Τεφίγραμμα Επιτρέπει την ανάλυση συνθηκών ευστάθειας από μία ραδιοβόλιση σε διάφορα στρώματα Επιτρέπει υπολογισμούς που περιλαμβάνουν την υγρασία σε διάφορα στρώματα Επιτρέπει τον προσδιορισμό διάφορων αέριων μαζών Βοηθά στο αναγνωρισμό νεφών και διάφορων φυσικών διεργασιών

Βασική ιδέα Θερμοκρασία στον άξονα x και εντροπία στον άξονα y dS = cpdlnθ οπότε το διάγραμμα είναι θερμοκρασία σε σχέση με lnθ

Προσθέτουμε τη πίεση Οι κυρτές γραμμές είναι ισοπληθείς πίεσης σε mb.

Περιστροφή και σχεδιασμός Το διάγραμμα περιστρέφεται κατά 45° έτσι ώστε οι ισοβαρείς να είναι σχεδόν οριζόντιες Οι μετρήσεις θερμοκρασίας (T) και θερμοκρασίας του σημείου δρόσου (Td) σημειώνονται στο διάγραμμα. Pressure, mb Temp., °C Dew point, °C 1000 20 15 900 10 9 850 11 5 700 -15 500 -25 -40 300 -50 -55 200 -60 100

Προσθέτουμε πληροφορία σχετικά με την υγρασία Η θερμοκρασία του σημείου δρόσου είναι ένα μέτρο της υγρασίας στην ατμόσφαιρα. Το τεφίγραμμα μπορεί να χρησιμοποιηθεί για να μετατρέψει (TD,T) σε αναλογία μείγματος υδρατμών. Ισοπληθείς της αναλογίας μείγματος των υδρατμών προσθέτονται στο Τεφίγραμμα ως διακεκομμένες γραμμές (μονάδες g/kg). Κυρτές γραμμές επίσης προσθέτονται και δηλώνουν τις υγρές κορεσμένες αδιαβατικές καμπύλες.

Skew-T Log-P      Emagram                                   Tephigram Skew-T Log-P.  This is the most popular diagram in the United States.  It is best for displaying data up to the 100 mb level.  Diagram construction is similar to the Emagram (see below), but the temperature lines are tilted about 45 degrees to the right, which orients the sounding plot into a convenient vertical image. Emagram.  This diagram is popular in Europe and the United States.  It is typically used to display data up to the 400 mb level.  Due to its straight, vertical temperature scale, it is ideal for visually identifying thermal characteristics such as inversions. Tephigram.  This diagram is popular in England.  Its construction algorithms are more complex than the above diagrams and is therefore rarely used by automated plotting programs. 

Τεφίγραμμα Υγρές κορεσμένες αδιαβατικές Αναλογία μείγματος υδρατμών

Τεφίγραμμα

Τεφίγραμμα

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 1. Προσθέτουμε τη θερμοκρασία Τ

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 1. Προσθέτουμε τη θερμοκρασία Τ

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 2.Προσθέτουμε τη θερμοκρασία του σημείου δρόσου Td

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 2. Προσθέτουμε τη θερμοκρασία του σημείου δρόσου Td

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 Δυνητική θερμοκρασία στα 800 hPa, Θ=291K Στα 1000 hPa Θ=?

3. Προσδιορισμός r, rs και RH Tεφίγραμμα Άσκηση 1 π.χ. στα 1000 hPa RH=r/rs =5/7.7=65% στα 800 hPa RH= ? π.χ. στα 1000 hPa r= 5 g/kg στα 800 hPa r= ? π.χ. στα 1000 hPa rs= 7.7 g/kg στα 800 hPa rs= ? 3. Προσδιορισμός r, rs και RH

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 4. Προσδιορισμός e και es r=0.622 e/P rs=0.622es/P π.χ.για στα 1000 hPa προεκτείνω την ισόθερμη στα 622 hPa e= 8.2 hPa για τα 800 hPa e= ? π.χ. στα 1000 hPa RH=e/es =8.2/12.6=65% στα 800 hPa RH= ? r=0.622 e/P rs=0.622es/P π.χ.για στα 1000 hPa προεκτείνω την ισόθερμη στα 622 hPa es= 12.6 hPa για τα 800 hPa es= ? 4. Προσδιορισμός e και es

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 Πάχος περίπου 1 km Πάχος οριακού στρώματος?

Είναι το οριακό στρώμα καλά αναμεμειγμένο? Tεφίγραμμα Άσκηση 1 π.χ. στα 1000 hPa θ=283 Κ στα 950 hPa θ= 284 Κ στα 900 hPa θ= 285 Κ π.χ. στα 1000 hPa r= 5 g/kg στα 950 hPa r= 4.8 g/kg στα 900 hPa r= 4.5 g/kg Είναι το οριακό στρώμα καλά αναμεμειγμένο?

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 LCL :910 hPa 5. Προσδιορισμός LCL (επίπεδο συμπυκνωσης από εξαναγκασμένη άνοδο)

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 CCL :810 hPa Tc :18 oC 6. Προσδιορισμός CCL (επίπεδο συμπυκνωσης από ελεύθερη μεταφορά)

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 LFC :απροσδιόριστο LCL :910 hPa 7. Προσδιορισμός LFC (επίπεδο ελεύθερης μεταφοράς)

Tεφίγραμμα Άσκηση 2 LFC : 740 hPa LCL :910 hPa 7. Προσδιορισμός LFC (επίπεδο ελεύθερης μεταφοράς)

Tεφίγραμμα Άσκηση 1 ΕL :απροσδιόριστο LCL :910 hPa 8. Προσδιορισμός EL (επίπεδο ισορροπίας)

Tεφίγραμμα Άσκηση 2 EL : 570 hPa LFC : 740 hPa LCL :910 hPa 8. Προσδιορισμός EL (επίπεδο ισορροπίας)

Tεφίγραμμα Άσκηση 2 EL : 570 hPa + + + CAPE + + + + + LFC : 740 hPa + + - - - - - - - - - - - - CIN - - - - - - LCL :910 hPa - - - - - 9. Προσδιορισμός CAPE και CIN

Tεφίγραμμα Άσκηση 2 EL : 520 hPa + + + + + + + + + + + + + CAPE + + + + + + + + + LFC : 790 hPa + + + + + + + + + + - - CIN - + CCL :810 hPa + Tc :18 oC + + + + + + + + + + + 9β. Προσδιορισμός CAPE και CIN από πρωινή ραδιοβόλιση για απογευματινή ώρα λόγω θέρμανσης της επιφάνειας

10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και Στα 1000 hPa Tw=Θw= 7 oC r= 6.3 g kg-1 10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και αδιαβατικής δυνητικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Θw σε κάποια στάθμη

10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και Στα 950 hPa Tw=4 oC Στα 950 hPa Θw=6.5 oC 10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και αδιαβατικής δυνητικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Θw σε κάποια στάθμη

10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και Στα 900 hPa Tw=2 oC LCL στα 870 hPa Στα 900 hPa Θw=7.5 oC 10. Προσδιορισμός αδιαβατικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Tw και αδιαβατικής δυνητικής θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου Θw σε κάποια στάθμη

Tεφίγραμμα Άσκηση 2 LCL στα 870 hPa Τe Για τα 900 hPa Τe= 14oC Θe= 23oC Td T Θe Θ 11. Προσδιορισμός αδιαβατικής ισοδύναμης θερμοκρασίας Τe και αδιαβατικής ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας Θe (adiabatic equivalent potential temperature) σε κάποια στάθμη

Adiabatic Equivalent Temperature, Tae The adiabatic equivalent temperature is defined by the following processes on the tephigram: Starting at (T,p,r), ascend along a dry adiabat to the LCL. Continue to ascend along a pseudoadiabat from the LCL, until the air parcel is dry (practically speaking, you can only go as far as the -50oC isotherm). Descend along a dry adiabat to the original pressure. The temperature at this point is the adiabatic equivalent temperature. The outcome of this process is a dry air parcel at the initial pressure. Its temperature is higher than the initial temperature because of the release of the latent heat of condensation. The final state is thus similar to the final state defined by the isobaric equivalent temperature (although

the process required to achieve the latter is impossible, while the process required to achieve the adiabatic equivalent temperature is possible, at least in principle). The condensation in the process leading to the adiabatic equivalent temperature occurs at temperatures below the saturation temperature, while the condensation in the process leading to the isobaric equivalent temperature occurs at temperatures above the initial temperature. Because the specific latent heat of condensation decreases with temperature, there is more latent heat released in the adiabatic process than in the isobaric process. Consequently, Tae>Tie, and the difference can be several degrees. The adiabatic wet-bulb potential temperature, aw, can be found by simply continuing down the pseudoadiabat to 1000 hPa and reading the temperature there. Similarly, the adiabatic equivalent potential temperature, ae, can be found by continuing down the final dry adiabat to 1000 hPa and reading the temperature there. (See the previous diagram.)

This sounding is an example of a radiation inversion.

Radiation Inversion Potter and Coleman, 2003a

Παράδειγμα 1 Tropopause Inversion layer Saturated air (T = TD) Pressure, mb Temp., °C Dew point, °C 1000 7 6 920 870 840 3.5 -1.5 700 -8 -16 500 -27 -36 300 -58 250 -67 200 -65 Tropopause Inversion layer Saturated air (T = TD)

This sounding is an example of a subsidence inversion.

Subsidence Inversion Potter and Coleman, 2003a

Παράδειγμα 2 Tropopause subsidence Inversion layer Pressure, mb Temp., °C Dew point, °C 1000 8.5 5.5 860 0.5 -3 710 -8 -17 550 -21.5 -31.5 490 -22.5 -45 330 285 -51 200 Tropopause subsidence Inversion layer

Frontal Inversion Potter and Coleman, 2003a

PARCEL INSTABILITY Parcel instability (also called Static Instability) is assessed by examining CAPE and/or the Lifted Index. Two common measures of CAPE are SBCAPE (surface based CAPE) and MUCAPE (most unstable CAPE). CAPE of 1,500 J/kg is large with values above 2,500 J/kg being extremely large instability. LI values less than -4 are large with values less than -7 representing extreme instability. LATENT INSTABILITY This is instability caused by the release of latent heat. Latent instability increases as the average dewpoint in the PBL, or in the region that lifting begins, increases. The more latent heat that is released, the more a parcel of air will warm. If the PBL is very moist and humid, the moist adiabatic lapse rate will cause cooling with height of a rising parcel of air to be small (perhaps only 4 C/km) in the low levels of the atmosphere. A storm with an abundant amount of moisture to lift will have more latent instability than a storm that is ingesting dry air. Often storm systems and storms will intensify once they get to the east of the Rockies because more low level moisture becomes available to lift. A Nor-easter is a classic example of latent instability. Warm and moist air from the Gulf Stream or Gulf of Mexico increases latent instability. CONVECTIVE (POTENTIAL) INSTABILITY Convective (also called potential) instability occurs when dry mid-level air advects over warm and moist air in the lower troposphere. Convective instability is released when dynamic lifting from the surface to mid-levels produces a moist adiabatic lapse rate of air lifted from the lower troposphere and a dry adiabatic lapse rate from air lifted in the middle troposphere. Over time, this increases the lapse rate in the atmosphere and can cause an atmosphere with little or no Surface Based CAPE to change to one with large SBCAPE (relative to a parcel of air lifted from the surface). Dry air cools more quickly when lifted compared to moist saturated air. Convective instability exists when the mid-levels of the atmosphere are fairly dry and high dewpoints (and near saturated conditions) exist in the PBL. Water vapor imagery detects moisture in the 600 to 300 millibar range in the atmosphere. A dark color on water vapor imagery implies a lack of moisture in the mid and upper levels of the atmosphere. The surface, 850 mb, and 700 mb charts can be used to assess the low level moisture profile. The best way to analyze convective instability is by the use of a Skew-T diagram. A hydrolapse (rapid decrease of dewpoint with height) will exist at the boundary between the near saturated lower troposphere and dry mid-levels. There will often be an inversion separating the dry air aloft and the moist air near the surface. The dry air aloft is commonly referred to as the elevated mixed layer (EML). This inversion is important because heat, moisture and instability can build under this "capping" inversion during the day. Once the cap breaks then explosive convection can result.

Conditionally Unstable/Stable – If the slope of the T curve is less than the slope of the dry adiabat but greater than the slope of the saturation adiabat, the layer is conditionally unstable/stable. This means that the layer is stable only if it is unsaturated and unstable if the layer is saturated. The area between 600 and 700mb is an example of a conditionally unstable layer. Neutrally Stable – If the T curve is parallel to either a saturation or a dry adiabat, the layer is in neutral equilibrium with the surrounding atmosphere. If the curve is parallel to a saturation adiabat, then the upward movement of saturated parcels will not be aided or hindered by the environment. Likewise, if the T curve is parallel to a dry adiabat, the parcel’s upward displacement of unsaturated parcels is not helped or hindered by the environment. The area between 600 and 800mb is an example of a neutral layer with respect to the dry adiabatic lapse rate.

Absolutely Stable – If the slope of the T curve is less than the slope of the saturation adiabat and the slope of the dry adiabat then the layer is considered absolutely stable. The area between 700 and 800mb is an example of an absolutely stable layer. Absolutely Unstable – If the slope of the T curve is greater than the slope of the dry adiabat and the saturation adiabat, the layer is considered absolutely unstable. The area between 850 and 950mb is an example of an absolutely unstable layer.

Instability The morning sounding shows no significant CAPE. However, a forecaster would expect daytime heating to increase SBCAPE. If lift also occurs in this sounding environment (from dynamic lifting mechanisms) then CAPE will increase even further because the lifting will cool the mid-levels at a rate greater than the low levels.

Finding the Tropopause