Când încălzirea de la suprafață erodează în cele din urmă CIN, valorile CAPE au crescut în mod astronomic și orice dezvoltare de furtună este explozivă, ducând la supercelule puternice cu grindină mare, vânturi dăunătoare și tornade.

Iată o sondă clasică de vreme severă din Oklahoma City care a fost făcută cu 3 ore înainte de tornada devastatoare EF-5 din 2013 din Moore, OK. Vedeți dacă reușiți să găsiți LCL, CCL, LFC, EL, CAPE și CIN pe acest sondaj!

Mulțumesc pentru lectură, sper că ați învățat ceva!

Scris de Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Ultima actualizare 5/17/2017

1. National Weather Service (n.red.). Diagramele Skew-T Log-P. 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). Noțiunile de bază ale unui sondaj de vreme severă. Retrieved May 17, 2017, from http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

.