Kondensniveau

Nedre grænse for Sc skyer

Cumulus skyer over Kandel / Rheinland-Pfalz på en sommerdag

I meteorologien, det niveau af kondens eller sky kondensationszone beskriver den højde , ved hvilken lufttemperaturen lig den dugpunktet . Således luften er fuldstændig mættet med vand damp . En relativ luftfugtighed på 100 procent er synonymt med dette . Ud over den lodrette temperaturprofil afhænger højden af ​​kondensniveauet i høj grad af fugtindholdet i den stigende luftpakke . I meteorologi skelnes der normalt mellem to kondensniveauer, hævningskondensniveauet og konvektionskondensniveauet .

I jordens atmosfære repræsenterer et kondensationsniveau den højde, hvor skyer dannes, da vanddampen begynder at kondensere, når højden fortsætter med at stige, og temperaturen således falder (i standardatmosfæren under standardbetingelser) . Dette område kaldes derfor også skybase eller skybase , skønt disse udtryk ikke er helt synonyme med kondensniveauet. Skybasen kan variere afhængigt af typen af ​​sky, men den viser en korrespondance med niveauet for kondens , især i tilfælde af skyer af cumulus- type, der dannes ved løft . Skyhøjden kan måles ved hjælp af en laser skyhøjdemåler (lofter) eller om natten ved hjælp af skyens spotlight og en sekstant . I de synoptiske vejrobservationer udført hver time rundt om i verden estimeres skyernes nedre grænser også af de erfarne vejrobservatører.

I luftfart anvendes udtrykket skyloft ( engelsk loft ). En hovedskybase kaldes kun et "loft", hvis den samlede dækningsgrad er mindst 5/8. Den synlige nedre grænse for en enkelt sky kaldes derimod skybasen .

For at være fortrolig med skyformationsfeltet er det derfor vigtigt også at håndtere de forskellige typer kondensniveauer. I meteorologi er det her, du går ind i aerologiafdelingen . Som allerede groft forklaret ovenfor beskriver et kondensationsniveau højden eller laget, hvor en stigende luftpakke er mættet med vanddamp og kondenserer eller resublimerer i højere lag (fryser, der dannes isskyer såsom cirrus ) under en yderligere stigning .

I dag er det meget muligt at bestemme disse processer og procedurer aritmetisk, men i mange tilfælde er det også meget godt muligt at afgive specifikke udsagn for et bestemt område ved hjælp af de grafiske metoder. Til den grafiske bestemmelse z. B. de kumulative sky nedre og øvre grænser og de nedre og øvre grænser for lagede skyer, de data, der er opnået fra radiosonde opstigninger, anvendes, som er afkodet i et simpelt logaritmisk temperatur-tryk diagram og danner således en TEMP grafik. TEMP-tasten repræsenterer et datatelegram fra radiosonde , der indeholder temperatur og dugpunkt samt trykhøjde og vindretning / hastighed for højhøjdevindene i grupper på fem . Radiosonderne startes fire gange om dagen, nemlig altid ved 00Z, 06Z, 12Z og 18Z. Dataene fra radiosonderne giver meteorologer en lodret lyd af jordens atmosfære i et bestemt område.

Højde kondens niveau

Løftekondensationsniveauet (HKN, løftekondensationsniveau , LCL) repræsenterer den højde eller det område, hvor mætning opstår gennem tvungen løft , hovedsagelig gennem orografiske effekter (overfyldt et bjerg / bjergkæde) eller gennem løftende og glidende processer på fronten og i det videre forløb forekommer overmætning med lagskydannelse . En sådan løft kan også forekomme i områder, hvor vindforskydning forekommer, med samme effekt.

Den stadig umættede luftpakke stiger på grund af ovennævnte virkninger op til det punkt, hvor kondens opstår. Indtil det har nået dette punkt, fortsætter emballagen med at køle tørt adiabatisk, hvor blandingsforholdet stadig er det samme, indtil mætning lige er nået. Hvis pakken nu hæves yderligere, ud over punktet med vanddampmætning, fører yderligere afkøling til kondens og dermed til dannelse af skyer. Afhængig af hvor høj denne HCN er, skelnes der mellem kondens og sublimering .

Hvis pakken er kondenseret på et bestemt tidspunkt, stopper den ikke (årsagerne til stigningen eksisterer stadig), men snarere fortsætter den med at stige. Opstigningen er imidlertid ikke længere tør adiabatisk, som den var i begyndelsen fra jorden, men snarere på grund af den tidligere kondensation, våd adiabatisk.

Grafisk bestemmelse i temperatur-tryk-diagrammet

I temperatur-tryk-diagrammet med den logaritmiserede trykakse danner HCN krydset mellem temperatur og dugpunkt, når man bevæger sig opad fra med den tørre adiabat og fra med linien i mætningsblandingsforholdet ( ). HCN dannes altid fra startniveauet, dvs. altid fra nulhøjden, hvilket svarer til højden på det sted, hvor radiosonde blev startet. ${\ displaystyle T}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {D}}}$${\ displaystyle T}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {D}}}$${\ displaystyle R _ {\ mathrm {w}}}$

Du har nu bestemt et HCN, og du kender højden, hvorfra kilde eller lagskyer kan dannes. Her er der dog stadig noget meget vigtigt at overveje: I de tidlige timer findes der meget høje fugtighedsværdier i området tæt på jorden; disse falder kontinuerligt mod eftermiddagen.

På grund af disse to årsager vil et HCN bestemt om morgenen med 00UTC eller 06UTC TEMP sandsynligvis være signifikant for lavt i løbet af dagen på grund af det høje fugtighedsniveau tæt på jorden . For at eliminere denne fejlkilde, er det muligt at bestemme den HCN ₁ , som danner skæringen mellem og kurver ( langs de tørre adiabats, langs mætning blandingsforhold linje) på den nedre 30 hPa. Så man tager et gennemsnit af et interval fra det oprindelige niveau op til 30 hPa opad og udelukker således en del af luftfugtigheden inde i jorden . ${\ displaystyle T}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {D}}}$${\ displaystyle T}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {D}}}$

Imidlertid er der også mulighed for at bestemme et HKN for enhver højde for f.eks. B. at kunne forudsige, om der kan være kondens og skydannelse i denne højde . Denne HKN kaldes derefter HKN ₂ .

Vil du z. B. For niveauet (trykområdet) ved 500 hPa, om skydannelse er mulig, skal krydset mellem de tørre adiabater og linjen med det samme mætningsblandingsforhold på 500 hPa-området betegnes som HCN ₂ .

Konvektionskondensationsniveau

Konvektionskondensationsniveau (KKN eller Cumulus kondensationsniveau) beskriver højden eller det niveau, hvor en stigende luftpakke først mættes med vanddamp og kondenseres, når den stiger yderligere . En vigtig forskel for HKN skal bemærkes: KKN er ikke baseret på en tvunget løftning som med HKN, men her er det et spørgsmål om løft på grund af termisk indflydelse på undergrunden, den termiske . Dette skaber en sky forårsaget af termisk påvirkning. Den stigende luft kondenserer på niveauet med KKN, og mere og mere "frisk" luft tilføres nedenfra, som i en slags slange, som gør det muligt for den kumulative sky at vokse i sin lodrette tykkelse. I svæveflyvning kaldes denne "opsugningsventil" også "termisk slange".

Med en passende stratifikation af temperaturen (gradient større end fugtighedsadiabater) og uden forstyrrende indflydelse på skydannelse, såsom B. Vindforskydning i den indledende fase eller medrivning (udtørring af den resulterende sky, Cu fractus) ville cumulus fortsætte med at vokse opad, indtil det bliver et tordenvær (cumulonimbus, Cb) og med udviklingen og udvidelsen af ​​en nedstrømszone, i den kolde luft strømmer nedenunder og ødelægger således opsamlingsområdet, som skyen har brug for at vokse og leve, af sig selv.

I løbet af dagen (forudsat en gennemsnitlig sommerdag) opvarmes gulvet mere og mere, op til et punkt, hvor luftlaget tæt på gulvet opvarmes så individuelle "luftpakker" (termiske bobler) opløses og stige. Dette punkt er også kendt som udløsertemperaturen . Dette er en meget vigtig variabel, især for paraglider og svæveflypiloter , hvis beslutning kan påvirke hele den daglige planlægning. ${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A}}}$

Kumulativ sky over markerne i det sydlige Pfalz , registreret mellem Kandel og Steinweiler på grund af termiske effekter

Den termiske boble stiger oprindeligt tørt adiabatisk, samtidig med at dens mætningsblandingsforhold opretholdes. På et tidspunkt når det vanddampmætning og med yderligere stigning kondenserer det. En cumulus sky (Cumulus humilis, Cumulus mediocris) opstår.

Ligesom HKN kan KKN meget let bestemmes grafisk: Tag krydset af linjen med det samme blandingsforhold for mætning med TEMPS temperaturkurve, og du har allerede dannet KKN. Udgangspunktet er igen højden 0, hvilket svarer til startniveauet for ballonopstigningen. Når KKN imidlertid bestemmes grafisk om morgenen, spiller luftfugtigheden tæt på jorden igen en meget stor, forfalskende rolle. Som med de andre grafiske evalueringer kan denne fejl undgås ved et gennemsnit af de lavere 30 hPa. Det punkt, hvor det gennemsnitlige mætningsblandingsforhold på 30 hPa krydser temperaturkurven, kaldes derefter KKN ₁ .

Når KKN er bestemt, kan udløsertemperaturen, som er meget interessant for meteorologer, let bestemmes. I grafen går du simpelthen fra KKN bestemt tør adiabatisk tilbage til startniveauet og aflæser temperaturen på det tidspunkt, hvor du ankommer . Dette repræsenterer derefter. For at undgå forfalskning af høj luftfugtighed er det muligt at bestemme den tørre adiabatiske ned til startniveauet fra KKN1 ; på grund af udelukkelse af fugt og det faktum, at KKN1 er højere end KKN, bør dette også resultere i en lidt højere udløser temperatur. ${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A}}}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A}}}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A1}}}$

Hvis du vil bestemme KKN om sommeren i strålende vejr, kan det være, at KKN1 stadig er for lav og dermed også . Dette skyldes forskellen mellem temperatur og dugpunkt, kaldet spredning eller dugpunktsforskel , som stiger i løbet af dagen på solskinsdage . Denne tilstand kan imødegås ved at danne en KKN ₂ . For at gøre dette beregnes gennemsnittet af hele området mellem det oprindelige niveau og KKN ₁ . Dette giver et gennemsnitligt mætningsblandingsforhold for området tæt på jorden. Hvis du nu går fra dette gennemsnitlige mætningsblandingsforhold til skæringspunktet med temperaturkurven, har du dannet KKN ₂ . På baggrund af dette er det nu også muligt at bestemme, hvilken strålingspåvirkning i løbet af dagen, og de høje luftfugtighedsværdier om morgenen er udelukket som fejlkilder. ${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A1}}}$${\ displaystyle T _ {\ mathrm {A2}}}$

KKN kan også groft bestemmes ved hjælp af en tommelfingerregel ifølge Fritz Henning , som inkluderer den aktuelle spredning:

• Spred 400 = skybase i fødder
• Spread 125 = skybase i m

eksempel

Temperaturen er 30 ° C og dugpunktet er 10 ° C. Resultatet er en spredning på 20 ° C, fordi spredningen er forskellen mellem temperatur og dugpunkt. Hvis du multiplicerer spredningen på 20 ° C med 400, når du frem til en beregnet kildeskys nedre grænse på 8000 ft eller multipliceret med 125 en nedre grænse på 2500 m.

Denne formel bruges i hverdagen, især om sommerdage, til vejrobservation, fordi cumulusskyerne ofte estimeres lidt for lave. Ud over at se på TEMP-stigningerne har observatøren et fingerpeg om skybasen.

Formlen bør dog kun bruges til at bestemme de nedre grænser for konvektiv skydække , da den gør brug af KKNs egenskaber. Andre skydannelsesprocesser, f.eks. B. er ansvarlige for dannelsen af ​​et stratus- eller stratocumulus-lag (glideprocesser på en varm front) tages ikke i betragtning her.

Hvis man sammenligner HKN og KKN, kan man påstå, at HKN normalt er lavere end KKN. Men hvis atmosfæren stratificeres på en tør adiabatisk måde på tidspunktet for den grafiske bestemmelse og ballonopstigningen op til HKN, kan KKN og HKN være i samme højde.

Gratis konvektionsniveau

Niveauet for fri konvektion (NFK) repræsenterer trykoverfladen, hvorfra en luftpakke, som tidligere blev tvunget (eller dynamisk) steget med energiforbruget (f.eks. Ved at glide op ad et bjerg eller en front), nu automatisk (gennem frigørelsen af latente energier under kondensering af vanddamp) fortsætter med at stige, dvs. uden behov for at levere eksterne energier (ekstern kraft). Da luftpakken over NFK er vedvarende varmere end den omgivende luft - og dermed lettere - fortsætter opdriften selv uden en ekstern, tvunget løft. Over NFK kollapser den termisk inducerede lift, som øges ved frigivelse af latente energier, kun når luftpakningens termodynamiske forhold (temperatur, vandindhold, tryk, tæthed) har tilpasset sig omgivelserne. Dette sker på niveauet med neutral opdrift (LNB), også kaldet ligevægtsniveau . Luftpakken stopper imidlertid kun (ligevægtstilstand) i større højder på grund af inertien . Med denne overskridelse oplever luftpakken en negativ lift og returneres således til niveauet for neutral lift i den teoretiske model . Grænsefladerne mellem skyoverfladerne har ofte en fraktal struktur. Hvis ligevægten er på tropopauseniveau , strømmer den mættede luft ud til siden i en synlig amboltform .

Her er nogle referenceværdier for vejrfænomener baseret på skyens øvre grænsetemperaturer (WO i ° C) og tykkelsen af ​​cumulusskyer fra nulgradsgrænsen (WD):

Cu ( cumulus ) og Cb ( cumulonimbus ) er de almindelige forkortelser for disse typer skyer . "Cal", "inc" og "cap" betegner underarten, hvor "cal" står for calvus, der beskriver formen på tordenværet som glat, ensformigt. "Cap" står for capillatus og beskriver en fibrøs struktur af skyens øvre grænse, som er skabt ved isning. "Inc" betyder incus, tordenskyen ligner en ambolt , billedet af en typisk tordensky med en stærkt iset øvre del er givet.

Thundercloud / Cb cap, inc over markerne i det sydlige Pfalz

Denne tabel er især nyttig ved fortolkning af satellitbilleder . Tabellen er også velegnet til den omtrentlige bestemmelse af de forventede vejrfænomener ved evaluering af TEMPS .

Instruktionerne til den grafiske bestemmelse af niveauerne gælder her specifikt for temperatur-tryk-diagrammet (simpelthen logaritmisk papir, hvor den logaritmiske akse bruges som trykaksen), ikke for Stueve eller andre diagrammer.

En stor del af vigtige data er udvundet fra aerological data for de radiosonder i hverdagen vejrudsigter . Meget er allerede beregnet af computeren , men det er vigtigt at forstå forholdet mellem kondensniveauet og dannelsen af ​​skyer. Forskellige beregninger eller estimater kan også udføres hurtigt og nemt ved hjælp af diagrammet papirer.

Weblinks

• Andreas Kalt: "Adiabatic Processes" læringsmodul. Vand i atmosfæren. I: WEBGEO basics / klimatologi. Institut for Fysisk Geografi (IPG) ved universitetet i Freiburg , 1. april 2003, adgang til den 14. december 2010 . 
• Radiosonde-diagrammer fra hele verden
• Sonder til centraleuropa

Individuelle beviser

1. ↑ Vejr og klima - Tysk vejrtjeneste - Ordliste - G - Samlet dækning. Hentet 6. januar 2021 .