Εισαγωγή στη Φυσική της Ατμόσφαιρας και την Κλιματική Αλλαγή

 

 

Συγγραφή

Πέτρος Κατσαφάδος

Ηλίας Μαυροματίδης

 

Επικουρικό συγγραφικό έργο

Γεώργιος Βάρλας

Βέρα-Μαργαρίτα Νομικού

Κωνσταντίνος Τσαρπαλής

 

Κριτικός αναγνώστης

Αναστάσιος Παπαδόπουλος

 

Συντελεστές έκδοσης

Γλωσσικη επιμελεια: Ματίνα Λεονταρά

Γραφιστικη επιμελεια: Νικόλαος Σακελλαρίου

Τεχνικη επεξεργασια: Νικόλαος Σακελλαρίου

επεξεργασια ΕΞΩΦΥΛΛΟΥ: Χρυσούλα Χαντζή

ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΑ ΕΞΩΦΥΛΛΟΥ: Σταύρος Ντάφης

 

 

 

Copyright © ΣΕΑΒ, 2015

 

 

Το παρόν έργο αδειοδοτείται υπό τους όρους της άδειας Creative Commons Αναφορά Δημιουργού - Μη Εμπορική Χρήση - Όχι Παράγωγα Έργα 3.0. Για να δείτε ένα αντίγραφο της άδειας αυτής επισκεφτείτε τον ιστότοπο https://creativecommons.org/licenses/by-nc-nd/3.0/gr/

 

 

Σύνδεσμος Ελληνικων Ακαδημαϊκων Βιβλιοθηκών

Εθνικό Μετσόβιο Πολυτεχνείο

Ηρώων Πολυτεχνείου 9, 15780 Ζωγράφου

 

www.kallipos.gr

 

ISBN: 978-960-603-053-6

 

Πίνακας περιεχομένων

 

Πίνακας συντομεύσεων-ακρωνύμια. 8

Πρόλογος. 10

Κεφάλαιο 1. 13

1. Η Γη και η Ατμόσφαιρά της. 13

1.1. Ιστορική Αναδρομή και Βασικοί Ορισμοί 14

1.2. Η Σύσταση της Γήινης Ατμόσφαιρας. 15

1.3. Το Νερό στην Ατμόσφαιρα. 17

1.4. Ατμοσφαιρική Πίεση και Θερμοκρασία. 18

1.5. Υδροστατική Ισορροπία. 21

1.6. Η Φυσική Στρωμάτωση της Ατμόσφαιρας. 22

1.6.1. Τροπόσφαιρα. 23

1.6.2. Τροπόπαυση. 23

1.6.3. Στρατόσφαιρα. 23

1.6.4. Μεσόσφαιρα. 24

1.6.5. Θερμόσφαιρα. 24

1.7. Οι Κινήσεις της Γης. 25

1.8. Εργαστηριακή Εφαρμογή. 27

Κεφάλαιο 2. 36

2. Θερμοδυναμική της Ατμόσφαιρας. 36

2.1. Νόμοι των Αερίων. 36

2.2. Υδροστατική Εξίσωση. 38

2.3. Γεωδυναμικό. 40

2.4. Υψομετρική Εξίσωση. 41

2.5. Αναγωγή της Πίεσης στη Μέση Στάθμη Θάλασσας. 42

2.6. 1ος Νόμος Θερμοδυναμικής. 42

2.7. Ειδική Θερμότητα. 43

2.8. Ξηρή Αδιαβατική Θερμοβαθμίδα. 44

2.9. Δυνητική Θερμοκρασία. 45

2.10. Αναλογία Μίγματος και Ειδική Υγρασία. 45

2.11. Τάση Κορεσμένων Υδρατμών. 46

2.12. Αναλογία Μίγματος Κορεσμού. 47

2.13. Σχετική Υγρασία και Σημείο Δρόσου. 47

2.14. Ο κύκλος Carnot 48

2.15. Εξίσωση Clausius-Clapeyron. 50

2.16. Επίπεδο Συμπύκνωσης λόγω Εξαναγκασμένης Ανόδου. 52

2.17. Στατική της Ατμόσφαιρας. 53

2.18. Εργαστηριακή Εφαρμογή (στατική της ατμόσφαιρας) 56

Κεφάλαιο 3. 78

3. Δυναμική της Ατμόσφαιρας. 78

3.1. Δυναμική της Οριζόντιας Ροής. 79

3.2. Φαινόμενες Δυνάμεις. 79

3.3. Πραγματικές Δυνάμεις. 81

3.3.1. Δύναμη Βαροβαθμίδας. 81

3.3.2. Δύναμη Τριβής. 83

3.4. Εξίσωση της Οριζόντιας Κίνησης. 84

3.5. Γεωστροφικός Άνεμος. 85

3.6. Η Επίδραση της Τριβής. 87

3.7. Άνεμος Βαθμίδας. 87

3.8. Θερμικός Άνεμος. 89

3.9. Εξίσωση της Συνέχειας. 91

3.10. Εργαστηριακή Εφαρμογή (Γεωστροφικός και Επιφανειακός άνεμος) 93

Κεφάλαιο 4. 108

4. Αέριες Μάζες και Μετωπικές Επιφάνειες. 108

4.1.Ταξινόμηση των Αερίων Μαζών με Βάση την Πηγή τους. 109

4.2. Είδη Μετώπων. 110

4.2.1. Ψυχρό Μέτωπο. 110

4.2.2. Θερμό Μέτωπο. 112

4.2.3. Στάσιμο Μέτωπο. 114

4.2.4. Συνεσφιγμένο Μέτωπο. 115

4.3. Συστήματα Καιρού (Κυκλωνικά και Αντικυκλωνικά Συστήματα) 118

4.3.1. Κυκλώνες ή Υφέσεις. 118

4.3.2. Κυκλώνες των Μέσων Γεωγραφικών Πλατών. 118

4.3.3. Αντικυκλώνες. 120

4.3.4. Σφήνες Εξάρσεων και Σφήνες Υφέσεων. 122

4.3.5. Ανάπτυξη και Διάλυση Κυκλώνων και Αντικυκλώνων. 123

4.4. Μηχανισμός Δημιουργίας Νεφών και Καταιγίδων. 125

4.4.1. Μικροφυσικές Διεργασίες στα Θερμά Νέφη. 125

4.4.2. Μικροφυσικές Διεργασίες στα Ψυχρά Νέφη. 128

4.4.3. Καταιγίδες των Μέσων Γεωγραφικών Πλατών (Δυναμικές Μετωπικές Καταιγίδες) 129

4.4.4. Επίδραση της Τοπογραφίας στην Ανάπτυξη Κατακρημνισμάτων (Δυναμικές Ορεογραφικές Καταιγίδες) 131

4.4.5. Καταιγίδες Αέριας Μάζας. 132

4.4.6. Καταστροφικές Καταιγίδες. 133

4.5. Εργαστηριακή Εφαρμογή (Μέτωπα και Θερμική Μεταφορά) 134

Κεφάλαιο 5. 146

5. Η Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα. 146

5.1. Η Ηλιακή Ακτινοβολία και η Φύση της. 146

5.2. Το Φάσμα της Ηλιακής (Ηλεκτρομαγνητικής) Ακτινοβολίας. 148

5.3. Ποσοτική Περιγραφή της Ηλεκτρομαγνητικής Ακτινοβολίας. 149

5.4. Εξασθένιση της Ηλιακής Ακτινοβολίας στην Ατμόσφαιρα. 153

5.4.1. Απορρόφηση της Ηλιακής Ακτινοβολίας. 153

5.4.2. Οζονόσφαιρα. 155

5.4.3. Διάχυση και Ανάκλαση της Ηλιακής Ακτινοβολίας. 156

5.5. Γήινη Ακτινοβολία. 157

5.5.1. Εκπομπή και Απορρόφηση της Γήινης Ακτινοβολίας. 157

5.5.2. Το Απλοποιημένο Μοντέλο Ισοζυγίου Ενέργειας Κοντά στην Επιφάνεια. 159

5.6. Ισοζύγιο Ενέργειας Γης – Ατμόσφαιρας. 165

Κεφάλαιο 6. 172

6. Αριθμητική Πρόγνωση Καιρού. 172

6.1. Το Σύστημα των Προγνωστικών Εξισώσεων. 173

6.2. Μη Υδροστατική Προσέγγιση. 178

6.3. Επίλυση των Προγνωστικών Εξισώσεων. 179

6.4. Οριζόντια Διακριτοποίηση και Ανάλυση ενός Αριθμητικού Μοντέλου. 183

6.5. Πεδίο Ολοκλήρωσης και Οριακές Συνθήκες. 184

6.6. Κατακόρυφες Συντεταγμένες. 186

6.7. Σχεδιασμός μίας Προσομοίωσης. 187

6.8. Χαρακτηριστικά Αριθμητικών Μοντέλων Γενικής Κυκλοφορίας. 189

6.9. Αφομοίωση Μετεωρολογικών Δεδομένων. 193

Κεφάλαιο 7. 200

7. Κλιματική Μεταβλητότητα και Κλιματικά Φαινόμενα. 200

7.1. Νότια Ταλάντωση El Niño (ENSO) 205

7.1.1. Η επίδραση του El Niño στην Ευρώπη και τη Μεσόγειο. 209

7.2. Ταλάντωση Βόρειου Ατλαντικού. 209

7.3. Κλιματολογία των κυκλώνων στη Μεσόγειο. 210

7.4. Στρατοσφαιρικό Όζον. 212

7.5. Εργαστηριακή εφαρμογή. 216

Κεφάλαιο 8. 223

8. Φαινόμενο του Θερμοκηπίου. 223

8.1. Φυσικό Φαινόμενο του Θερμοκηπίου. 224

8.2. Ενισχυμένο Φαινόμενο του Θερμοκηπίου. 229

8.3. Η Έννοια της Τροποποίησης του Ισοζυγίου της Ακτινοβολίας. 231

8.3.1 Η Μεταβολή του Ισοζυγίου Ακτινοβολίας από τα Θερμοκηπιακά Αέρια. 232

8.3.2 Η Μεταβολή του Ισοζυγίου Ακτινοβολίας από τα Αερολύματα. 233

8.4. Βασικές Μονάδες και Μεγέθη Μέτρησης Αερίων στην Ατμόσφαιρα. 234

8.5. Θερμοκηπιακά Αέρια. 235

8.5.2 Αλογονούχα Αέρια. 239

8.5.3 Μεθάνιο. 239

8.5.4 Υποξείδιο του Αζώτου. 239

8.5.5 Τροποσφαιρικό Όζον. 240

8.6. Ο Άνθρακας και οι Υπόλοιποι Βιογεωχημικοί Κύκλοι 240

8.7. Η Επίδραση των Αλλαγών στη Χρήση Γης. 242

Κεφάλαιο 9. 246

9. Κλιματικά Σενάρια και Κλιματική Αλλαγή. 246

9.1. Η Διακυβερνητική Επιτροπή για την Κλιματική Αλλαγή. 246

9.2. Σενάρια Εκπομπών Θερμοκηπιακών Αερίων. 248

9.3. Περιγραφή Σεναρίων. 250

9.4. Ανοικτά Θέματα στην Κλιματική Αλλαγή. 252

9.4.1. Οι Μελλοντικές Προβολές της Θερμοκρασίας και το Εύρος Διακύμανσής τους. 252

9.4.2. Στοιχεία της Υπερθέρμανσης του Πλανήτη. 253

9.4.3. Η Μεταβολή των Ακραίων Κλιματικών Τιμών. 255

9.4.4. Η Υπερθέρμανση των Ωκεανών. 256

9.4.5. Οι Αλλαγές στον Κύκλο του Νερού. 258

9.4.6. Η Σχέση της Ανθρωπογενούς Οξίνισης των Ωκεανών με την Κλιματική Αλλαγή. 260

9.4.7. Οι Μεταβολές των Θαλάσσιων Πάγων σε Αρκτικό και Ανταρκτικό Ωκεανό. 262

9.4.8. Οι Μεταβολές των Παγετώνων των Ορεινών Περιοχών. 263

9.4.9. Ο Ρόλος του Ήλιου στις Πρόσφατες Αλλαγές του Κλίματος. 264

9.4.10. Ανάλυση του Ρυθμού Μεταβολής της Στάθμης Θάλασσας. 266

9.4.11. Ο Ρόλος του Μεθανίου και του Διοξειδίου του Άνθρακα Κατά την Απελευθέρωσή τους από την Τήξη Μόνιμα Παγωμένων Εδαφών ή τη Θέρμανση των Ωκεανών. 268

9.4.12. Οι Διεργασίες του Διοξειδίου Άνθρακα στην Ατμόσφαιρα. 270

9.4.13. Η Επίδραση των Νεφών στο Κλίμα και την Κλιματική Αλλαγή. 273

9.4.14. Πως Μπορεί να Εκτιμηθεί το Κλίμα της Επόμενης Δεκαετίας Παρά τις Πολλές Αβεβαιότητες στην Πρόγνωση του Καιρού; 275

9.4.15. Οι Επιπτώσεις των Εκπομπών Θερμοκηπιακών Αερίων στο Μελλοντικό Κλίμα. 276

Κεφάλαιο 10. 282

10. Μεταφορά και Εναπόθεση Σκόνης Φυσικής Προέλευσης. 282

10.1.Φυσικές Διεργασίες της Σκόνης. 283

10.2. Μέγεθος Σωματιδίων και Ταχύτητα Καθίζησης. 286

10.3. Πηγές. 288

10.3.1. Μαυρυτανία και Δυτική Σαχάρα. 289

10.3.2. Μάλι, Μαυριτανία, Νίγηρας και Όρη Ahaggar. 289

10.3.3. Λεκανοπέδιο λίμνης Chad και περιοχή Bodélé. 290

10.3.4. Τυνησία και ΒΑ Αλγερία. 290

10.3.5. Λιβυκή και Αιγυπτιακή έρημος. 290

10.3.6. Σουδάν, υψίπεδα Αιθιοπίας και Κέρας της Αφρικής. 290

10.3.7. Έρημοι της Μέσης Ανατολής. 290

10.3.8. Έρημοι Δυτικής και ΝΔ Ασίας. 291

10.3.9. Έρημοι Κεντρικής Ασίας. 291

10.3.10. Αυστραλία. 291

10.3.11. Νότια Αφρική. 291

10.3.12. Δυτικές ΗΠΑ και Μεξικό. 291

10.3.13. Λατινική Αμερική. 292

10.4. Άνεμος και Τύρβη. 292

10.5. Ταχύτητα Τριβής. 293

10.6. Εξίσωση Διάχυσης. 293

10.7. Διασπορά της Σκόνης. 294

10.8. Σκόνη και Ακτινοβολία. 296

10.9. Παραμετροποίηση του Κύκλου της Σκόνης. 297

10.9.1. Ξηρή Εναπόθεση της Σκόνης. 298

10.9.2. Υγρή Εναπόθεση της Σκόνης. 298

10.10. Γεωγραφική Κατανομή Εποχιακών και Ετήσιων Ποσών Εναπόθεσης Σκόνης από τη Σαχάρα στη Μεσόγειο και την Ευρώπη  300

Λίστα μαθησιακών αντικειμένων. 308

 


 

Πίνακας συντομεύσεων-ακρωνύμια

 

AR

Assessment Report

C4MIP

Coupled Climate Carbon Cycle Model Intercomparison Project

CCN

Cloud Condensation Nuclei

Ce

Centrifugal Force

CFC

Chlorofluorocarbon

CF

Coriolis Force

CMIP3

Coupled Model Intercomparison Project phase 3

DAE

Direct Aerosol Effect

ECMWF

European Centre for Medium-Range Weather Forecasts

ENIAC

Electrical Numerical Integrator and Calculator

ENSO

El Niño Southern Oscillation

ERBE

Earth Radiation Budget Experiment

FFT

Fast Fourier Transformation

GCM

General Circulation Model

HS

Harmonized Scenarios

HadGHCND

Hadley center Global Historical Climatology Network-Daily

IA

Integrated Assessment

IPCC

Intergovernmental Panel on Climate Change

LAF

Lagged Averaged Forecast

LCL

Lifted Condensation Level

LFC

Level of Free Convection

MAGICC

Model for the Assessment of greenhouse Gas-Induced Climate Change

NAO

North Atlantic Oscillation

NASA

National Aeronautics and Space Administration

NCAR

National Center for Atmospheric Research

NCEP

National Centers for Environmental Prediction

NOAA

National Oceanic and Atmospheric Administration

NWS

National Weather Service

OI

Optimal Interpolation

OS

Other Scenarios

PGF

Pressure Gradient Force

PM

Particulate Matter

PSC

Polar Stratospheric Clouds

RF

Radiative Transfer

RH

Relative Humidity

SRES

Special Report on Emissions Scenarios

SSMI

Special Sensor Microwave Imager

TOMS

Total Ozone Mapping Spectrometer

SHADE

SaHAran Dust Experiment

UK Met Office

United Kingdom Meteorological Office

UNEP

United Nations Environment Programme

VOC

Volatile Organic Compound

WG

Working Group

WMO

World Meteorological Organization

WRF-HUA

Weather Research and Forecasting model -Harokopion University of Athens

ΑΟΣ

Ατμοσφαιρικό Οριακό Στρώμα

ΕΘΘ

Επιφανειακή Θερμοκρασία Θάλασσας

ΕΛΚΕΘΕ

Ελληνικό Κέντρο Θαλάσσιων Ερευνών

ΕΜΥ

Εθνική Μετεωρολογική Υπηρεσία

ΗΠΑ

Ηνωμένες Πολιτείες Αμερικής

μθ

Μεταφορά Θερμοκρασίας

ΜΣΛ

Μέση Στάθμη Θάλασσας

ΟΕΑ

Ολική Ένταση Ακτινοβολίας

ΥΓΙ

Ύψος Γραμμής Ισορροπίας

ΧΠΑ

Χαροκόπειο Πανεπιστήμιο Αθηνών

 

 


 

Πρόλογος

 

Το συγκεκριμένο βιβλίο αποτελεί μία προσπάθεια για τη δημιουργία ενός ψηφιακού συγγράμματος στην ελληνική γλώσσα, το οποίο εισάγει φοιτητές της τριτοβάθμιας εκπαίδευσης στις επιστήμες Φυσικής της Ατμόσφαιρας και Κλιματικής Αλλαγής. Αναπτύχθηκε στο πλαίσιο της δράσης Κάλλιπος «Ελληνικά Ακαδημαϊκά Ηλεκτρονικά Συγγράμματα και Βοηθήματα» με σκοπό την εισαγωγή του ηλεκτρονικού, διαδραστικού, πολυμεσικού βιβλίου στην Ανώτατη Εκπαίδευση. Απευθύνεται, συνεπώς, σε προπτυχιακούς και μεταπτυχιακούς φοιτητές πανεπιστημιακών τμημάτων θετικής και τεχνολογικής κατεύθυνσης για υποστήριξή τους σε βασικές έννοιες μετεωρολογίας, ατμοσφαιρικής φυσικής, κλιματολογίας και κλιματικής αλλαγής. Μπορεί όμως να αποτελέσει έναν εισαγωγικό οδηγό για οποιονδήποτε ερευνά ή ασχολείται με τη μετεωρολογία και την κλιματολογία. Το βιβλίο αυτό αποτελεί την εξέλιξη πανεπιστημιακών σημειώσεων και εργαστηριακών ασκήσεων, που διανέμονταν από το έτος 2007 στο πλαίσιο του υποχρεωτικού μαθήματος Μετεωρολογία-Κλιματολογία του Τμήματος Γεωγραφίας του Χαροκόπειου Πανεπιστημίου. Ο σταδιακός εμπλουτισμός και η σύνθεσή τους με έννοιες μεγάλης κλίμακας ατμοσφαιρικών διεργασιών και κλιματικής αλλαγής στον πλανήτη δημιούργησε τις προϋποθέσεις για την υλοποίησή του. Η ύλη του συγγράμματος βασίστηκε στα σημαντικά ξενόγλωσσα βιβλία Ahrens C. D., Meteorology Today, Holton J. R., An Introduction to Dynamic Meteorology και Wallace J.M., and P.V. Hobbs, Atmospheric Science. An Introductory Survey.

Η διάρθρωση της ύλης του συγγράμματος επιλέχθηκε με σκοπό την κάλυψη ενός ευρέως φάσματος σχετικών θεμάτων με τρόπο φιλικό για τον αναγνώστη και εκπαιδευτικά συνεκτικό για τον φοιτητή. Κάθε ένα από τα δέκα κεφάλαια αποτελείται από το θεωρητικό υπόβαθρο και τα κριτήρια αξιολόγησης, ενώ σε πέντε κεφάλαια υπάρχει η αντίστοιχη εργαστηριακή εφαρμογή. Η ψηφιακή υπόσταση του συγγράμματος έδωσε ιδιαίτερες δυνατότητες στη συγγραφική ομάδα να αναπτύξει πλήθος διαδραστικών και πολυμεσικών αντικειμένων για την καλύτερη κατανόηση των εννοιών και την ενεργό συμμετοχή του αναγνώστη στις εργαστηριακές εφαρμογές. Αξίζει να σημειωθεί, πως διατίθεται σε τρεις ψηφιακές μορφοποιήσεις, pdf, epub και html5 με την τελευταία να περιλαμβάνει το σύνολο των πολυμεσικών αντικειμένων. Ακολουθεί σύντομη περιγραφή κάθε κεφαλαίου.

 

·         Το πρώτο κεφάλαιο εισάγει τον αναγνώστη στο ατμοσφαιρικό περιβάλλον και παρουσιάζει τη σχέση της ατμόσφαιρας με τα υπόλοιπα στοιχεία του πλανήτη. Στην ιστορική αναδρομή αναφέρονται οι προσπάθειες μελέτης του καιρού και του κλίματος από την εποχή της αρχαιότητας μέχρι σήμερα. Το υπόλοιπο κεφάλαιο αφιερώνεται στην σύσταση της ατμόσφαιρας και στην παρουσίαση των βασικών χαρακτηριστικών της. Η εργαστηριακή εφαρμογή στο τέλος του κεφαλαίου περιλαμβάνει τα σύμβολα καιρού, τις μετρήσεις από μετεωρολογικούς σταθμούς και την τοποθέτηση των μετρήσεων πάνω σε γεωγραφικούς χάρτες.

·         Στο δεύτερο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά της ατμόσφαιρας και οι θεμελιώδεις νόμοι των αερίων που την διέπουν. Ιδιαίτερη έμφαση δίνεται στην κατακόρυφη ισορροπία των δυνάμεων και στη στατική της ατμόσφαιρας. Η εργαστηριακή άσκηση στο τέλος του κεφαλαίου βοηθά στην κατανόηση των συνθηκών αστάθειας και ευστάθειας στην ατμόσφαιρα, μέσα από πλήθος διαγραμμάτων και διαδραστικών αντικειμένων.

·         Στο τρίτο κεφάλαιο περιγράφεται η δομή και εξέλιξη μεγάλης και συνοπτικής κλίμακας ατμοσφαιρικών κινήσεων. Αναλύονται, επίσης, οι φαινόμενες και πραγματικές δυνάμεις που επηρεάζουν τη κίνηση των αερίων μαζών, καθώς και τα χαρακτηριστικά του γεωστροφικού ανέμου και του ανέμου βαθμίδας. Η εργαστηριακή εφαρμογή στο τέλος του κεφαλαίου περιλαμβάνει διαδραστικές εφαρμογές και μετεωρολογικούς χάρτες για την κατανόηση της ισορροπίας δυνάμεων και τη δημιουργία του επιφανειακού ανέμου.

·         Στο τέταρτο κεφάλαιο παρουσιάζονται οι αέριες μάζες, τα χαρακτηριστικά τους και οι αλληλεπιδράσεις τους με την επιφάνεια. Αέριες μάζες με διαφορετικά θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά, που έρχονται σε επαφή μεταξύ τους, ορίζουν τις μετωπικές επιφάνειες. Τα είδη των μετώπων συνοδεύονται από πρότυπα καιρού, τα οποία χαρακτηρίζουν την τρέχουσα κατάσταση της ατμόσφαιρας. Η εργαστηριακή εφαρμογή περιλαμβάνει διαγράμματα και διαδραστικά αντικείμενα για την πρακτική εξάσκηση και κατανόηση της κίνησης των μετώπων και της μεταφοράς θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα.

·         Στο πέμπτο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα χαρακτηριστικά της ηλιακής και της γήινης ακτινοβολίας. Αναλύεται το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας και παρουσιάζονται οι έννοιες της διάχυσης και της ανάκλασης, καθώς και θεμελιώδεις νόμοι για την απορρόφηση και εκπομπή ακτινοβολίας από μέλανα σώματα. Το κεφάλαιο περιλαμβάνει επίσης εισαγωγή στο φαινόμενο του θερμοκηπίου, το οποίο προσεγγίζεται ως ισοζύγιο ακτινοβολιών στο σύστημα Ατμόσφαιρα-Γη και εκτιμώνται τα ισοζύγια ενέργειας στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια της Γης.

·         Το έκτο κεφάλαιο περιλαμβάνει την αριθμητική πρόγνωση του καιρού σε συνδυασμό με τις φυσικές και δυναμικές διεργασίες της ατμόσφαιρας, που αναλύονται σε μία προσομοίωση. Παρουσιάζεται, επίσης, το σύστημα των εξισώσεων που χρησιμοποιούν τα αριθμητικά μοντέλα για την περιγραφή της ατμοσφαιρικής κατάστασης. Τα βασικά χαρακτηριστικά ενός μοντέλου, όπως το πεδίο ολοκλήρωσης, η οριζόντια και κατακόρυφη διακριτοποίησή του, οι αρχικές και οριακές συνθήκες αναλύονται με παραδείγματα και διαδραστικά αντικείμενα. Το συγκεκριμένο κεφάλαιο περιλαμβάνει επίσης μία θεωρητική εισαγωγή στα φασματικά μοντέλα και την αφομοίωση μετεωρολογικών δεδομένων.

·         Στο έβδομο κεφάλαιο παρουσιάζονται οι έννοιες της κλιματικής μεταβλητότητας και της κλιματικής αλλαγής, καθώς και σύγχρονες θεωρήσεις των δυναμικών αναδράσεων σε εξωγενείς του συστήματος παράγοντες. Αναλύονται επίσης τα βασικά χαρακτηριστικά σημαντικών κλιματικών φαινομένων, όπως η Νότια Κύμανση El Niño, η ταλάντωση του Βόρειου Ατλαντικού και η τρύπα του όζοντος. Η εργαστηριακή εφαρμογή στο τέλος του κεφαλαίου παρουσιάζει τη στατιστική προσέγγιση της συσχέτισης κλιματικών μεταβλητών και ανωμαλιών.

·         Το όγδοο κεφάλαιο περιλαμβάνει τις βασικές αρχές που διέπουν το φαινόμενο του θερμοκηπίου. Δίνεται ο διαχωρισμός του φυσικού φαινομένου από το ενισχυμένο και παρουσιάζονται τα χαρακτηριστικά των θερμοκηπιακών αερίων. Για την καλύτερη κατανόηση των ενεργειακών μεταβολών του συστήματος Γης-Ατμόσφαιρας αναπτύσσεται η έννοια της τροποποίησης του ισοζυγίου ακτινοβολίας και παρουσιάζονται οι επιδράσεις της στην κλιματική αλλαγή.

·         Στο ένατο κεφάλαιο παρουσιάζεται η Διακυβερνητική Επιτροπή για την Κλιματική Αλλαγή, οι ομάδες εργασίας και οι εκθέσεις αξιολόγησής της. Αναφέρεται αναλυτικά η εξέλιξη των κλιματικών σεναρίων για τις εκπομπές των θερμοκηπιακών αερίων, καθώς και η δομή τους σε οικογένειες πλοκής. Στο πλαίσιο κατανόησης των διεργασιών του κλίματος περιλαμβάνεται εκτεταμένη συζήτηση ανοικτών θεμάτων, που σχετίζονται με τις αλληλεπιδράσεις των φυσικών συστημάτων και των ανθρωπογενών δραστηριοτήτων στην κλιματική αλλαγή.

·         Τέλος, το δέκατο κεφάλαιο περιλαμβάνει τους μηχανισμούς μεταφοράς και εναπόθεσης σκόνης φυσικής προέλευσης στην ατμόσφαιρα. Αναπτύσσονται, επίσης, οι φυσικές διεργασίες που διέπουν την εκπομπή σωματιδίων και οι διαφοροποιήσεις τους ανά μέγεθος και κατάσταση ατμοσφαιρικής ευστάθειας. Ιδιαίτερη αναφορά δίνεται στη γεωγραφία των περιοχών παραγωγής σκόνης, καθώς και στην κατανομή τους σε παγκόσμιο επίπεδο. Ο άνεμος, η τύρβη και η τριβή διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο στην παραμετροποίηση του κύκλου της σκόνης στην ατμόσφαιρα και επηρεάζουν τις συνθήκες ξηρής και υγρής εναπόθεσης στην επιφάνεια.

 

Θα θέλαμε να ευχαριστήσουμε τους υποψήφιους διδάκτορες Γεώργιο Βάρλα, Βέρα-Μαργαρίτα Νομικού και Κωνσταντίνο Τσαρπαλή, που υποστήριξαν και βοήθησαν ενεργά στο επίπονο έργο της συγγραφής. Θα θέλαμε να ευχαριστήσουμε ιδιαίτερα τον Δρ. Αναστάσιο Παπαδόπουλο, Ερευνητή Β΄ του Ελληνικού Κέντρου Θαλάσσιων Ερευνών (ΕΛΚΕΘΕ) για την πολύτιμη συνεισφορά του και συνεργασία ως κριτικού αναγνώστη του συγγράμματος. Ευχαριστούμε, επίσης, θερμά την Ματίνα Λεονταρά, Φιλόλογο, για την γλωσσική επιμέλεια της έκδοσης, καθώς και τον Νικόλαο Σακελλαρίου για την γραφιστική επιμέλεια και τεχνική επεξεργασία του συγγράμματος.

Τέλος, ευχαριστούμε τις οικογένειές μας για την στήριξη και την κατανόηση που επέδειξαν καθ’ όλη τη διάρκεια της συγγραφής αυτού του επίπονου έργου.

 

 

Οι Συγγραφείς

 

Πέτρος Κατσαφάδος

Ηλίας Μαυροματίδης

 

 

 


 

Κεφάλαιο 1

 

Σύνοψη

Το συγκεκριμένο κεφάλαιο εισάγει τον αναγνώστη στο ατμοσφαιρικό περιβάλλον και παρουσιάζει τη σχέση της ατμόσφαιρας με τα υπόλοιπα στοιχεία του πλανήτη. Στην ιστορική αναδρομή αναφέρονται οι προσπάθειες μελέτης του καιρού και του κλίματος από την εποχή της αρχαιότητας μέχρι σήμερα. Το υπόλοιπο κεφάλαιο αφιερώνεται στη σύσταση της ατμόσφαιρας και στην παρουσίαση των βασικών χαρακτηριστικών της.

 

Προαπαιτούμενη γνώση

Δεν προαπαιτείται ιδιαίτερη γνώση για το συγκεκριμένο κεφάλαιο. Για καλύτερη κατανόηση των εννοιών και των μαθηματικών σχέσεων προτείνεται η αναδρομή σε βασικές έννοιες μαθηματικών (ολοκληρώματα, παράγωγοι, διαφορικές εξισώσεις) και φυσικής (θερμοδυναμική).

 

1. Η Γη και η Ατμόσφαιρά της

 

Η Γη περιβάλλεται από μία εκτεταμένη ζώνη αερίων, απαραίτητη για την ανάπτυξη της ζωής, η οποία ονομάζεται ατμόσφαιρα. Σε κάθε περίπτωση η ατμόσφαιρα επηρεάζει την οπτική και ακουστική επαφή, και συνεπώς είναι καθοριστική για τη ζωή μας. Αν και ο άνθρωπος μπορεί να μετακινηθεί μέσα στο ατμοσφαιρικό περιβάλλον για χιλιάδες χιλιόμετρα σε οριζόντια απόσταση, σε ύψη πάνω από 1500 m αρχίζει και παρουσιάζει αναπνευστικά προβλήματα. Επίσης μπορεί να επιζήσει χωρίς τροφή για μερικές εβδομάδες και χωρίς νερό για μερικές ημέρες, ενώ χωρίς αέρα μόνο για μερικά λεπτά της ώρας.

Η Γη χωρίς την ατμόσφαιρά της δεν θα είχε λίμνες ή ωκεανούς. Δεν θα είχε επίσης ήχους, σύννεφα ή πορφυρά ηλιοβασιλέματα. Οι νύχτες θα ήταν υπερβολικά ψυχρές, ενώ την ημέρα η θερμοκρασία θα ήταν πολύ υψηλότερη από ότι τώρα. Επιβιώνοντας για χιλιάδες χρόνια στην επιφάνεια της Γης το ανθρώπινο γένος έχει προσαρμοστεί με εκπληκτικό τρόπο στο περιβάλλον της και φυσικά στις ατμοσφαιρικές συνθήκες της. Αν και ο αέρας αποτελεί μείγμα αερίων άγευστο, άοσμο και τις περισσότερες φορές άχρωμο, προστατεύει τη ζωή μερικώς από την επικίνδυνη ηλιακή ακτινοβολία, καθώς επίσης και από συγκρούσεις με ύλη του διαστήματος (μετεωρίτες, αστεροειδείς κτλ). Επειδή η ατμόσφαιρα είναι ουσιαστικά αόρατη είναι δύσκολο να πιστέψει κανείς πως ανάμεσα στα μάτια του αναγνώστη και τις σελίδες των σημειώσεων υπάρχουν τρισεκατομμύρια μορίων αέρα. Κάποια από αυτά μπορεί να βρίσκονταν σε κάποιο σύννεφο την προηγούμενη ημέρα, ή σε μία άλλη ήπειρο πριν μία εβδομάδα ή να προέρχονται από την αναπνοή ενός ανθρώπου που έζησε εκατοντάδες χρόνια πριν. Η ατμόσφαιρα της Γης αποτελείται κυρίως από άζωτο (N2) και οξυγόνο (O2) μαζί με νέφη, όπου συνυπάρχουν όλες οι μορφές νερού: αέρια υπό μορφή υδρατμών, υγρή υπό μορφή σταγονιδίων βροχής και στερεή υπό μορφή παγοκρυστάλλων. Περίπου το 99% της ατμοσφαιρικής μάζας εκτείνεται στα πρώτα 30 km από την επιφάνεια. Στην πραγματικότητα εάν η Γη συρρικνωθεί στο μέγεθος μίας μπάλας ποδοσφαίρου η ατμόσφαιρα της θα αντιστοιχεί σε πάχος ανάλογο με το πάχος ενός χαρτιού.

Από το διάστημα η γη φαίνεται σφαιρική, με διάμετρο περίπου 12800 km. Ακριβέστερες μετρήσεις δείχνουν ελαφρά συμπίεση στους πόλους και επέκταση στον ισημερινό. Το συγκεκριμένο γεωμετρικό σχήμα καλείται πεπλατυσμένο σφαιροειδές (oblate spheroid). Η απόκλιση από το κανονικό σφαιροειδές είναι μικρή, με την ισημερινή διάμετρο να είναι 43 km μεγαλύτερη από την αντίστοιχη πολική διάμετρο. Σε καθημερινή βάση η Γη εκτελεί μία πλήρη περιστροφή γύρω από τον άξονά της, ενώ περιστρέφεται ταυτόχρονα γύρω από τον Ήλιο συμπληρώνοντας πλήρη τροχιά σε λίγο περισσότερο από 365 ημέρες. Το νερό καλύπτει περίπου τα ¾ της επιφάνειας, καθιστώντας τη Γη μοναδικό πλανήτη του ηλιακού συστήματος με μπλε χρώμα. Φυσικά το χρώμα της θάλασσας προκύπτει από την ατμόσφαιρα, αφού το μπλε χρώμα από το ορατό φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας είναι αυτό που ερεθίζει το οπτικό νεύρο. Πως όμως συμβαίνει αυτό; Τα μόρια της ατμόσφαιρας είναι αρκετά μικρότερα τόσο από τις υδροσταγόνες στα νέφη, όσο και από το μήκος κύματος του φωτός. Κάθε μόριο οξυγόνου και αζώτου στον αέρα είναι ένας επιλεκτικός σκεδαστής των μικρότερων μηκών κύματος του ηλιακού φωτός. Καθώς το φως του ήλιου εισέρχεται στη γήινη ατμόσφαιρα σκεδάζεται από τα μόρια του αέρα, με προτεραιότητα στα μικρότερα μήκη κύματος του ορατού (μωβ, μπλε πράσινο) σε σχέση με τα μεγαλύτερα μήκη κύματος (κίτρινο, πορτοκαλί και κόκκινο). Αξίζει να σημειωθεί πως το μωβ χρώμα σκεδάζεται 16 φορές περισσότερο από το κόκκινο. Σε συνδυασμό λοιπόν με την υπερευαισθησία της ανθρώπινης όρασης στο μπλε χρώμα, δημιουργείται η αίσθηση, τελικά, πως η ατμόσφαιρα έχει μπλε χρώμα.

 

1.1. Ιστορική Αναδρομή και Βασικοί Ορισμοί

 

Μετεωρολογία είναι η επιστήμη που μελετά την ατμόσφαιρα και τα φαινόμενα που αναπτύσσονται σε αυτήν. Ο όρος είναι ελληνικός και αποδίδεται στον αρχαίο φιλόσοφο Αριστοτέλη, ο οποίος το 340 π.Χ. έγραψε ένα βιβλίο φυσικής φιλοσοφίας με τίτλο «Μετεωρολογικά». Στο συγκεκριμένο έργο παρουσιαζόταν το σύνολο της γνώσης για τον καιρό και το κλίμα μέχρι εκείνη την εποχή, καθώς και στοιχεία αστρονομίας, γεωγραφίας και χημείας (Πίνακας 1.1). Στη συνέχεια ο Θεόφραστος πρότεινε ένα μίγμα πρακτικής πρόβλεψης καιρού, βασιζόμενος στην επιστήμη και τη λαϊκή παράδοση. Επειδή εκείνη την εποχή η ύλη που έπεφτε από τον ουρανό ή φαινόταν μέσα στην ατμόσφαιρα λεγόταν μετέωρα, γι’ αυτό προέκυψε και ο όρος μετεωρολογία. Η θεμελίωση της μετεωρολογίας ως φυσικής επιστήμης ήρθε πολύ αργότερα με την εφεύρεση των μετεωρολογικών οργάνων, όπως του θερμομέτρου στα τέλη του 16ου αιώνα και του βαρομέτρου το 1643. Με τη διάθεση των μετρητικών δεδομένων και τη διανομή τους μέσω του τηλέγραφου ξεκίνησαν οι πρώτες προσπάθειες για την εξήγηση των ατμοσφαιρικών φαινομένων με χρήση επιστημονικών πειραμάτων και την ανάπτυξη φυσικών νόμων. Τον 19ο αιώνα ξεκίνησε η χάραξη συνοπτικών χαρτών, ενώ το 1920 αναπτύχθηκε η θεωρία των αερίων μαζών και του πολικού μετώπου από τον Νορβηγό μετεωρολόγο Bjerknes. Το 1940 ξεκίνησε η καταγραφή της κατακόρυφης θερμοδυναμικής κατάστασης της ατμόσφαιρας με τη χρήση των μετεωρολογικών μπαλονιών, που συνεχίζεται μέχρι σήμερα με τη μορφή των ραδιοβολίδων.

 

 

ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΩΝ Α

 

[338a.20] Περὶ μὲν οὖν τῶν πρώτων αἰτίων τῆς φύσεως καὶ περὶ πάσης κινήσεως φυσικῆς, ἔτι δὲ περὶ τῶν κατὰ τὴν ἄνω φορὰν διακεκοσμημένων ἄστρων καὶ περὶ τῶν στοιχείων τῶν σωματικῶν, πόσα τε καὶ ποῖα, καὶ τῆς εἰς ἄλληλα μεταβολῆς, καὶ περὶ γενέσεως καὶ φθορᾶς τῆς κοινῆς εἴρηται πρότερον.

[338a.20] Όσον αφορά λοιπόν στα αρχέγονα αίτια της δημιουργίας του σύμπαντος, αλλά και σε κάθε κίνηση που λαμβάνει χώρα στη φύση, και επιπλέον όσον αφορά στην κίνηση των αστέρων που κοσμούν τον ουρανό, όπως επίσης και σε ότι αφορά στα υλικά στοιχεία των άστρων, δηλαδή από πόσα και ποια στοιχεία αποτελούνται αυτά, αλλά και στον τρόπο που αλληλεπιδρούν μεταξύ τους και σχετικά με την κοινή τους γέννηση και φθορά, όλα αυτά έχουν εξεταστεί από πριν.

λοιπὸν δ' ἐστὶ μέρος τῆς μεθόδου ταύτης ἔτι θεωρητέον, ὃ πάντες οἱ πρότεροι μετεωρολογίαν ἐκάλουν·

Τα δε υπόλοιπα (στα οποία δεν έχουμε αναφερθεί ακόμη), θα τα εξετάσουμε τώρα μια που αποτελούν και αυτά μέρος της ίδιας μεθόδου με την οποία εξετάσαμε τα προηγούμενα, και που όλοι οι προηγούμενοι (Φυσικοί Φιλόσοφοι) ονόμαζαν Μετεωρολογία.

ταῦτα [338b.20] δ' ἐστὶν ὅσα συμβαίνει κατὰ φύσιν μέν, ἀτακτοτέραν μέντοι  τῆς τοῦ πρώτου στοιχείου τῶν σωμάτων, περὶ τὸν γειτνιῶντα μάλιστα τόπον τῇ φορᾷ τῇ τῶν ἄστρων, οἷον περί τε γάλακτος καὶ κομητῶν καὶ τῶν ἐκπυρουμένων καὶ κινουμένων φασμάτων,

Αυτά λοιπόν [338b.20] είναι όσα συμβαίνουν (στον ουρανό), αφ’ ενός μεν όσον αφορά στη φύση τους, αν και είναι πιο πολύπλοκη (η φύση τους) από την υπόσταση του αρχικού στοιχείου από το οποίο προήλθαν, αφ’ ετέρου δε όσον αφορά στην περιοχή που συνορεύει κατά κύριο λόγο (με τη Γη) και περιέχει τις τροχιές των ουράνιων σωμάτων, όπως ακριβώς συμβαίνει (για παράδειγμα) με τις τροχιές των αστέρων του γαλαξία (μας), αλλά και τις τροχιές των κομητών και των διαττόντων αστέρων (εκπυρουμένων και κινουμένων φασμάτων),

ὅσα τε θείημεν ἂν ἀέρος εἶναι κοινὰ πάθη καὶ ὕδατος, ἔτι δὲ γῆς ὅσα μέρη καὶ εἴδη καὶ πάθη τῶν μερῶν, ἐξ ὧν περί τε πνευμάτων καὶ σεισμῶν θεωρήσαιμεν ἂν τὰς αἰτίας [339a] καὶ  περὶ πάντων τῶν γιγνομένων κατὰ τὰς κινήσεις τὰς τούτων

και όσα από αυτά θεωρούμε ότι αποτελούνται από αέρια στοιχεία και νερό, επιπλέον δε, σε ότι αφορά στη Γη μας, θα μπορούσαμε να εξετάσουμε τα στρώματα από τα οποία αποτελείται και τα στοιχεία από τα οποία αποτελούνται τα στρώματα αυτά, καθώς και τις επιμέρους λειτουργίες των φαινομένων αυτών, και να συμπεράνουμε τις αιτίες και τον τρόπο που προκαλούνται από αυτές τις λειτουργίες τα φαινόμενα στον αέρα και οι σεισμοί, [339α] αλλά και οτιδήποτε άλλο συμβαίνει κατά τη διάρκεια των κινήσεων αυτών.

ἐν οἷς τὰ μὲν ἀποροῦμεν, τῶν δὲ ἐφαπτόμεθά τινα τρόπον· ἔτι δὲ περὶ κεραυνῶν πτώσεως καὶ τυφώνων καὶ  πρηστήρων καὶ τῶν ἄλλων τῶν ἐγκυκλίων, ὅσα διὰ πῆξιν συμβαίνει πάθη τῶν αὐτῶν σωμάτων τούτων. διελθόντες δὲ περὶ τούτων, θεωρήσωμεν εἴ τι δυνάμεθα κατὰ τὸν ὑφηγημένον τρόπον ἀποδοῦναι περὶ ζῴων καὶ φυτῶν, καθόλου τε καὶ χωρίς· σχεδὸν γὰρ τούτων ῥηθέντων τέλος ἂν εἴη γεγονὸς τῆς ἐξ ἀρχῆς ἡμῖν προαιρέσεως πάσης.

Για όλα τα (παραπάνω) φαινόμενα από τη μία αγνοούμε τον τρόπο της ανάπτυξής τους (έχουμε απορίες), ενώ από την άλλη είμαστε κατά κάποιο τρόπο μέρος τους (ζούμε μέσα στα φαινόμενα). Ακόμη και σχετικά με την πτώση των κεραυνών και τη δημιουργία των τυφώνων και των καταιγίδων και των άλλων φυσικών φαινομένων με κυκλική συμπεριφορά, όπως για παράδειγμα οι ανεμοστρόβιλοι, και όσες μεταβολές συμβαίνουν σε αυτά τα ίδια τα σώματα λόγω συμπύκνωσης κάποιων στοιχείων, αφού τα εξετάσουμε διεξοδικά, θα διαπιστώσουμε εάν έχουμε τη δύναμη να αποδώσουμε τον ενδεδειγμένο τρόπο με τον οποίο επηρεάζονται τα ζώα και τα φυτά (από αυτά τα φαινόμενα) είτε συνολικά είτε μεμονωμένα το καθένα ξεχωριστά.

Εάν λοιπόν όλα αυτά εξηγηθούν, τότε θα μπορούσε το αποτέλεσμα αυτό να είναι η τελική κατάληξη των αναζητήσεών μας.

 

Πίνακας 1.1 Απόσπασμα και μετάφραση από το βιβλίο φυσικής φιλοσοφίας «Μετεωρολογικά» του αρχαίου φιλόσοφου Αριστοτέλη.

 

 

Η μετεωρολογία αναπτύχθηκε κυρίως με την τεχνολογική ανάπτυξη των υπολογιστών. Το 1949 στο πλαίσιο ανάπτυξης του πρώτου υπολογιστικού συστήματος ENIAC (Electrical Numerical Integrator and Calculator) οι J. Charney, R. Fjortoft και J. Von Neumann πραγματοποίησαν την πρώτη 48-ωρη πρόγνωση καιρού. Το θεωρητικό υπόβαθρο υπήρχε από το 1911, όταν ο L. F. Richardson εισήγαγε τις 7 βασικές προγνωστικές εξισώσεις της κατάστασης της ατμόσφαιρας. Την 1η Απριλίου 1960 ο πρώτος μετεωρολογικός δορυφόρος Tiros I τέθηκε σε τροχιά και ταυτόχρονα έθεσε τις βάσεις για την ανάπτυξη της δορυφορικής μετεωρολογίας. Οι δορυφόροι μέχρι σήμερα προσφέρουν πολύτιμα δεδομένα καταγραφής στοιχείων της ατμόσφαιρας, όπως φωτογραφίες στο ορατό και το υπέρυθρο φάσμα, μετρήσεις της διαθέσιμης υγρασίας στα νέφη, αποτύπωση των βροχοπτώσεων, της έντασης και της διεύθυνσης των ανέμων σε ολόκληρο τον πλανήτη. Το 1963 ο E. Lorenz ανέλυσε τη χαοτική φύση των ατμοσφαιρικών διεργασιών και πρότεινε τη στοχαστική προσέγγισή τους, αντί της επικρατούσας ντετερμινιστικής περιγραφής τους.

Με βάση τα παραπάνω ο καιρός είναι η κατάσταση της ατμόσφαιρας σε κάθε χρονική στιγμή και για κάθε σημείο του χώρου. Ο καιρός αποτελείται από βασικά στοιχεία, όπως:

 

·         η θερμοκρασία του αέρα-πόσο θερμός ή ψυχρός είναι ο αέρας

·         η ατμοσφαιρική πίεση-το βάρος του αέρα πάνω από μία περιοχή

·         η υγρασία-η περιεκτικότητα του αέρα σε υδρατμούς (νερό σε αέρια φάση)

·         τα νέφη-η ορατή μάζα μικροσκοπικών σταγόνων νερού ή/και παγοκρυστάλλων πάνω από την επιφάνεια της γης

·         η βροχόπτωση-οποιαδήποτε μορφή κατακρημνίσματος νερού σε υγρή ή στερεά μορφή που φτάνει στην επιφάνεια της γης

·         η ορατότητα-η μέγιστη απόσταση όπου ένα αντικείμενο είναι ευδιάκριτο

·         ο άνεμος-η οριζόντια μεταφορά του αέρα

 

Η ανάλυση των συγκεκριμένων στοιχείων για μεγάλη χρονική περίοδο, 16 έτη τουλάχιστον, φανερώνει τον μέσο καιρό ή το κλίμα μιας περιοχής. Συνεπώς το κλίμα αντιπροσωπεύει τη στατιστική έκφραση των ημερήσιων, μηνιαίων ή εποχιακών καιρικών φαινόμενων για μεγάλες χρονικές περιόδους. Η έννοια του κλίματος περιέχει και τις ακραίες εκφράσεις του καιρού, όπως οι καύσωνες το καλοκαίρι ή ο παγετός τον χειμώνα, που μπορεί να συμβούν σε μία συγκεκριμένη περιοχή.

 

1.2. Η Σύσταση της Γήινης Ατμόσφαιρας

 

Η ατμόσφαιρα στην παρούσα μορφή της αποτελείται από άζωτο (N2) σε ποσοστό 78% και από οξυγόνο (Ο2) σε ποσοστό 21%. Στον Πίνακα 1.2 παρουσιάζονται τα ποσοστά συγκέντρωσης ανά όγκο των σταθερών και των μεταβλητών αερίων της ατμόσφαιρας κοντά στην επιφάνεια της Γης. Η αναλογία αζώτου και οξυγόνου στην ατμόσφαιρα παραμένει σταθερή μέχρι το ύψος των 80 km περίπου.

 

 

Αέριο

Χημικός Τύπος

Ποσοστό (συγκέντρωση ανά όγκο)

Σταθερά αέρια

Άζωτο

N2

78,08

Οξυγόνο

O2

20,95

Νέον

Ne

0,0018

Ήλιο

He

0,0005

Μεθάνιο

CH4

0,0001

Υδρογόνο

H2

0,00005

Ξένον

Xe

0,000009

Μεταβλητά αέρια

Υδρατμοί

H2O

0-4

Διοξείδιο του άνθρακα

CO2

0,034

Όζον

O3

0,000004

Μονοξείδιο του άνθρακα

CO

0,00002

Διοξείδιο του θείου

SO2

0,000001

Διοξείδιο του αζώτου

NO2

0,000001

Σωματίδια σκόνης, άλατος κτλ

PM2,5, PM10

0,00001

 

Πίνακας 1.2 Ποσοστό συγκέντρωσης των σταθερών και μεταβλητών αερίων στην ατμόσφαιρα.

 

 

Κοντά στην επιφάνεια επικρατεί ισορροπία στην παραγωγή και καταστροφή αυτών των αερίων. Το άζωτο απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα μέσω βιολογικών διεργασιών από βακτήρια στο έδαφος, ενώ επιστρέφει στην ατμόσφαιρα μέσω της αποσύνθεσης φυτών και ζώων. Το οξυγόνο απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα κατά την αποσύνθεση οργανικής ύλης και στο πλαίσιο χημικών αντιδράσεων με άλλες ουσίες για την παραγωγή οξειδίων (N2+O2→2NO). Επίσης, κατά τη διαδικασία της αναπνοής οι πνεύμονες δεσμεύουν οξυγόνο και απελευθερώνουν διοξείδιο του άνθρακα (CO2). Το οξυγόνο επανέρχεται στην ατμόσφαιρα μέσω της φωτοσύνθεσης, καθώς τα φυτά με την παρουσία της ηλιακής ακτινοβολίας, συνδυάζουν το CO2 και το νερό για την παραγωγή οξυγόνου και σακχάρων. Το CO2 αποτελεί φυσικό συστατικό της ατμόσφαιρας και καταλαμβάνει μικρό, αλλά πολύ σημαντικό, ποσοστό όγκου του ατμοσφαιρικού αέρα (περίπου 0,034%). Δημιουργείται κατά την αποσύνθεση της βλάστησης, κατά τις εκρήξεις ηφαιστείων και από την καύση ορυκτών καυσίμων, όπως ο λιγνίτης, το πετρέλαιο και το φυσικό αέριο. Το CO2 απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα μέσω της διεργασίας της φωτοσύνθεσης, καθώς τα φυτά καταναλώνουν CO2 για την παραγωγή χλωροφύλλης. Επίσης οι ωκεανοί αποτελούν μία τεράστια αποθήκη για το CO2, καθώς το φυτοπλαγκτόν διατηρεί το CO2 σε οργανικούς ιστούς. Υπολογίζεται πως οι ωκεανοί κατέχουν πάνω από 50 φορές τη συνολική ποσότητα του ατμοσφαιρικού διοξειδίου του άνθρακα.

Το Σχήμα 1.1 δείχνει την αύξηση της συγκέντρωσης του ατμοσφαιρικού CO2 από το δεύτερο μισό του 20ου αιώνα, λόγω της καύσης ορυκτών καυσίμων και της αποψίλωσης των δασών. Αξίζει να σημειωθεί πως η μέση ετήσια συγκέντρωση του CO2 ήταν περίπου 315 ppm κατ’ όγκο (αναλογία μίγματος, μέρη ανά εκατομμύριο-particles per million) στα τέλη του 1950, ενώ το 1984 έφτασε τα 340 ppm. Επειδή το διοξείδιο του άνθρακα είναι καλός απορροφητής της γήινης υπέρυθρης ακτινοβολίας, δηλαδή της θερμότητας που εκλύει η επιφάνεια της Γης, η αύξηση της συγκέντρωσής του οδηγεί σε αντίστοιχη αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα κοντά στην επιφάνεια. Τα περισσότερα μαθηματικά μοντέλα εκτιμούν πως διπλασιασμός της συγκέντρωσης του CO2 στην ατμόσφαιρα θα οδηγήσει σε αύξηση της μέσης θερμοκρασίας σε παγκόσμιο επίπεδο από 1,5°C έως 4,5°C με απρόβλεπτες συνέπειες για τα γήινα οικοσυστήματα.

 

 

 

Σχήμα 1.1 Μέση μηνιαία συγκέντρωση (σε ppmv) του CO2 στην περιοχή Mauna Loa, Χαβάη, ΗΠΑ.

 

 

 

1.3. Το Νερό στην Ατμόσφαιρα

 

Η αέρια φάση του νερού στην ατμόσφαιρα αποτελεί τους υδρατμούς. Οι υδρατμοί εμφανίζουν σημαντική χωροχρονική μεταβλητότητα της συγκέντρωσής τους. Στις τροπικές περιοχές και κοντά στην επιφάνεια του πλανήτη προσεγγίζουν το 4% των ατμοσφαιρικών αερίων, ενώ αντίστοιχα στις πολικές περιοχές είναι σχεδόν μη ανιχνεύσιμοι. Η περιεκτικότητα του αέρα σε υδρατμούς ονομάζεται υγρασία. Ειδικότερα, η σχετική υγρασία είναι το ποσό των υδρατμών που περιέχει ο αέρας σε σχέση με το μέγιστο ποσό υδρατμών, που μπορεί να συγκρατήσει σε σταθερές συνθήκες θερμοκρασίας και πίεσης. Οι υδρατμοί μπορεί να μετατραπούν σε υδροσταγόνες (υγρή φάση) ή παγοκρυστάλλους (στερεή φάση) μέσα στα νέφη, να αυξήσουν το μέγεθός τους και να απομακρυνθούν από την ατμόσφαιρα μέσω της διεργασίας της βροχόπτωσης. Κατά τη συγκεκριμένη αλλαγή φάσης απελευθερώνονται σημαντικά ποσά ενέργειας προς την ατμόσφαιρα με τη μορφή λανθάνουσας θερμότητας. Στην επιφάνεια του νερού, που βρίσκεται σε υγρή φάση, εξελίσσονται συνέχεια δυναμικές διεργασίες. Για παράδειγμα, στην περίπτωση που προσφερθεί ικανοποιητικό ποσό θερμότητας, κάποια μόρια του νερού αποκτούν αρκετή κινητική ενέργεια, σπάνε τους δεσμούς με τα γειτονικά τους και απελευθερώνονται προς την ατμόσφαιρα. Τα συγκεκριμένα μόρια μεταβαίνουν από την υγρή κατάσταση σε αέρια κατάσταση, μέσω της διεργασίας της εξάτμισης. Καθώς κάποια μόρια εγκαταλείπουν την επιφάνεια του υγρού, κάποια άλλα επιστρέφουν από την αέρια φάση στην υγρή. Η συγκεκριμένη διεργασία ονομάζεται συμπύκνωση και συνοδεύεται με απελευθέρωση θερμότητας προς το περιβάλλον. Στην περίπτωση που ο αέρας πάνω από το νερό φτάσει το μέγιστο ποσό υδρατμών που μπορεί να συγκρατήσει, τότε θεωρείται κορεσμένος, και για κάθε μόριο νερού που εξατμίζεται ένα άλλο συμπυκνώνεται και επιστρέφει από την αέρια στην υγρή φάση. Η διαδικασία μετάβασης του νερού από τη στερεή στην αέρια φάση, χωρίς να περάσει από την υγρή, ονομάζεται εξάχνωση και λαμβάνει χώρα με απορρόφηση ενέργειας από το περιβάλλον.

Η πυκνότητα του αέρα δίνεται από τη σχέση:

 

 

 

 

όπου m η μάζα του δείγματος αέρα σε g ή kg και V ο όγκος που καταλαμβάνει σε cm3 ή m3. Ο ατμοσφαιρικός αέρας κοντά στην επιφάνεια της θάλασσας έχει αρκετά μεγάλη πυκνότητα ίση με 1,2 kg m-3, η οποία εμφανίζει σημαντική μεταβλητότητα ανάλογα με την περιεκτικότητά του σε υδρατμούς. Σε αντίθεση με ότι θα αναμενόταν ο ξηρός αέρας είναι πιο βαρύς από τον υγρό, όταν έχουν την ίδια θερμοκρασία, και συνεπώς εμφανίζει μεγαλύτερη πυκνότητα λόγω του μεγαλύτερου μοριακού βάρους του ξηρού αέρα (~29) σε σχέση με το αντίστοιχο μοριακό βάρος των υδρατμών (18).

Στο ατμοσφαιρικό περιβάλλον επικρατεί συνεχής κυκλοφορία του νερού, η οποία ξεκινά από την εξάτμιση τεράστιων ποσοτήτων ύδατος από την επιφάνεια των ωκεανών, λόγω της προσφερόμενης ηλιακής ενέργειας. Οι υδρατμοί που εισέρχονται μέσω της εξάτμισης στην ατμόσφαιρα μεταφέρονται με τη βοήθεια των ανέμων σε άλλες περιοχές, όπου κάτω από κατάλληλες ατμοσφαιρικές συνθήκες μπορεί να συμπυκνωθούν δημιουργώντας νέφη ή υετό. Ο όρος υετός περιλαμβάνει όλα τα είδη των υδρομετεώρων (βροχής, χιονιού κτλ). Στην απλούστερη περίπτωση που ο υετός πέσει σε θαλάσσια περιοχή, τότε το νερό ετοιμάζεται να ξεκινήσει τον ίδιο κύκλο. Εάν ο υετός εναποτεθεί στην ξηρά, τότε ακολουθεί μία πολύπλοκη κυκλοφορία μέσω επίγειων και υπόγειων διαδρομών, ώστε να καταλήξει και πάλι στη θάλασσα. Ο κύκλος μεταφοράς και μετατροπής του νερού από την υγρή κατάσταση (αρχική) σε αέρια (ενδιάμεση) και πάλι σε υγρή (τελική) κατάσταση ονομάζεται υδρολογικός κύκλος ή κύκλος του νερού.

 

 

 

Σχήμα 1.2 Αναπαράσταση των διεργασιών του υδρολογικού κύκλου (τροποποίηση από το πρόγραμμα COMET, http://www.meted.ucar.edu).

 

 

Ο υδρολογικός κύκλος, αν και παρουσιάστηκε σχετικά απλός, στην πραγματικότητα είναι ιδιαίτερα πολύπλοκος. Όπως εμφανίζεται στο Σχήμα 1.2, υπάρχουν πολλοί παράγοντες που αλληλεπιδρούν και επηρεάζουν τη λειτουργία στο σύνολό της. Ειδικότερα, κατά τη διάρκεια βροχόπτωσης ένα μέρος του υετού εξατμίζεται και επιστρέφει πάλι στην ατμόσφαιρα, πριν φτάσει στην επιφάνεια του εδάφους. Ο υετός που φτάνει στο έδαφος είτε αλληλεπιδρά με τη βλάστηση, είτε εισέρχεται στο υπέδαφος μέσω ανοιγμάτων και σχισμών στα πετρώματα, είτε απορρέει σε ποτάμια και λίμνες καταλήγοντας και πάλι στη θάλασσα. Εκτός από τους ωκεανούς, σημαντικά ποσά ύδατος εξατμίζονται πάνω από ηπειρωτικές περιοχές (ποτάμια, λίμνες) καταλήγοντας στην ατμόσφαιρα. Η βλάστηση, επίσης, μέσω της διαδικασίας της διαπνοής προσφέρει περίσσεια υγρασίας στο ατμοσφαιρικό περιβάλλον. Συνολικά, η προσφερόμενη υγρασία λόγω εξάτμισης από τις ηπειρωτικές περιοχές και τη διαπνοή των φυτών αποτελεί το 15% του συνόλου, ενώ το υπόλοιπο 85% προέρχεται από τους ωκεανούς.

 

1.4. Ατμοσφαιρική Πίεση και Θερμοκρασία

 

Η ατμοσφαιρική πίεση (P) στην επιφάνεια της Γης ορίζεται ως το βάρος της υπερκείμενης στήλης αέρα που εφαρμόζεται στη μονάδα επιφανείας και δίνεται από τον τύπο:

 

 

 

 

όπου B αντιστοιχεί στη δύναμη της βαρύτητας της υπερκείμενης στήλης αέρα (Newton-N) και S είναι η μονάδα επιφανείας (m2). Στη μετεωρολογία χρησιμοποιείται ως μονάδα ατμοσφαιρικής πίεσης το bar, το οποίο αντιστοιχεί σε δύναμη 100000 N που επιδρούν σε επιφάνεια 1 m2. Επειδή το bar είναι αρκετά μεγάλη μονάδα μέτρησης και οι επιφανειακές μεταβολές της πίεσης μικρές έχει επικρατήσει το millibar, όπου 1bar=1000 mb. Στο Διεθνές Σύστημα Μονάδων (SI) έχει επικρατήσει ως μονάδα μέτρησης το Pascal (Pa), το οποίο αντιστοιχεί στη δύναμη 1N που εφαρμόζεται σε επιφάνεια 1m2. Η αναλογία με το mb είναι 100 Pa προς 1 mb, δηλαδή, 1 bar=1000 mb=100000 Pa=1000 hPa.

Η μονάδα hectopascal (hPa) είναι ίδια σε μέγεθος με το mb. Στην επιφάνεια της θάλασσας η μέση τυπική τιμή της ατμοσφαιρικής πίεσης είναι: 1013,25 mb=1013,25 hPa=101325 Pa. Η πίεση σε μεγαλύτερα ύψη εξαρτάται από το βάρος της ατμοσφαιρικής στήλης από το συγκεκριμένο ύψος και πάνω. Όπως φαίνεται και στο Σχήμα 1.3, η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται με το ύψος, όπως συμβαίνει και με την πυκνότητα του αέρα. Στην επιφάνεια της θάλασσας η ατμοσφαιρική πίεση είναι περίπου 1000 mb, ενώ μειώνεται με ρυθμό περίπου 10 mb ανά 100 m ύψους. Σε ύψη πάνω από 15 km ο ρυθμός μείωσης της πίεσης ελαττώνεται. Για παράδειγμα, η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται περίπου 900 mb στα πρώτα 16 km από την επιφάνεια, ενώ μόνο κατά 90 mb στα επόμενα 16 km. Σε υψόμετρο 9 km, που αντιστοιχεί στην κορυφή Έβερεστ, η ατμοσφαιρική πίεση είναι περίπου 300 mb και μέχρι αυτό το ύψος συγκεντρώνεται το 70% της μάζας της ατμόσφαιρας.

 

 

 

Σχήμα 1.3 Κατανομή της ατμοσφαιρικής πίεσης (mb) με το ύψος (km/mi).

 

 

Είναι γνωστό πως η θερμοκρασία ενός σώματος καθορίζεται από τη μέση κινητική ενέργεια των μορίων του. Τα μόρια του αέρα συγκρατούνται κοντά στην επιφάνεια της Γης λόγω της βαρυτικής δύναμης. Η συγκεκριμένη δύναμη συμπιέζει περισσότερο τα μόρια του αέρα κοντά στην επιφάνεια σε σχέση με μεγαλύτερα υψόμετρα, με αποτέλεσμα η πυκνότητα του αέρα να μειώνεται σημαντικά με το ύψος.

Η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας μειώνεται από την επιφάνεια μέχρι το ύψος των 10 km. Η συγκεκριμένη συμπεριφορά οφείλεται στο ότι η ηλιακή ακτινοβολία θερμαίνει αρχικά την επιφάνεια της Γης και η επιφάνεια με τη σειρά της θερμαίνει τα κατώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα. Η μέση μείωση της θερμοκρασίας με το ύψος ονομάζεται θερμοβαθμίδα και είναι περίπου 6,5 °C ανά 1000 m (ή 0,65 °C/100 m). Συνεπώς, η θερμοκρασία του αέρα σε ύψος 2 km αναμένεται να είναι περίπου 13 °C μικρότερη από την αντίστοιχη θερμοκρασία επιφανείας. Στη μετεωρολογία, ως μονάδα μέτρησης της θερμοκρασίας έχουν επικρατήσει η Celsius (°C) και η απόλυτη θερμοκρασία ή Kelvin (K). Η κλίμακα C αντιστοιχεί το σημείο ψύξης του νερού στους 0° και το σημείο βρασμού στους 100°. Η κλίμακα K σχετίζεται με την κλίμακα C ως εξής:

 

 

 

 

όπου το απόλυτο μηδέν, όπου είναι το σημείο εκκίνησης της κλίμακας K, αντιστοιχεί σε -273,15 °C. Στις ΗΠΑ έχει επικρατήσει η μονάδα μέτρησης Fahrenheit (F), η οποία αντιστοιχεί το σημείο ψύξης του νερού στους 32 °F και το σημείο βρασμού στους 212 °F. Για τη μετατροπή μονάδων °F σε °C ισχύει:

 

 

 

 

Κατά συνέπεια η ελάττωση της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος έχει ως αποτέλεσμα την ψύξη κάθε αέριας μάζας που ανέρχεται σε μεγαλύτερα ύψη στην ατμόσφαιρα. Για τη φυσική εξήγηση του παραπάνω ισχυρισμού θεωρούμε την ύπαρξη μιας στοιχειώδους μονωμένης αέριας μάζας, στην οποία επιτρέπεται η διαστολή ή συστολή, αλλά όχι η ανταλλαγή μορίων αέρα ή θερμότητας με το περιβάλλον. Στην επιφάνεια της Γης η στοιχειώδης μάζα έχει τις ίδιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας με τον περιβάλλοντα αέρα. Καθώς η μάζα ανυψώνεται, εισέρχεται σε περιβάλλον μειωμένης ατμοσφαιρικής πίεσης. Οι συνθήκες μειωμένης πίεσης επιτρέπουν στα μόρια της αέριας μάζας να εκτονωθούν καταλαμβάνοντας μεγαλύτερο όγκο. Για την εκτόνωση καταναλώνεται μέρος της εσωτερικής κινητικής ενέργειας των μορίων της μάζας, καθώς δεν υπάρχει άλλη πηγή ενέργειας (π.χ. από τον περιβάλλοντα αέρα). Με βάση τον ορισμό της θερμοκρασίας ενός σώματος, ελάττωση της κινητικής ενέργειας των μορίων του σημαίνει ελάττωση της θερμοκρασίας του. Συνεπώς, η άνοδος μίας αέριας μάζας στην ατμόσφαιρα συνδυάζεται με μείωση της θερμοκρασίας της λόγω εκτόνωσης, ενώ η κάθοδος μίας αέριας μάζας συνδυάζεται με αύξηση της θερμοκρασίας της λόγω συμπίεσης (Σχήμα 1.4).

 

 

 

Σχήμα 1.4 Διάγραμμα πίεσης-όγκου (P-V) για αδιαβατική μεταβολή αέριας μάζας σε σταθερή θερμοκρασία.

 

 

Οι συγκεκριμένες μεταβολές της θερμικής κατάστασης μίας μετακινούμενης μονωμένης αέριας μάζας καλούνται αδιαβατικές μεταβολές, καθώς η ψύξη ή η θέρμανσή της προέρχεται από την εκτόνωση ή τη συμπίεσή της αντίστοιχα. Οι μεταβολές της θερμοκρασίας μέσω εναλλαγών θερμότητας με τον περιβάλλοντα αέρα είναι στην πραγματικότητα σχεδόν αμελητέες, διότι η ψύξη ή η θέρμανση λόγω ακτινοβολίας και μοριακής αγωγιμότητας στην ατμόσφαιρα είναι βραδείες. Καθώς ο ανερχόμενος αέρας ψύχεται μειώνεται ταυτόχρονα η δυνατότητά του να συγκρατεί υδρατμούς και συμπυκνώνει ευκολότερα την περιορισμένη ποσότητα των υδρατμών του. Συνεπώς, κατά την άνοδο αερίων μαζών ευνοείται ο σχηματισμός νεφών, ενώ η κάθοδος αερίων μαζών συνδυάζεται με θέρμανση, αυξημένη δυνατότητα συγκράτησης υδρατμών και νεφοδιάλυση.

Η ατμοσφαιρική πίεση, η πυκνότητα και η θερμοκρασία αποτελούν παραμέτρους που αλληλεπιδρούν και συσχετίζονται. Για παράδειγμα, μία αέρια μάζα η οποία ανέρχεται σε μεγαλύτερα ύψη στην ατμόσφαιρα εκτονώνεται και ψύχεται. Όμως το πλήθος των μορίων που περιέχει παραμένει το ίδιο, ενώ αυξάνεται ο όγκος που καταλαμβάνει με αποτέλεσμα να μειώνεται η πυκνότητά της. Επειδή κατά την εκτόνωση της αέριας μάζας μειώνεται και η κινητική ενέργεια των μορίων της, καθώς μέρος αυτής καταναλώνεται για την εκτόνωση, αυτό οδηγεί τελικά σε μείωση της θερμοκρασίας της. Επίσης, ο ίδιος αριθμός μορίων πλέον καταλαμβάνει μεγαλύτερο όγκο με αποτέλεσμα να μειώνεται και η πίεσή της. Η σχέση που συνδέει τις παραπάνω παραμέτρους αποτελεί την καταστατική εξίσωση των αερίων:

 

 

 

 

όπου ρ η πυκνότητα του αέρα (kg m-3), R η ειδική σταθερά των αερίων, όπου για τον ξηρό αέρα είναι 287,05 J kg-1 K-1 και T η θερμοκρασία του αέρα (K). Η παραπάνω σχέση εκφράζει την αναλογία της πίεσης με την πυκνότητα του αέρα και τη θερμοκρασία. Επίσης, υπό σταθερή θερμοκρασία κάθε μεταβολή στην ατμοσφαιρική πίεση επιφέρει αντίστοιχη μεταβολή στην πυκνότητα και αντίστροφα.

 

1.5. Υδροστατική Ισορροπία

 

Για να γίνουν αντιληπτές οι διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στην ατμόσφαιρα και διαμορφώνουν τον καιρό, θα πρέπει να εξεταστεί η κατακόρυφη μεταβολή της πίεσης. Όπως έχει ήδη αναφερθεί η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται με το ύψος, για να μηδενιστεί σχεδόν στα 50 km. Γενικά, στην ατμόσφαιρα επικρατεί η υδροστατική ισορροπία. Δηλαδή, το σύνολο των κατακόρυφων δυνάμεων βρίσκεται σε ισορροπία και κατά συνέπεια δεν υπάρχει κατακόρυφη επιτάχυνση. Η συγκεκριμένη θεώρηση δεν ισχύει σε ισχυρά καταιγιδοφόρα συστήματα, καθώς αυτά έχουν σχετικά μικρή κατακόρυφη έκταση σε σχέση με το βάθος της ατμόσφαιρας. Στο πλαίσιο της υδροστατικής ισορροπίας το σύνολο των δυνάμεων που ασκούνται στο κατακόρυφο θα είναι μηδέν:

 

 

 

 

όπου PGF είναι η δύναμη βαροβαθμίδας (Pressure Gradient Force) και g η επιτάχυνση της βαρύτητας της Γης, αναφερόμενη σε μοναδιαία μάζα (Σχήμα 1.5). Η συγκεκριμένη σχέση αναλύεται στην:

 

 

 

 

Η παραπάνω σχέση αποτελεί την υδροστατική εξίσωση, κατά την οποία ο ρυθμός μείωσης της πίεσης με το ύψος (dp/dz) είναι ανάλογος της πυκνότητας (ρ) και της βαρύτητας (g). Η απόδειξη του τύπου της υδροστατικής εξίσωσης δίνεται στο Κεφάλαιο 2.

 

 

 

Σχήμα 1.5 Υδροστατική ισορροπία της δύναμης βαροβαθμίδας με τη βαρύτητα (τροποποίηση από το πρόγραμμα COMET, http://www.meted.ucar.edu).

 

 

 

1.6. Η Φυσική Στρωμάτωση της Ατμόσφαιρας

 

Η κατακόρυφη στρωμάτωση της ατμόσφαιρας βασίζεται στη μεταβολή της θερμοκρασίας καθ’ ύψος. Η θερμοβαθμίδα της ατμόσφαιρας στα κατώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα ακολουθεί τον ρυθμό ελάττωσης με το ύψος που έχει αναφερθεί στην Παράγραφο 1.4, δηλαδή 6,5°C/1000m για τον ξηρό αέρα, μέχρι το ύψος των 12±4km από την επιφάνεια. Η ατμόσφαιρα διαιρείται σε 4 βασικά στρώματα: την τροπόσφαιρα, την στρατόσφαιρα, τη μεσόσφαιρα και τη θερμόσφαιρα (Σχήμα 1.6).

 

 

 

Σχήμα 1.6 Κατανομή της θερμοκρασίας (°C) με το ύψος (km) και παράσταση της βασικής στρωμάτωσης της ατμόσφαιρας (τροποποίηση από το πρόγραμμα COMET, http://www.meted.ucar.edu).

 

 

 

1.6.1. Τροπόσφαιρα

 

Τροπόσφαιρα ονομάζεται το κατώτερο τμήμα της ατμόσφαιρας της Γης, το οποίο εμφανίζει κατακόρυφη θερμοβαθμίδα 6,5°C/1000m ή 0,65°C/100m. Στην τροπόσφαιρα καθορίζονται τα βασικά χαρακτηριστικά των ατμοσφαιρικών φαινομένων που επηρεάζουν τη διαμόρφωση του καιρού στην επιφάνεια. Το τμήμα της τροπόσφαιρας που εκτείνεται από την επιφάνεια μέχρι το ύψος των 1500 m περίπου αποτελεί το στρώμα τριβής, που ονομάζεται ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα (ΑΟΣ), μέσα στο οποίο λαμβάνουν χώρα οι περισσότερες ημερήσιες μεταβολές της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας. Η τροπόσφαιρα χωρίζεται, επιπλέον, σε 4 υποπεριοχές ανάλογα με τη μεταβολή της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας.

 

·         Κατώτερη τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από την επιφάνεια έως 1,5 km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0,3-0,4°C/100m.

·         Μέση τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από 1,5 έως 6 km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0,5-0,6°C/100m.

·         Ανώτερη τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από 6 έως 9 km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0,65-0,75°C/100m.

·         Όρια τροπόπαυσης, τα οποία εκτείνονται από 9 km και άνω και παρουσιάζουν τιμή θερμοβαθμίδας 0,2-0,5°C/100m.

 

Οι τιμές της θερμοβαθμίδας στην κατώτερη τροπόσφαιρα συχνά αποκλίνουν από τις αναφερόμενες τιμές σε περιπτώσεις έντονης αστάθειας ή αναστροφών θερμοκρασίας, οι οποίες αναλύονται στο Κεφάλαιο 2. Στην τροπόσφαιρα οι οριζόντιες συνιστώσες της ταχύτητας του ανέμου αυξάνουν με το ύψος, λόγω μείωσης της δύναμης τριβής που αναπτύσσεται ανάμεσα στα μόρια του αέρα και την επιφάνεια του εδάφους. Επίσης, στην τροπόσφαιρα σημαντικές είναι και οι κατακόρυφες κινήσεις των αερίων μαζών, οι οποίες σε συνδυασμό με την παρουσία υδρατμών διαμορφώνουν τα καιρικά συστήματα. Το δε πάχος της τροπόσφαιρας είναι περίπου 12±4km από την επιφάνεια της Γης, ενώ το άνω όριό της αποτελεί την τροπόπαυση.

 

1.6.2. Τροπόπαυση

 

Η τροπόπαυση αποτελεί τη μεταβατική ζώνη ανάμεσα στην τροπόσφαιρα και το υπερκείμενο αυτής στρώμα, τη στρατόσφαιρα. Όπως φαίνεται στο Σχήμα 1.6, η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα στην τροπόπαυση παραμένει μηδενική (θεωρείται σχεδόν ισόθερμο στρώμα), στοιχείο που αποτελεί και ένα από τα κριτήρια προσδιορισμού του ύψους εκκίνησής της και του πάχους της. Το ύψος στο οποίο βρίσκεται η τροπόπαυση μεταβάλλεται τόσο κατά γεωγραφικό πλάτος, όσο και εποχιακά, ενώ σε μέσα γεωγραφικά πλάτη (30°-40°) διακόπτεται. Η τροπική τροπόπαυση επικρατεί σε πλάτη 0°-30° και απαντάται σε ύψη 14-17 km από την επιφάνεια, ενώ η πολική τροπόπαυση σε πλάτη 40°-90° και σε ύψη 7-12 km αντίστοιχα. Στη ζώνη ασυνέχειας των δύο τροποπαύσεων αναπτύσσεται στενό ρεύμα αέρα με πολύ υψηλές ταχύτητες (>35 m s-1), που καλείται αεροχείμαρρος (jet-stream).

Το ύψος της τροπόπαυσης μεταβάλλεται με βάση την ύπαρξη συστημάτων καιρού. Συνεπώς η τροπόπαυση βρίσκεται σε ύψος μεγαλύτερο της μέσης τιμής, σε περιοχές που επικρατούν αντικυκλωνικά συστήματα (βαρομετρικά υψηλά), αλλά χαμηλότερα, σε περιοχές που επικρατούν υφέσεις (βαρομετρικά χαμηλά). Οι μέσες θερμοκρασίες της τροπικής τροπόπαυσης κυμαίνονται από -70° έως -80°C, ενώ στην πολική τροπόπαυση από -55° έως -60°C αντίστοιχα.

 

1.6.3. Στρατόσφαιρα

 

Το ατμοσφαιρικό στρώμα που ακολουθεί πάνω από την τροπόπαυση και μέχρι το ύψος των 50 km από την επιφάνεια της Γης καλείται στρατόσφαιρα. Από την τροπόπαυση μέχρι τα 35 km περίπου πάνω από την επιφάνεια εκτείνεται η κατώτερη στρατόσφαιρα, στην οποία η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα λαμβάνει σχεδόν μηδενικές τιμές και συνεπώς το στρώμα αυτό χαρακτηρίζεται από μεγάλη ευστάθεια και περιορισμένες κατακόρυφες κινήσεις αερίων μαζών (Σχήμα 1.6). Η οριζόντια κυκλοφορία στην κατώτερη στρατόσφαιρα είναι ιδιαίτερα σημαντική, ενώ λόγω των πολύ χαμηλών θερμοκρασιών που επικρατούν ο στρατοσφαιρικός αέρας είναι ιδιαίτερα ξηρός.

Η ανώτερη στρατόσφαιρα εκτείνεται από τα 35-50 km και βασικό χαρακτηριστικό της είναι η συνεχής αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα, η οποία σε ύψη κοντά στα 50 km φτάνει τους 0 °C. Η σημαντική αυτή αύξηση οφείλεται στις υψηλές συγκεντρώσεις όζοντος (Ο3) που παρατηρούνται σε αυτά τα ύψη (στρατοσφαιρικό όζον), το οποίο απορροφά το μεγαλύτερο μέρος της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας (0,2 μm<λ<0,3 μm), αυξάνει την κινητική ενέργεια των μορίων του στρώματος με αποτέλεσμα τη θέρμανσή του. Η ανώτερη στρατόσφαιρα χαρακτηρίζεται επίσης ως ένα απόλυτα ευσταθές στρώμα, λόγω της αύξησης της θερμοκρασίας με το ύψος, γεγονός που δεν επιτρέπει την ανάπτυξη κατακόρυφων κινήσεων αερίων μαζών. Το άνω όριο της στρατόσφαιρας, στο οποίο η θερμοβαθμίδα λαμβάνει τη μέγιστη τιμή της και χαρακτηρίζεται από ισοθερμική συμπεριφορά, καλείται στρατόπαυση. Στο τμήμα της ατμόσφαιρας από την επιφάνεια της Γης μέχρι την στρατόπαυση περιλαμβάνεται το 99,9% της συνολικής μάζας της ατμόσφαιρας.

 

1.6.4. Μεσόσφαιρα

 

Πάνω από τη στρατόπαυση η θερμοκρασία αρχίζει να μειώνεται σημαντικά με το ύψος. Το ατμοσφαιρικό στρώμα πάνω από τη στρατόπαυση και μέχρι το ύψος των 85 km από την επιφάνεια της Γης αποτελεί τη μεσόσφαιρα. Βασικό χαρακτηριστικό του συγκεκριμένου στρώματος είναι οι πολύ χαμηλές θερμοκρασίες (~-80 °C), οι οποίες οφείλονται κυρίως στην απουσία του όζοντος από την περιοχή. Η μεσόπαυση αποτελεί το διαχωριστικό στρώμα μεταξύ της μεσόσφαιρας και της θερμόσφαιρας και εντοπίζεται σε ύψος περίπου 85 km. Η μεσόπαυση θεωρείται ως το άνω όριο της ατμόσφαιρας, αλλά και το ψυχρότερο τμήμα αυτής με σταθερές θερμοκρασίες της τάξης των -90 °C.

 

1.6.5. Θερμόσφαιρα

 

Η ζώνη μεταξύ της μεσόπαυσης και του ύψους των 400 km περίπου από την επιφάνεια της Γης ονομάζεται θερμόσφαιρα (Σχήμα 1.7).

 

 

 

Σχήμα 1.7 Αναπαράσταση της βασικής στρωμάτωσης της ατμόσφαιρας.

 

 

Στη βάση της επικρατεί σταθερή θερμοκρασιακή δομή, αυτή της μεσόπαυσης, ενώ στη συνέχεια αυξάνει προσεγγίζοντας στα ανώτατα όριά της τους 700 °C. Στη θερμόσφαιρα απορροφάται το μεγαλύτερο μέρος της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας σε μήκη κύματος λ<0,2 μm κυρίως από το μοριακό οξυγόνο. Η ακτινοβολία αυτή παρέχει αρκετή ενέργεια για τη διάσπαση του μοριακού οξυγόνου σε δύο άτομα οξυγόνου.

 

O2 + ηλιακή ακτινοβολία→O + O

 

Η ενέργεια που απελευθερώνεται από τη συγκεκριμένη διάσπαση αυξάνει την κινητική ενέργεια των ατόμων, και σε συνδυασμό με την ύπαρξη ελάχιστων ατόμων και μορίων έχει ως αποτέλεσμα τη μεγάλη αύξηση της θερμοκρασίας. Επίσης η θερμοκρασία της θερμόσφαιρας επηρεάζεται από την ηλιακή δραστηριότητα. Σε μέση ηλιακή δραστηριότητα η θερμοκρασία της θερμόσφαιρας φτάνει τους 700 °C, ενώ σε ισχυρή ηλιακή δραστηριότητα προσεγγίζει τους 1700 °C.

 

1.7. Οι Κινήσεις της Γης

 

Η Γη περιστρέφεται πλήρως γύρω από το μητρικό της άστρο, τον ήλιο, σε ελλειπτική τροχιά με διάρκεια λίγο περισσότερη των 365 ημερών (ένα έτος). Ταυτόχρονα περιστρέφεται γύρω από τον εαυτό της με πλήρη περιστροφή σε 24 ώρες (1 ημέρα). Η μέση απόσταση Γης-Ηλίου είναι 150 εκατομμύρια km με ελάχιστη απόσταση 147 εκατομμύρια km στο περιήλιο τον Ιανουάριο και 152 εκατομμύρια km στο αφήλιο τον Ιούλιο (Σχήμα 1.8).

 

 

 

Σχήμα 1.8 Η ελλειπτική τροχιά της γης γύρω από τον ήλιο.

 

 

Από το ποσό της ηλιακής ενέργειας που δέχεται η επιφάνεια της Γης διαμορφώνονται οι εποχές στον πλανήτη. Το ποσό εξαρτάται κυρίως από τη γωνία πρόσπτωσης του ηλιακού φωτός και από τη διάρκεια της ημέρας σε κάθε γεωγραφικό πλάτος. Η ηλιακή ενέργεια που προσπίπτει κάθετα στην επιφάνεια της γης προσδίδει αρκετά μεγαλύτερη ενέργεια από την αντίστοιχη υπό γωνία, καθώς το ίδιο ποσό ενέργειας κατανέμεται σε μεγαλύτερη επιφάνεια (Σχήμα 1.9). Επιπλέον, όσο μεγαλύτερη είναι η γωνία πρόσπτωσης, τόσο μεγαλύτερη η απορρόφηση και σκέδαση της, καθώς διατρέχει μεγαλύτερα ατμοσφαιρικά στρώματα. Συνεπώς, ο ήλιος κοντά στον ορίζοντα μίας περιοχής προσφέρει σημαντικά μικρότερα ποσά ενέργειας σε σχέση με τα αντίστοιχα σε μεγάλα ύψη.

 

 

 

Σχήμα 1.9 Το ηλιακό φως καλύπτει μεγαλύτερη επιφάνεια υπό γωνία σε σχέση με την κάθετη ακτινοβόληση.

 

 

Η διάρκεια της ημέρας αποτελεί έναν εξίσου σημαντικό παράγοντα προσφοράς ενέργειας προς την επιφάνεια. Προφανώς, όσο μεγαλύτερη είναι η διάρκεια της ημέρας, τόσο μεγαλύτερη η προσφορά θερμότητας από τον ήλιο. Είναι γνωστό επίσης πως κατά τη θερινή περίοδο ο ήλιος βρίσκεται στην υψηλότερη θέση του στον ουρανό κάθε περιοχής. Αυτό οφείλεται στην κλίση του πλανήτη κατά 23,5° καθώς περιστρέφεται γύρω από τον ήλιο (Σχήμα 1.10).

 

 

 

Σχήμα 1.10 Η γη παρουσιάζει κλίση 23,5° κατά την περιστροφή της γύρω από τον ήλιο Ο άξονας της γης δείχνει πάντα προς την ίδια κατεύθυνση. Τον Ιούνιο, στο θερινό ηλιοστάσιο, το Βόρειο Ημισφαίριο έχει κλίση προς τον ήλιο με αποτέλεσμα μεγαλύτερη ροή ακτινοβολίας προς αυτές τις περιοχές του Βόρειου Ημισφαιρίου. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε τη συμβατική θεώρηση σχετικά με την περιστροφική κίνηση της γης και των υπόλοιπων πλανητών στο ηλιακό σύστημα (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

 

1.8. Εργαστηριακή Εφαρμογή

 

Μονάδες θεμελιωδών μεγεθών στην ατμόσφαιρα και μετατροπές τους.

 

 

Φαινόμενο

Όνομα μονάδας

Ανάλυση σε βασικές μονάδες

Εναλλακτικές μονάδες (εκτός SI)

Δύναμη

Newton (N)

kg-m-s-2

dyne; pound

Ενέργεια

Joule (J)

N-m

erg; foot-lb; calorie

Ισχύς

Watt (W)

J-s-1

Horsepower

Πίεση

Pascal (Pa)

N-m-2

lb-in-2; bar; torr; atmosphere; in-Hg

Θερμοκρασία

Kelvin (K)

none

Celcius; Fahrenheit

 

 

 

Όνομα

Σύντμηση

109

giga

G

106

mega

M

103

kilo

k

102

hecta

h

101

deka

da

10-1

deci

d

10-2

centi

c

10-3

milli

m

10-6

micro

m

10-9

nano

n

 

 

Πίεση

Θερμοκρασία

Ενέργεια

Μήκος

Ταχύτητα

1 millibar (mb) = 102 Pa = hecto-Pascal (hPa),

1 atmosphere (atm) = 101325 Pa = 1013,25 mb,

inches of mercury (inHg), 29,92 inHg=1013,25mb=1 atm

Celcius (°C) = K – 273,15

Fahrenheit (F) = (9/5)°C + 32

Calorie (cal) = 4,184 J

1 μίλι (mi) = 1,61 km = 1760 yds,

1 ναυτικό μίλι (M) = 1,1 mi = 2000 yds

1 κόμβος (kt) = ναυτικό μίλι ανά ώρα = 1,15 mph 0,514 ms-1

 

 

Εξοπλισμός, καταγραφή δεδομένων και αναπαράστασή τους από έναν τυπικό μετεωρολογικό σταθμό επιφανείας (Σχήματα 1.11, 1.12 και 1.13).

 

 

 

Σχήμα 1.11 Ο αυτόματος μετεωρολογικός σταθμός του Χαροκόπειου Πανεπιστημίου. Αποτελείται από κυπελλοφόρο ανεμόμετρο και ανεμοδείκτη στα 10 μέτρα, βροχόμετρο στα 5 μέτρα, θερμόμετρο και υγρόμετρο στα 2 μέτρα και βαρόμετρο στον χώρο του καταγραφέα δεδομένων (data logger).

 

 

 

Σχήμα 1.12 Δείγμα δεδομένων από τον αυτόματο μετεωρολογικό σταθμό του Χαροκόπειου Πανεπιστημίου. Η πρώτη στήλη αντιστοιχεί στην ώρα (σε UTC), η δεύτερη στήλη στη θερμοκρασία του αέρα (°C), η τρίτη στήλη στη σχετική υγρασία του αέρα (%), η τέταρτη στήλη στην πίεση του εδαφικού νερού (cbar), η πέμπτη στήλη στην ατμοσφαιρική πίεση στη θέση του σταθμού (mbar), η έκτη στήλη στην ταχύτητα του ανέμου (m s-1), η έβδομη στήλη στη διεύθυνση του ανέμου (°) και η όγδοη στήλη στη βροχόπτωση (l m-3).

 

 

 

Σχήμα 1.13 Διαγράμματα των καταγραφών της θερμοκρασίας και της ταχύτητας του ανέμου από τον μετεωρολογικό σταθμό του Χαροκόπειου Πανεπιστημίου.

 

 

Συμβολισμός και αποτύπωση καταγραφών δεδομένων από μετεωρολογικούς σταθμούς (Σχήμα 1.14).

 

 

 

Σχήμα 1.14 Αποτύπωση της θερμοκρασίας, της θερμοκρασίας δρόσου και της ατμοσφαιρικής πίεσης στη μέση στάθμη θάλασσας στη θέση ενός μετεωρολογικού σταθμού. Συμβολισμός της ταχύτητας και διεύθυνσης του ανέμου, της νεφοκάλυψης και του παρόντος καιρού.

 

 

Η θερμοκρασία δρόσου απεικονίζει την ποσότητα υγρασίας στον αέρα. Είναι η θερμοκρασία στην οποία πρέπει να ψυχθεί ο αέρας (σε σταθερή πίεση) για να καταστεί κορεσμένος σε υδρατμούς (saturation). Ο αέρας βρίσκεται σε κατάσταση κορεσμού, όταν περιέχει τη μέγιστη ποσότητα υδρατμών στις συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασία.

Η πίεση στη μέση στάθμη θάλασσας κωδικοποιείται με βάση τα 3 τελευταία ψηφία της καταγραφής. Στο Σχήμα 1.14 η τιμή 027 αντιστοιχεί σε πίεση 1002,7 hPa με το τελευταίο ψηφίο (7) να προσδιορίζει την δεκαδική τιμή. Ανάλογα, καταγραφή 827 στη θέση του σταθμού αντιστοιχεί σε πίεση 982,7 hPa.

Στη θέση του παρόντος καιρού υπάρχουν πολλαπλοί συνδυασμοί είδους και έντασης κατακρημνισμάτων (Σχήμα 1.15).

 

 

 

Σχήμα 1.15 Αποτύπωση του είδους και της έντασης των κατακρημνισμάτων σε έναν μετεωρολογικό σταθμό.

 

 

Η κάλυψη του ουράνιου θόλου από νέφωση αποτυπώνεται ανά κλάσμα του ενός τετάρτου (Σχήμα 1.16).

 

 

 

Σχήμα 1.16 Αποτύπωση της νεφοκάλυψης σε έναν μετεωρολογικό σταθμό.

 

 

Η διεύθυνση και η ένταση του ανέμου συμβολίζονται με μορφή ακίδας βέλους (wind barb). Η παύλα βρίσκεται αριστερά του βέλους του ανέμου στο Βόρειο Ημισφαίριο και δεξιά στο νότιο. Κάθε πλήρης παύλα αντιστοιχεί σε ένταση 10 κόμβων και κάθε μισή παύλα σε 5 κόμβους. Η τριγωνική σημαία αντιστοιχεί σε ταχύτητα ανέμου 50 κόμβων (Σχήμα 1.17). Η κορυφή του βέλους δείχνει τη διεύθυνση από την οποία πνέει ο άνεμος. Στο Σχήμα 1.14 η ένταση του ανέμου είναι 15 κόμβοι από νοτιοανατολική (ΝΑ) διεύθυνση.

 

 

 

Σχήμα 1.17 Αποτύπωση της έντασης και της διεύθυνσης του ανέμου υπό μορφή ακίδας βέλους σε έναν μετεωρολογικό σταθμό.

 

 

Οι καταγραφές από το δίκτυο των μετεωρολογικών σταθμών επιφανείας πάνω σε έναν γεωγραφικό χάρτη αποτυπώνουν τα βασικά χαρακτηριστικά του καιρού σε μία περιοχή (Σχήματα 1.18 και 1.19). Από τις καταγραφές της πίεσης στη μέση στάθμη θάλασσας ή της θερμοκρασίας αέρα μπορούν να χαραχθούν οι αντίστοιχες ισοβαρείς ή ισόθερμες καμπύλες.

 

 

 

Σχήμα 1.18 Αποτύπωση των κωδικοποιημένων καταγραφών από δίκτυο μετεωρολογικών σταθμών σε γεωγραφικό χάρτη.

 

 

 

 

 

Σχήμα 1.19 Τρόπος χάραξης ισοπληθών καμπυλών με βάση τιμές κανονικοποιημένες στον χώρο Στην προκειμένη περίπτωση χαράσσονται ισόθερμες καμπύλες ανά 2°C. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για διαδραστική εξάσκηση χάραξης ισοβαρών καμπυλών από τις τιμές ατμοσφαιρικής πίεσης σε χάρτη επιφανείας (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

 

 

Βιβλιογραφία/Αναφορές

 

Ahrens C. D. (2006). Meteorology Today, Brooks Cole; 8th edition (February 17, 2006), ISBN-13: 978-0-8400-5308-4.

Holton J. R. (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press; 4th edition, ISBN-13: 978-0123540157.

Wallace J.M., and P.V. Hobbs (2006) Atmospheric Science. An Introductory Survey, Academic Press, Elsevier, ISBN 13: 978-0-12-732951-2.

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης με απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Εξηγήστε με ποιον τρόπο η ατμόσφαιρα της Γης προστατεύει τους ζώντες οργανισμούς στην επιφάνεια της;

 

Απάντηση/Λύση

Τους προστατεύει μέσω της απορρόφησης του συνόλου της υπεριώδους ακτινοβολίας από το όζον στην στρατόσφαιρα.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Τι είναι η ατμοσφαιρική πίεση;

 

Απάντηση/Λύση

Η ατμοσφαιρική πίεση σε κάθε ύψος αντιστοιχεί στη συνολική μάζα του αέρα πάνω από το ύψος αυτό. Η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται με το ύψος.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Τι είναι η θερμοβαθμίδα;

 

Απάντηση/Λύση

Η θερμοβαθμίδα αποτελεί τη μεταβολή της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας με το ύψος. Συνήθως η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας μειώνεται με το ύψος (γιατί;). Οι περιπτώσεις στις οποίες η θερμοκρασία αυξάνει με το ύψος καλούνται θερμοκρασιακές αναστροφές.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Σε ποιο ατμοσφαιρικό στρώμα αναπτύσσονται τα καιρικά φαινόμενα που γνωρίζουμε;

 

Απάντηση/Λύση

Στην τροπόσφαιρα, η οποία είναι το πρώτο ατμοσφαιρικό στρώμα από την επιφάνεια της γης.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Ποια είναι η χαμηλότερη θερμοκρασία που έχει μετρηθεί ποτέ στην ατμόσφαιρα;

 

Απάντηση/Λύση

Η χαμηλότερη θερμοκρασία -153°C έχει μετρηθεί σε ύψος 93 km πάνω από την περιοχή Point Barrow της Αλάσκα από πύραυλο τον Ιούνιο του 1966.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Ποια είναι η τυπική τιμή της ατμοσφαιρικής πίεσης στη μέση στάθμη θάλασσας;

 

Απάντηση/Λύση

Είναι 1013,25 mb.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 7

Σε ποιο ατμοσφαιρικό στρώμα εντοπίζεται απότομη αύξηση της θερμοκρασίας με το ύψος;

 

Απάντηση/Λύση

Η στρατόσφαιρα εκτείνεται από τα 12-50 km και βασικό χαρακτηριστικό της είναι η συνεχής αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα, η οποία σε ύψη κοντά στα 50 km φτάνει τους 0 °C. Η σημαντική αύξηση οφείλεται στις υψηλές συγκεντρώσεις όζοντος (Ο3) που παρατηρούνται σε αυτά τα ύψη (στρατοσφαιρικό όζον), το οποίο απορροφά το μεγαλύτερο μέρος της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας (0,2μm<λ<0,3μm), και αυξάνει την κινητική ενέργεια των μορίων του στρώματος με αποτέλεσμα τη θέρμανσή του.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 8

Να υπολογιστεί η μάζα ατμοσφαιρικής στήλης με εμβαδό βάσης 1 m2.

 

Απάντηση/Λύση

Από την σχέση (1.2) υπολογίζεται το βάρος της αέριας στήλης και στη συνέχεια η μάζα (Σχήμα 1.20).

 

 

 

 

 

Σχήμα 1.20 Ατμοσφαιρική στήλη διατομής 1m.

 

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης χωρίς απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Ποια είναι η πρωταρχική πηγή ενέργειας για την ατμόσφαιρα της Γης;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Ποια είναι τα βασικά στοιχεία του καιρού;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Ποιες οι διαφοροποιήσεις καιρού και κλίματος;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Αναπτύξτε τουλάχιστον 6 τρόπους με τους οποίους επηρεάζονται οι ανθρώπινες δραστηριότητες από τον καιρό και το κλίμα.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Με βάση το Σχήμα 1.21, να αναφέρετε ποιες τιμές καταγράφηκαν στον σταθμό εδάφους, καθώς και τις μονάδες τους σχετικά με:

Α. τη θερμοκρασία του αέρα

Β. την πίεση στη μέση στάθμη θάλασσας

Γ. τη θερμοκρασία δρόσου

Δ. τη διεύθυνση και ταχύτητα ανέμου

Ε. το ποσοστό της νεφοκάλυψης

Με βάση τις τιμές θερμοκρασίας και θερμοκρασίας (σημείο) δρόσου, τι πιστεύετε σχετικά με την υγρασία του αέρα στην περιοχή του σταθμού της παρατήρησης;

 

 

 

Σχήμα 1.21 Καταγραφή στοιχείων μετεωρολογικού σταθμού επιφανείας.

 

 


 

Κεφάλαιο 2

 

Σύνοψη

Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά της ατμόσφαιρας και οι θεμελιώδεις νόμοι των αερίων που τη διέπουν. Ιδιαίτερη έμφαση δίνεται στην κατακόρυφη ισορροπία των δυνάμεων και στη στατική της ατμόσφαιρας. Η εργαστηριακή άσκηση στο τέλος του κεφαλαίου βοηθά στην κατανόηση των συνθηκών αστάθειας και ευστάθειας στην ατμόσφαιρα, μέσα από πλήθος διαγραμμάτων και διαδραστικών αντικειμένων.

 

Προαπαιτούμενη γνώση

Για καλύτερη κατανόηση των εννοιών και των μαθηματικών σχέσεων προτείνεται η αναδρομή στο εισαγωγικό κεφάλαιο του συγγράμματος, καθώς και σε βασικές έννοιες μαθηματικών (ολοκληρώματα, παράγωγοι, διαφορικές εξισώσεις) και φυσικής (θερμοδυναμική).

 

2. Θερμοδυναμική της Ατμόσφαιρας

 

Η θερμοδυναμική θεωρείται από τις πιο σημαντικές επιστήμες της φυσικής. Εκτός από τη φυσική έχει εφαρμογές στη χημεία, στις γεωεπιστήμες, αλλά και στη βιολογία και την οικονομία. Η θερμοδυναμική παίζει έναν σημαντικό ρόλο στην κατανόηση των ατμοσφαιρικών φαινομένων από τις στοιχειώδεις μικροφυσικές διεργασίες στα νέφη μέχρι τη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας και την κλιματική αλλαγή.

 

2.1. Νόμοι των Αερίων

 

Εργαστηριακά πειράματα έδειξαν ότι η πίεση, ο όγκος και η θερμοκρασία κάθε αερίου σχετίζονται μέσω της καταστατικής εξίσωσης. Το σύνολο των αερίων ακολουθούν την καταστατική εξίσωση, η οποία αναφέρεται και ως εξίσωση ιδανικών αερίων. Η γενική μορφή της εξίσωσης είναι:

 

 

 

 

όπου p, V, m, T αποτελούν την πίεση (Pa), τον όγκο (m3), τη μάζα (kg) και την απόλυτη θερμοκρασία (σε Kelvin, K=C+273,15) αντίστοιχα, ενώ R είναι η σταθερά των αερίων η οποία εξαρτάται από τη μοριακή δομή του κάθε αερίου. Επειδή ρ=m/V, όπου ρ η πυκνότητα του αερίου, η σχέση (2.1) γράφεται:

 

 

 

 

Για τη μονάδα μάζας ενός αερίου η σχέση (2.1) μπορεί να γραφεί ως:

 

 

 

 

όπου α=1/ρ καλείται ειδικός όγκος των αερίων και αποτελεί τον όγκο που καταλαμβάνει η μονάδα μάζας του αερίου σε συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας. Για σταθερή θερμοκρασία, Τ, η σχέση (2.1) εκφράζει το νόμο του Boyle: ο όγκος ενός αερίου είναι αντιστρόφως ανάλογος της πίεσης για συγκεκριμένη μάζα του αερίου σε σταθερές συνθήκες θερμοκρασίας. Οι μεταβολές της φυσικής κατάστασης ενός αερίου σε σταθερές συνθήκες θερμοκρασίας ονομάζονται ισόθερμες. Ανάλογα, ο 1ος νόμος του Charles αναφέρει ότι ο όγκος ενός αερίου είναι ανάλογος της απόλυτης θερμοκρασίας του για συγκεκριμένη μάζα του αερίου και σε σταθερές συνθήκες πίεσης.

Ως γραμμομοριακό βάρος ή mole (mol) ορίζεται το μοριακό βάρος, M, ενός αερίου εκφρασμένο σε γραμμάρια. Για παράδειγμα, το γραμμομοριακό βάρος του νερού, δηλαδή 1 mol νερού, είναι 18,015 g. Το πλήθος των moles (n) σε μάζα m (g) δίνεται:

 

 

 

 

Είναι γνωστό ότι 1 mol κάθε αερίου περιέχει το ίδιο πλήθος μορίων. Συνεπώς ο αριθμός των μορίων σε 1 mol αερίου αποτελεί μία παγκόσμια σταθερά που καλείται αριθμός του Avogadro: NA = 6,022 × 1023 ανά mol.

Με βάση την υπόθεση του Avogadro, τα αέρια που περιέχουν τον ίδιο αριθμό μορίων καταλαμβάνουν τον ίδιο όγκο σε ίδιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας. Συνεπώς για το ίδιο πλήθος μορίων αερίου η σταθερά R της σχέσης (2.1) θα είναι η ίδια. Δηλαδή η σταθερά R για 1 mol είναι η ίδια για όλα τα αέρια και καλείται παγκόσμια σταθερά των αερίων (R*). Η τιμή της είναι 8,3145 J K-1mol-1. Έτσι η εξίσωση των ιδανικών αερίων για 1 mol οποιουδήποτε αερίου λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

και για n moles κάθε αερίου:

 

 

 

 

Η σταθερά των αερίων για 1 μόριο οποιουδήποτε αερίου είναι η σταθερά k του Boltzmann. Επειδή η σταθερά των αερίων για NA μόρια είναι R* ισχύει:

 

 

 

 

Για ένα αέριο που περιέχει n0 μόρια ανά μονάδα όγκου η εξίσωση των ιδανικών αερίων γίνεται:

 

 

 

 

Εάν η πίεση και ο ειδικός όγκος του ξηρού αέρα είναι pd και ad αντίστοιχα, τότε η εξίσωση (2.3) των ιδανικών αερίων γίνεται:

 

 

 

 

όπου Rd είναι η σταθερά των αερίων για 1 kg ξηρού αέρα. Ανάλογα με τη σχέση (2.4) ορίζεται το φαινόμενο μοριακό βάρος Md του ξηρού αέρα ως η ολική μάζα (g) των συστατικών του ξηρού αέρα προς τον ολικό αριθμό των moles των συστατικών του. Δηλαδή:

 

 

 

 

Όπου mi και Mi αποτελούν τη μάζα (g) και το μοριακό βάρος αντίστοιχα του i-συστατικού του μίγματος. Το φαινόμενο μοριακό βάρος του ξηρού αέρα είναι 28,97. Επειδή R* είναι η σταθερά των αερίων για 1 mol οποιουδήποτε αερίου ή για Md (=28,97) γραμμάρια ξηρού αέρα, η σταθερά των αερίων για 1 g ξηρού αέρα είναι R*/Md, ενώ για 1 kg ξηρού αέρα είναι:

 

 

 

 

Η εξίσωση των ιδανικών αερίων μπορεί να εφαρμοστεί για κάθε συστατικό του αέρα ξεχωριστά. Για παράδειγμα στην περίπτωση των υδρατμών η σχέση (2.3) λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

όπου e και αν είναι η πίεση και ο ειδικός όγκος των υδρατμών αντίστοιχα, ενώ Rν είναι η σταθερά του αερίου για 1 kg μάζας υδρατμών. Επειδή το μοριακό βάρος των υδρατμών είναι Mw (=18,016) και η σταθερά του αερίου για Mw γραμμάρια υδρατμών είναι R* ισχύει:

 

 

 

 

Από τις (2.11) και (2.13) προκύπτει:

 

 

 

 

Επειδή ο αέρας είναι μίγμα αερίων ισχύει ο νόμος του Dalton: η συνολική πίεση ενός μίγματος αερίων που δεν αντιδρούν χημικά μεταξύ τους είναι ίση με το άθροισμα των επιμέρους πιέσεων των συστατικών του αέριου μίγματος.

 

2.2. Υδροστατική Εξίσωση

 

Η πίεση του αέρα σε κάθε ύψος στην ατμόσφαιρα προέρχεται από τη δύναμη που ασκείται στη μονάδα επιφάνειας από το βάρος της υπερκείμενης στήλης αέρα. Συνεπώς, η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται με την αύξηση του ύψους από την επιφάνεια. Η δύναμη με φορά προς τα πάνω, που εφαρμόζεται σε ένα λεπτό στρώμα αέρα, λόγω ελάττωσης της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος βρίσκεται σχεδόν σε ισορροπία με τη δύναμη της βαρύτητας που ασκεί η Γη στο συγκεκριμένο στρώμα αέρα και έχει φορά προς τα κάτω. Η ισορροπία των δυνάμεων προς τα πάνω και προς την επιφάνεια της Γης σε μία αέρια μάζα ονομάζεται υδροστατική ισορροπία και έχει αναλυθεί στην Παράγραφο 1.5.

Έστω μία κατακόρυφη στήλη αέρα με μοναδιαία διατομή (Σχήμα 2.1). Η μάζα του αέρα μεταξύ των υψών z και zz στη στήλη είναι ρδz, όπου ρ η πυκνότητα του αέρα σε ύψος z. Η δύναμη που ασκείται στο στρώμα αέρα λόγω βαρύτητας είναι gρδz, όπου g η επιτάχυνση της βαρύτητας σε ύψος z.

 

 

 

Σχήμα 2.1 Στοιχειώδης στήλη ατμοσφαιρικού αέρα με μοναδιαία επιφάνεια βάσης.

 

 

Στο συγκεκριμένο στρώμα αέρα μεταξύ z και z+δz ασκείται πίεση από τον περιβάλλοντα αέρα. Έστω η μεταβολή της πίεσης από το ύψος z ως το ύψος z+δz ότι είναι δp, όπως φαίνεται στο Σχήμα 2.1. Επειδή η πίεση μειώνεται με το ύψος η ποσότητα δp πρέπει να είναι αρνητική. Δηλαδή η πίεση p στη βάση του στρώματος πρέπει να είναι μεγαλύτερη από την πίεση p+δp, που ασκείται στην κορυφή του στρώματος. Συνεπώς η συνολική βαθμίδα πίεσης στο στρώμα είναι η θετική ποσότητα –δp. Σε μία ατμόσφαιρα που βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, η ισορροπία των δυνάμεων στο κατακόρυφο για δz→0 δίνεται από τη σχέση:

 

 

 

 

Η εξίσωση (2.15) αποτελεί την υδροστατική εξίσωση, ενώ το αρνητικό πρόσημο υποδηλώνει τη μείωση της πίεσης με το ύψος. Εάν η πίεση σε ύψος z είναι p(z) τότε ισχύει:

 

 

 

 

Με βάση τη σχέση (2.16) η πίεση σε ύψος z κατακόρυφης στήλης αέρα μοναδιαίας διατομής εξαρτάται από το βάρος του υπερκείμενου αέρα. Σε μία ομογενή ατμόσφαιρα η πίεση στη μέση στάθμη θάλασσας θα είναι περίπου 1,013x105 Pa=1013 hPa=1 atm.

Από την Παράγραφο 2.1, ο ειδικός όγκος των αερίων (α=1/ρ) μπορεί να αντικαταστήσει την πυκνότητα στη σχέση (2.15) και να προκύψει:

 

 

 

 

 

2.3. Γεωδυναμικό

 

Το γεωδυναμικό Φ σε συγκεκριμένο ύψος στην ατμόσφαιρα ορίζεται ως η ενέργεια που θα πρέπει να καταναλωθεί για την ανύψωση της μοναδιαίας μάζας αέρα από τη μέση στάθμη θάλασσας μέχρι το ύψος αυτό. Δηλαδή το γεωδυναμικό είναι η δυναμική ενέργεια αέριας μάζας 1 kg στο συγκεκριμένο ύψος. Οι μονάδες γεωδυναμικού είναι J kg-1 ή m2s-2. Η δύναμη σε N που επιδρά σε αέρια μάζα 1 kg σε ύψος z πάνω από τη μέση στάθμη θάλασσας είναι ίση με g. Η ενέργεια (Joule) που απαιτείται για την ανύψωση 1 kg από z σε z+dz είναι:

 

 

 

 

Όπως και η δυναμική ενέργεια, το γεωδυναμικό σε συγκεκριμένο ύψος στην ατμόσφαιρα εξαρτάται μόνο από τη θέση και όχι από τη διαδρομή. Από τις σχέσεις (2.17) και (2.18) προκύπτει:

 

 

 

 

Ανάλογα ορίζεται το γεωδυναμικό ύψος Z ως:

 

 

 

 

όπου g0 είναι η μέση τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας στην επιφάνεια της Γης (9,81 m s-1). Το γεωδυναμικό ύψος χρησιμοποιείται ως κατακόρυφη συντεταγμένη στις περισσότερες ατμοσφαιρικές εφαρμογές (μετεωρολογικοί χάρτες) στις οποίες η ενέργεια διαδραματίζει σημαντικό ρόλο (π.χ. μεγάλης και συνοπτικής κλίμακας ατμοσφαιρικές κινήσεις). Στον Πίνακα 2.1 φαίνεται πως οι τιμές του γεωμετρικού ύψους z και του γεωδυναμικού ύψους Z είναι ίδιες κοντά στην επιφάνεια όπου g0g.

 

 

z (km)

Z (km)

g(m s-2)

0

0

9,81

1

1,00

9,80

10

9,99

9,77

100

98,47

9,50

500

463,6

8,43

 

Πίνακας 2.1 Κατανομή του γεωδυναμικού ύψους (Z) και της επιτάχυνσης της βαρύτητας (g) με το γεωμετρικό ύψος (z) στην ατμόσφαιρα.

 

 

Αντικαθιστώντας την πυκνότητα ρ στη σχέση (2.15) από τη σχέση (2.2) προκύπτει:

 

 

 

 

και σε συνδυασμό με τη σχέση (2.18):

 

 

 

 

Εάν ολοκληρωθεί η παραπάνω εξίσωση για ένα ατμοσφαιρικό στρώμα με πιέσεις p1 και p2 και αντίστοιχα γεωδυναμικά Φ1 και Φ2 αντίστοιχα, προκύπτει:

 

 

 

 

Διαιρώντας την παραπάνω σχέση με g0 προκύπτει η διαφορά υψών σε γεωδυναμικά μέτρα του ατμοσφαιρικού στρώματος:

 

 

 

 

Η διαφορά Z2-Z1 ονομάζεται πάχος του ατμοσφαιρικού στρώματος για δύο επίπεδα πιέσεων p1 και p2.

 

2.4. Υψομετρική Εξίσωση

 

Σε μία ισόθερμη ατμόσφαιρα (T=σταθερή με το ύψος) η εξίσωση (2.24) γίνεται:

 

 

 

 

όπου

 

 

 

 

είναι η κλίμακα ύψους και εξαρτάται από τη θερμοκρασία του στρώματος. Η εξίσωση (2.25) καλείται υψομετρική εξίσωση. Επειδή η πίεση ελαττώνεται μονοτονικά με το ύψος, οι ισοβαρικές επιφάνειες (επιφάνειες σταθερής πίεσης) δεν τέμνονται ποτέ. Από την υψομετρική εξίσωση (2.25) προκύπτει ότι το πάχος του στρώματος μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών p1 και p2 είναι ανάλογο με τη μέση θερμοκρασία T του ατμοσφαιρικού στρώματος. Συνεπώς καθώς η μέση θερμοκρασία του στρώματος αυξάνει, ο αέρας μεταξύ των δύο επιπέδων πίεσης διαστέλλεται και το στρώμα γίνεται πιο παχύ.

 

2.5. Αναγωγή της Πίεσης στη Μέση Στάθμη Θάλασσας

 

Σε ορεινές περιοχές η διαφοροποίηση της ατμοσφαιρικής πίεσης στην επιφάνεια από έναν μετεωρολογικό σταθμό σε έναν άλλον γειτονικό είναι μεγάλη λόγω της διαφοράς του υψομέτρου. Για την εξάλειψη του συγκεκριμένου προβλήματος, ώστε οι σταθμοί να αποτυπώνουν αντικειμενικά τη μεταβολή της πίεσης με το πέρασμα ατμοσφαιρικών διαταραχών, είναι απαραίτητη η αναγωγή της πίεσης σε ένα κοινό ύψος αναφοράς. Το συγκεκριμένο ύψος είναι η μέση στάθμη θάλασσας (ΜΣΘ). Η υψομετρική εξίσωση (2.25) για Z1=0 γίνεται:

 

 

 

 

όπου οι δείκτες g και 0 αντιστοιχούν στις συνθήκες στο έδαφος και στη ΜΣΘ αντίστοιχα. Λύνοντας ως προς p0 προκύπτει η ανηγμένη πίεση στη ΜΣΘ:

 

 

 

 

 

2.6. 1ος Νόμος Θερμοδυναμικής

 

Κάθε σύστημα, υπό μορφή αέριας μάζας, έχει εσωτερική ενέργεια λόγω της κινητικής και δυναμικής ενέργειας των μορίων ή των ατόμων της. Όπως παρουσιάστηκε στην Παράγραφο 1.4, κάθε αύξηση της εσωτερικής κινητικής ενέργειας υπό μορφή μοριακών κινήσεων συνδέεται με αύξηση της θερμοκρασίας της αέριας μάζας, ενώ μεταβολές της δυναμικής ενέργειας των μορίων προέρχονται από μεταβολές των σχετικών θέσεων τους, λόγω των δυνάμεων που ασκούνται ανάμεσά τους.

Έστω ένα κλειστό σύστημα μοναδιαίας μάζας το οποίο λαμβάνει συγκεκριμένη ποσότητα θερμικής ενέργειας q (σε Joules), η οποία μπορεί να ληφθεί από αγωγιμότητα ή ακτινοβολία. Ως αποτέλεσμα το σύστημα αποδίδει έργο w (σε Joules). Η επιπλέον ενέργεια που λαμβάνεται από το σύστημα πέρα από την απόδοση έργου είναι q-w. Συνεπώς, εάν δεν υπάρξει κάποια μεταβολή της μακροσκοπικής κινητικής και δυναμικής ενέργειας του συστήματος τότε, με βάση την αρχή διατήρησης της ενέργειας, θα αυξηθεί η εσωτερική ενέργεια του συστήματος κατά q-w. Δηλαδή:

 

 

 

 

όπου u1 και u2 είναι οι εσωτερικές ενέργειες του συστήματος πριν και μετά τη μεταβολή. Σε διαφορική μορφή:

 

 

 

 

όπου dq είναι η διαφορική θέρμανση στο σύστημα, dw το στοιχειώδες διαφορικό έργο και du η διαφορική αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος. Οι σχέσεις (2.29) και (2.30) αποτελούν μαθηματικές εκφράσεις του πρώτου νόμου της θερμοδυναμικής, κατά τον οποίο η συνολική ενέργεια ενός μονωμένου συστήματος παραμένει σταθερή. Η ενέργεια μπορεί να μετασχηματιστεί από μία μορφή σε μία άλλη, αλλά δεν μπορεί να δημιουργηθεί ή να καταστραφεί. Η σχέση (2.30) αποτελεί ορισμό της διαφορικής εσωτερικής ενέργειας du. Η μεταβολή της du εξαρτάται αποκλειστικά από την αρχική και τελική κατάσταση του συστήματος και συνεπώς είναι ανεξάρτητη από τον τρόπο με τον οποίο το σύστημα μεταβαίνει από τη μία κατάσταση στην άλλη. Καμία από τις q και w δεν είναι συνάρτηση της κατάστασης του συστήματος, καθώς οι τιμές τους εξαρτώνται από το πώς ένα σύστημα μεταβαίνει από τη μία κατάσταση στην άλλη.

 

2.7. Ειδική Θερμότητα

 

Έστω στοιχειώδης ποσότητα θερμότητας dq, η οποία προσφέρεται στη μονάδα μάζας ενός αερίου και, με βάση τον 1ο θερμοδυναμικό νόμο, αυξάνει τη θερμοκρασία του από T σε T+dT χωρίς αλλαγές στη φάση του. Η αναλογία dq/dT καλείται ειδική θερμότητα του αερίου. Εάν ο όγκος του αερίου διατηρείται σταθερός, η ειδική θερμότητα σε σταθερό όγκο ορίζεται:

 

 

 

 

Σε σταθερό όγκο η σχέση (2.30) δίνει dq=du καθώς dw=pdV. Συνεπώς:

 

 

 

 

Επειδή σε ένα ιδανικό αέριο η εσωτερική ενέργεια u είναι συνάρτηση μόνο της θερμοκρασίας ισχύει γενικότερα:

 

 

 

 

Επίσης η εσωτερική ενέργεια u εξαρτάται από την αρχική και τελική κατάσταση του αερίου και όχι από τις ενδιάμεσες μετατροπές του, οπότε ολοκληρώνοντας την (2.32) προκύπτει:

 

 

 

 

Ανάλογα ορίζεται η ειδική θερμότητα σε σταθερή πίεση cp:

 

 

 

 

όπου το αέριο με την προσφορά θερμότητας διαστέλλεται με ανάλογη αύξηση της θερμοκρασίας του, αλλά υπό σταθερή πίεση. Σε αυτή την περίπτωση ένα μέρος της προσφερόμενης στο σύστημα θερμότητας καταναλώνεται στην παραγωγή έργου w, καθώς το αέριο διαστέλλεται υπό συνθήκες σταθερής πίεσης, ενώ το υπόλοιπο χρησιμοποιείται από το αέριο για να αυξήσει τη θερμοκρασία του. Ισχύει cp>cv διότι στην ισόχωρη μεταβολή η προσφερόμενη θερμότητα χρησιμοποιείται στο σύνολό της για τη θέρμανση του αερίου, ενώ στην ισοβαρή, όπως προαναφέρθηκε, μέρος της προσφερόμενης θερμότητας μετατρέπεται σε έργο. Η σχέση που συνδέει τις δύο ειδικές θερμότητες δίνεται:

 

 

 

 

όπου R η σταθερά των αερίων για ξηρό αέρα (287 J K-1 kg-1). Οι τιμές που λαμβάνουν οι cv και cp για ξηρό αέρα είναι 717 και 1004 J K-1 αντίστοιχα.

 

2.8. Ξηρή Αδιαβατική Θερμοβαθμίδα

 

Η ενθαλπία (ή αισθητή θερμότητα) ενός συστήματος ορίζεται ως:

 

 

 

 

όπου u η εσωτερική ενέργεια του συστήματος, p η πίεση και α ο ειδικός όγκος. Η σχέση (2.37) εκφράζει ότι η θερμότητα που προσφέρεται σε ένα σύστημα καταναλώνεται για την αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος (και συνεπώς αύξηση της θερμοκρασίας του) και την αύξηση του ειδικού όγκου σε συνθήκες σταθερής πίεσης. Αποδεικνύεται ότι:

 

 

 

 

όπου h αντιστοιχεί στη θερμότητα που απαιτείται για την αύξηση της θερμοκρασίας του συστήματος από 0 σε T (°K) υπό σταθερή πίεση. Υποθέτοντας ότι το θερμοδυναμικό σύστημα είναι μία αέρια μάζα που κινείται μέσα στην ατμόσφαιρα τότε συνδυάζοντας τις (2.19) και (2.38) προκύπτει:

 

 

 

 

Θεωρώντας μία στοιχειώδη μοναδιαία μάζα ξηρού αέρα, που συμπεριφέρεται σαν ιδανικό αέριο που υπόκειται μόνο σε αδιαβατικές μεταβολές (δηλαδή μεταβολές χωρίς πρόσληψη ή αποβολή θερμότητας, dq=0) και η ατμόσφαιρα βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, τότε από τον 1ο θερμοδυναμικό νόμο ισχύει:

 

 

 

 

διαιρώντας με dz και με βάση τη σχέση (2.18) προκύπτει:

 

 

 

 

όπου Γd καλείται ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Επειδή μία αέρια μάζα διαστέλλεται καθώς ανέρχεται στην ατμόσφαιρα, η θερμοκρασία της μειώνεται με το ύψος και συνεπώς η Γd είναι θετική ποσότητα. Αντικαθιστώντας g=9,81 m s-1 και cp=1004 J K-1 kg-1 στην (2.41) προκύπτει Γd=0,0098 K m-1 ή 9,8 K km-1, που αντιστοιχεί στην αριθμητική τιμή της αδιαβατικής θερμοβαθμίδας για ξηρό αέρα. Θα πρέπει να σημειωθεί πως η Γd είναι η βαθμίδα μεταβολής της θερμοκρασίας που ακολουθεί μία ξηρή αέρια μάζα, η οποία ανέρχεται ή κατέρχεται αδιαβατικά στην ατμόσφαιρα. Η πραγματική όμως θερμοβαθμίδα που μετριέται σε τυπικές ατμοσφαιρικές συνθήκες από μία ραδιοβόλιση εμφανίζει στην τροπόσφαιρα τιμές της τάξης 6-7 K km-1 και παρουσιάζει μεγάλη μεταβλητότητα ανά περιοχές.

 

2.9. Δυνητική Θερμοκρασία

 

Δυνητική θερμοκρασία θ μίας αέριας μάζας ορίζεται ως η θερμοκρασία που θα είχε η αέρια μάζα κατά την αδιαβατική εκτόνωση ή συμπίεσή της από συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας σε πίεση p0=1000 hPa. Αποδεικνύεται ότι:

 

 

 

 

Η σχέση (2.42) καλείται και εξίσωση του Poisson. Επειδή RRd=287,05 J K-1kg-1 και cpcpd=1004 J K-1 kg-1 τότε R/cp0,286.

Παράμετροι οι οποίοι παραμένουν σταθερές κατά τη διάρκεια συγκεκριμένων μεταβολών καλούνται διατηρούμενες. Η δυνητική θερμοκρασία θεωρείται διατηρούμενη ποσότητα για μία αέρια μάζα που μετακινείται στην ατμόσφαιρα κάτω από αδιαβατικές συνθήκες. Συνεπώς, η δυνητική θερμοκρασία μπορεί να θεωρηθεί σταθερή υπό συνθήκες που θεωρούνται αδιαβατικές.

 

2.10. Αναλογία Μίγματος και Ειδική Υγρασία

 

Η ποσότητα των υδρατμών σε συγκεκριμένο όγκο αέρα ορίζεται ως η αναλογία της μάζας mv των υδρατμών προς τη μάζα του ξηρού αέρα md. Ο λόγος αυτός καλείται αναλογία μίγματος w και ορίζεται:

 

 

 

 

Η αναλογία μίγματος εκφράζεται συνήθως σε γραμμάρια υδρατμών ανά χιλιόγραμμο ξηρού αέρα, αλλά σε ασκήσεις εκφράζεται αδιάστατα, δηλαδή σε kg υδρατμών ανά kg ξηρού αέρα. Στην ατμόσφαιρα οι τιμές του w κυμαίνονται από 0,5-5 g/kg σε μέσα γεωγραφικά πλάτη και περίπου 20 g/kg στους τροπικούς. Στην περίπτωση που δεν υπάρχει εξάτμιση ή συμπύκνωση, η αναλογία μίγματος μίας αέριας μάζας παραμένει σταθερή, είναι δηλαδή διατηρούμενη ποσότητα.

Η μάζα των υδρατμών mv στη μονάδα μάζας του αέρα (ξηρού και υδρατμών) καλείται ειδική υγρασία q:

 

 

 

 

 

2.11. Τάση Κορεσμένων Υδρατμών

 

Έστω κλειστό μονωμένο δοχείο η βάση του οποίου είναι καλυμμένη με καθαρό νερό σε θερμοκρασία Τ. Αρχικά θεωρούμε πως ο αέρας που περιέχεται στο δοχείο είναι τελείως ξηρός. Τότε το νερό θα αρχίσει να εξατμίζεται και τα μόρια υδρατμών στο δοχείο θα αυξάνουν, όπως επίσης και η πίεση των υδρατμών. Υπενθυμίζεται πως η πίεση των υδρατμών, e, ορίζεται από τη σχέση (2.12). Καθώς η πίεση των υδρατμών αυξάνει, αυξάνει και ο ρυθμός συμπύκνωσης υδρατμών από αέρια φάση σε υγρή. Όσο ο ρυθμός συμπύκνωσης είναι μικρότερος από τον ρυθμό εξάτμισης, τότε ο αέρας στο δοχείο καλείται ακόρεστος σε θερμοκρασία Τ (Σχήμα 2.2). Όταν η πίεση των υδρατμών στο δοχείο αυξηθεί στον βαθμό που ο ρυθμός συμπύκνωσης είναι ίσος με τον ρυθμό εξάτμισης (Σχήμα 2.3), τότε ο αέρας στο δοχείο θεωρείται κορεσμένος σε σχέση με μία επίπεδη επιφάνεια νερού σε θερμοκρασία Τ. Υπό αυτές τις συνθήκες η πίεση των υδρατμών es καλείται τάση κορεσμένων υδρατμών πάνω από επίπεδη επιφάνεια καθαρού νερού σε θερμοκρασία Τ.

 

 

 

Σχήμα 2.2 Δοχείο ακόρεστου αέρα σε σχέση με επίπεδη επιφάνεια νερού σε θερμοκρασία Τ. Τα μπλε σημεία αναπαριστούν μόρια νερού, ενώ τα βέλη με τα ανάλογα μήκη τους σχετικούς ρυθμούς εξάτμισης και συμπύκνωσης (τροποποίηση από Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

 

Σχήμα 2.3 Δοχείο  κορεσμένου αέρα σε σχέση με επίπεδη επιφάνεια νερού σε θερμοκρασία Τ. Τα μπλε σημεία αναπαριστούν μόρια νερού, ενώ τα βέλη με τα ανάλογα μήκη τους σχετικούς ρυθμούς εξάτμισης και συμπύκνωσης (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Ανάλογα, αν το νερό στο Σχήμα 2.3 αντικατασταθεί από επιφάνεια πάγου σε θερμοκρασία Τ και ο ρυθμός συμπύκνωσης των υδρατμών είναι ίσος με τον ρυθμό εξάτμισης για τον πάγο, η πίεση esi που ασκείται από τους υδρατμούς θα είναι η τάση κορεσμένων υδρατμών πάνω από επίπεδη επιφάνεια πάγου θερμοκρασίας Τ. Σε σταθερή θερμοκρασία Τ, αποδεικνύεται πως ο ρυθμός εξάτμισης πάνω από πάγο είναι μικρότερος από τον αντίστοιχο πάνω από νερό, δηλαδή es(T)> esi(T).

Ο ρυθμός εξάτμισης πάνω από επιφάνεια νερού ή πάγου αυξάνει με τη θερμοκρασία. Συνεπώς τα μεγέθη es και esi αυξάνουν με την αύξηση της θερμοκρασίας και είναι εξαρτημένες μεταβλητές μόνο της θερμοκρασίας.

 

2.12. Αναλογία Μίγματος Κορεσμού

 

Η αναλογία μίγματος κορεσμού ws σε σχέση με το νερό ορίζεται ως η αναλογία μάζας mvs των υδρατμών σε συγκεκριμένο όγκο κορεσμένου αέρα προς τη μάζα md του ξηρού αέρα.

 

 

 

 

Επειδή οι υδρατμοί και ο ξηρός αέρας ακολουθούν την εξίσωση των ιδανικών αερίων ισχύει:

 

 

 

 

Όπου ρ'vs είναι η μερική πυκνότητα των υδρατμών που απαιτούνται για τον κορεσμό του αέρα, ρ'd είναι η μερική πυκνότητα του ξηρού αέρα και p η πίεση. Από τις (2.45) και (2.14) προκύπτει:

 

 

 

Επειδή στην ατμόσφαιρα p>>es τότε

 

 

 

 

Καθώς η τάση των υδρατμών (es) εξαρτάται μόνο από τη θερμοκρασία (T), τότε και η αναλογία μίγματος κορεσμού (ws) θα είναι συνάρτηση της θερμοκρασίας και της πίεσης (p). Συνεπώς υπό σταθερή πίεση η ws θα αυξάνει με την αύξηση της θερμοκρασίας, ενώ υπό σταθερή θερμοκρασία θα αυξάνει με την ελάττωση της πίεσης.

 

2.13. Σχετική Υγρασία και Σημείο Δρόσου

 

Σχετική υγρασία (relative humidity, RH) ορίζεται ο λόγος της πραγματικής αναλογίας μίγματος του αέρα προς την αναλογία μίγματος κορεσμού του συγκεκριμένου δείγματος αέρα σε συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας.

 

 

 

 

Σημείο δρόσου, Td, είναι η θερμοκρασία στην οποία πρέπει ο αέρας να ψυχθεί υπό σταθερή πίεση, ώστε να φτάσει σε κορεσμό. Δηλαδή το σημείο δρόσου είναι η θερμοκρασία στην οποία η αναλογία μίγματος κορεσμού ws γίνεται ίση με την πραγματική αναλογία μίγματος w. Αποδεικνύεται πως η σχετική υγρασία σε θερμοκρασία Τ και πίεση p είναι:

 

 

 

 

Ένας απλός κανόνας για τη μετατροπή RH σε σημείο δρόσου για τον υγρό αέρα (RH>50%) είναι ότι το Td μειώνεται κατά 1 °C για κάθε 5% περίπου ελάττωση της RH. Για παράδειγμα, αν RH=85%, τότε

 

 

 

 

και άρα η διαφορά T-Td=3 °C. Δηλαδή ισχύει,

 

 

 

 

Επειδή η πίεση μεταβάλλεται σχετικά αργά από περιοχή σε περιοχή, το σημείο δρόσου αποτελεί καλή ένδειξη των επιπέδων υγρασίας του αέρα. Στην περίπτωση θερμού και υγρού αέρα το σημείο δρόσου είναι ένδειξη της ανθρώπινης δυσφορίας. Για παράδειγμα, οι περισσότεροι άνθρωποι αρχίζουν να αισθάνονται δυσφορία σε περιπτώσεις που το σημείο δρόσου υπερβαίνει τους 20°C, ενώ ο αέρας με σημείο δρόσου πάνω από 22°C θεωρείται εξαιρετικά υγρός. Σε αντίθεση, η σχετική υγρασία εξαρτάται από τη θερμοκρασία του αέρα και από την περιεκτικότητά του σε υδρατμούς. Σε μία ηλιόλουστη μέρα η σχετική υγρασία μπορεί να πέσει κατά 50%, από το πρωί ως αργά το απόγευμα, αποκλειστικά από τον ημερήσιο κύκλο της θερμοκρασίας. Η σχετική υγρασία δεν αποτελεί δείκτη μέτρησης της ανθρώπινης δυσφορίας, καθώς σχετική υγρασία 70% θεωρείται ικανοποιητική για θερμοκρασία αέρα 20°C, αλλά δημιουργεί συνθήκες δυσφορίας για θερμοκρασία 30°C.

Τα μέγιστα των σημείων δρόσου σημειώνονται πάνω από θερμές ωκεάνιες επιφάνειες ή σε περιοχές με πυκνή βλάστηση, όπου επικρατεί ισχυρή εξάτμιση. Κατά την απουσία κατακόρυφης ανάμιξης, ο αέρας πάνω από αυτές τις επιφάνειες γίνεται κορεσμένος από υδρατμούς, ώστε το σημείο δρόσου να γίνεται ίσο με τη θερμοκρασία του αέρα. Πλήρης κορεσμός συμβαίνει σπάνια πάνω από θερμές επιφάνειες, αλλά σημεία δρόσου πάνω από 25°C παρατηρούνται στους ωκεανούς των Τροπικών περιοχών του πλανήτη.

 

2.14. Ο κύκλος Carnot

 

Μία κυκλική διαδικασία αποτελεί ένα σύνολο μεταβολών, κατά τις οποίες ένα ιδανικό αέριο επιστρέφει στην αρχική του κατάσταση. Εάν ο όγκος του αερίου αλλάξει, τότε είτε θα παραχθεί, είτε θα καταναλωθεί έργο. Η εσωτερική ενέργεια του αερίου παραμένει αμετάβλητη σε μία κυκλική διαδικασία, καθώς η αρχική και τελική κατάσταση παραμένουν ίδιες, ενώ η εσωτερική ενέργεια εξαρτάται από την κατάσταση στην οποία βρίσκεται. Συνεπώς, από τον 1ο Νόμο της Θερμοδυναμικής, σχέση (2.29), προκύπτει ότι κατά τη διάρκεια μίας κυκλικής διαδικασίας η καθαρή θερμότητα που απορροφάται είναι ίση με το έργο που παράγεται. Οι μεταβολές που συμβαίνουν σε μία κυκλική διαδικασία θεωρούνται αντιστρεπτές, δηλαδή σε κάθε κατάσταση το σύστημα βρίσκεται σε ισορροπία και μία στοιχειώδης μεταβολή τείνει να επιστρέψει το αέριο και το περιβάλλον αναλλοίωτα στις αρχικές τους καταστάσεις. Μια θερμική μηχανή αποτελεί ένα σύστημα παραγωγής έργου μέσω θερμότητας.

Έστω Q1 το ποσό θερμότητας το οποίο απορροφάται από μία θερμική μηχανή και Q2 το ποσό θερμότητας το οποίο αποβάλλεται σε μία κυκλική διαδικασία. Τότε το έργο που παράγει η μηχανή είναι ίσο με Q1-Q2 και ο συντελεστής απόδοσης, που συμβολίζεται με η, είναι ίσος με το παραγόμενο έργο από τη θερμική μηχανή προς τη θερμότητα που απορροφήθηκε από το αέριο:

 

 

 

 

Στο παρακάτω p-V διάγραμμα (Σχήμα 2.4) αποτυπώνονται 4 καταστάσεις Α, B, Γ και Δ, οι οποίες συνδέονται με 2 αδιαβατικές (AB και ΓΔ) και 2 ισόθερμες μεταβολές.

 

 

 

Σχήμα 2.4 Αποτύπωση του κύκλου Carnot σε διάγραμμα p-V. Με κόκκινο συμβολίζονται οι ισόθερμες και με πορτοκαλί οι αδιαβατικές μεταβολές (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Έστω ότι ένα ιδανικό αέριο υπόκειται σε μία κυκλική διαδικασία (κύκλο Carnot). Αρχικά υπάρχει αδιαβατική μεταβολή (AB), στη συνέχεια ισόθερμη (ΒΓ), μετά ξανά αδιαβατική μεταβολή (ΓΔ) και τέλος ισόθερμη (ΔΑ). Οι συνολικά 4 μεταβολές που συνθέτουν έναν κύκλο Carnot και περιγράφονται από τις παρακάτω εξισώσεις:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

όπου, για τις αδιαβατικές μεταβολές η σταθερά γ είναι ίση με τον λόγο της ειδικής θερμότητας υπό σταθερή πίεση (σχέση 2.35) προς την ειδική θερμότητα υπό σταθερό όγκο (σχέση 2.33). Επιπλέον, οι ισόθερμες μεταβολές υπόκεινται στο νόμο του Boyle (Παράγραφος 2.1). Συνοψίζοντας τις σχέσεις (2.54-2.57) προκύπτει:

 

 

 

 

Η μετάβαση από την κατάσταση Β στη Γ συνοδεύεται από απορρόφηση θερμότητας Q1. Καθώς η εσωτερική ενέργεια ενός ιδανικού αερίου εξαρτάται αποκλειστικά από τη θερμοκρασία του, η οποία δεν αλλάζει στη διαδρομή ΒΓ, τότε η θερμότητα Q1 αποδίδεται στο σύνολό της για παραγωγή έργου. Με ολοκλήρωση υπολογίζεται το ποσό θερμότητας Q1 που απορροφήθηκε από το ιδανικό αέριο. Συνεπώς:

 

 

 

 

και μέσω της εξίσωσης (2.6) για 1 mol ιδανικού αερίου:

 

 

 

 

Ομοίως η θερμότητα Q2 που αποβάλλεται ισόθερμα στη διαδρομή ΔΑ υπολογίζεται ως:

 

 

 

 

Διαιρώντας κατά μέλη τις εξισώσεις (2.60) και (2.61) προκύπτει:

 

 

 

 

και μέσω της εξίσωσης (2.58) προκύπτει η σχέση που διέπει τον κύκλο Carnot:

 

 

 

 

 

2.15. Εξίσωση Clausius-Clapeyron

 

Χρησιμοποιώντας την αρχή του κύκλου Carnot, θα οριστεί η εξίσωση Clausius-Clapeyron, η οποία πολλές φορές αναφέρεται και ως η πρώτη εξίσωση για τη λανθάνουσα θερμότητα. Η εξίσωση Clausius-Clapeyron περιγράφει τις μεταβολές της τάσης κορεσμένων υδρατμών με τη θερμοκρασία, καθώς και τη μεταβολή του σημείου τήξης με την πίεση.

Έστω ότι έχουμε ένα υγρό και πάνω από αυτό υδρατμούς, μέσα σε έναν κύλινδρο μίας ιδανικής θερμικής μηχανής Carnot. Το υγρό και οι υδρατμοί βρίσκονται σε ισορροπία μεταξύ τους, με την αρχική κατάσταση να αντιπροσωπεύεται από το σημείο Α, όπου η πίεση των κορεσμένων υδρατμών είναι es–des και η θερμοκρασία T-dT (Σχήμα 2.5).

 

 

 

Σχήμα 2.5 Αναπαράσταση διαγράμματος της μεταβολής της τάσης κορεσμένων υδρατμών σε σχέση α) με τον όγκο και β) με τη θερμοκρασία των καταστάσεων ενός υγρού μίγματος και των κορεσμένων του υδρατμών σε έναν κύκλο Carnot. Επειδή η τάση κορεσμένων υδρατμών παραμένει σταθερή σε ισόθερμες μεταβολές οι διαδρομές ΒΓ και ΔΑ είναι οριζόντιες γραμμές, όπως αποτυπώνεται στο αριστερό σχήμα (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Η μετάβαση από την κατάσταση Α στην κατάσταση Β, όπου η πίεση των κορεσμένων υδρατμών είναι es και η θερμοκρασία T, γίνεται με αδιαβατική συμπίεση, θεωρώντας θερμικά μη διαπερατή τη βάση που βρίσκεται ο κύλινδρος και στοιχειώδη τη μετακίνηση του εμβόλου (Σχήμα 2.6α). Έστω ότι ο κύλινδρος τοποθετείται σε πηγή θερμότητας με θερμοκρασία Τ και οι υδρατμοί υπόκεινται σε ισόθερμη εκτόνωση έως τη στιγμή που μια μοναδιαία μάζα του υγρού εξατμιστεί (Σχήμα 2.6β). Κατά τη διάρκεια αυτής της μετατροπής, η τάση των υδρατμών παραμένει σταθερή, ίση με es και οι υδρατμοί περνούν από την κατάσταση B στην κατάσταση Γ. Εάν οι ειδικοί όγκοι του υγρού και των υδρατμών σε θερμοκρασία T είναι a1 και a2, αντίστοιχα, τότε η αύξηση του όγκου του συστήματος κατά τη διάρκεια της μετάβασης από την κατάσταση B στην κατάσταση Γ είναι (a2-a1). Επίσης, η θερμότητα που απορροφήθηκε από την πηγή θερμότητας είναι Lv, όπου Lv είναι η λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης. Στη συνέχεια, ο κύλινδρος τοποθετείται ξανά στη θερμικά μη διαπερατή βάση και πραγματοποιείται μικρή αδιαβατική εκτόνωση από την κατάσταση Γ στην κατάσταση Δ, κατά την οποία η θερμοκρασία πέφτει από Τ σε Τ-dT και η τάση των υδρατμών από es σε es–des (Σχήμα 2.6γ). Τέλος, ο κύλινδρος τοποθετείται σε βάση με απορρόφηση θερμότητας για θερμοκρασία Τ-dT και πραγματοποιείται ισόθερμη, διατηρώντας ίδια τάση υδρατμών, συμπίεση από την κατάσταση Δ στην κατάσταση A, με ταυτόχρονη συμπύκνωση υδρατμών (Σχήμα 2.6δ).

 

 

 

Σχήμα 2.6 Μεταβολές ενός υγρού (συνεχές μπλε) και των κορεσμένων υδρατμών του (μπλε σημεία) σε έναν κύκλο Carnot. Τα γράμματα A, B, Γ και Δ αντιπροσωπεύουν τις καταστάσεις του μίγματος όπως φαίνονται στο Σχήμα 2.5. Οι σκιασμένες περιοχές με κόκκινο είναι θερμομονωτικά υλικά (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Όλες οι παραπάνω μεταβολές θεωρούνται αντιστρεπτές. Για τον κύκλο Carnot ισχύει μέσω της εξίσωσης (2.63):

 

 

 

 

όπου Q1-Q2 είναι η απευθείας απορροφούμενη θερμότητα από τους υδρατμούς κατά τη διάρκεια ενός κύκλου και είναι ίση με το έργο που παράχθηκε στον κύκλο αυτό. Όμως το παραχθέν έργο είναι ίσο με το εμβαδόν που εσωκλείει ο κύκλος σε ένα διάγραμμα p-V. Έτσι από το Σχήμα 2.5 ισχύει Q1-Q2=ΒΓ × des=(a2-a1) des. Επίσης ισχύει ότι Q1=Lv, T1=T και T1-T2=dT. Αντικαθιστώντας προκύπτει η εξίσωση Clausius-Clapeyron, η οποία περιγράφει τη μεταβολή της τάσης των υδρατμών με τη θερμοκρασία.

 

 

 

 

 

2.16. Επίπεδο Συμπύκνωσης λόγω Εξαναγκασμένης Ανόδου

 

Το επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου (LCL) ορίζεται ως το επίπεδο όπου θα πρέπει να ανέλθει αδιαβατικά μία ακόρεστη αέρια μάζα, ώστε να θεωρηθεί κορεσμένη από υδρατμούς. Κατά τη διάρκεια της ανόδου η αναλογία μίγματος w και η δυνητική θερμοκρασία παραμένουν σταθερές, αλλά η αναλογία μίγματος κορεσμού ws μειώνεται μέχρι να γίνει ίση με w στο LCL. Συνεπώς, το LCL εντοπίζεται στην τομή της καμπύλης της δυνητικής θερμοκρασίας, που περνά από θερμοκρασία Τ και πίεση p της αέριας μάζας, και της καμπύλης ws η οποία διέρχεται από πίεση p και σημείο δρόσου Td της αέριας μάζας (Σχήμα 2.7).

 

 

 

Σχήμα 2.7 Το επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου μίας αέριας μάζας από το σημείο Α, με πίεση p, θερμοκρασία Τ σημείο δρόσου Td εντοπίζεται στο σημείο C (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Επειδή το σημείο δρόσου και το LCL σχετίζονται, όπως φαίνεται στο Σχήμα 2.7, η γνώση του ενός είναι αρκετή για τον καθορισμό του άλλου. Όμοια, η γνώση των Τ, p ή οποιασδήποτε παραμέτρου υγρασίας είναι ικανή για τον καθορισμό όλων των υπολοίπων παραμέτρων υγρασίας που έχουν οριστεί.

 

2.17. Στατική της Ατμόσφαιρας

 

Έστω ατμοσφαιρικό στρώμα στο οποίο η πραγματική θερμοβαθμίδα Γ (όπως δηλαδή μετράται από μία ραδιοβόλιση) είναι μικρότερη από την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γd. Εάν μία ακόρεστη από υδρατμούς στοιχειώδης μάζα αέρα που βρίσκεται αρχικά στο επίπεδο Ο ανέλθει στο ύψος που ορίζεται από τα σημεία Α και Β, η θερμοκρασία της θα πέσει στην ΤΑ, η οποία είναι μικρότερη από την αντίστοιχη θερμοκρασία του περιβάλλοντος ΤΒ στο ίδιο επίπεδο (Σχήμα 2.8). Επειδή η αέρια μάζα άμεσα προσαρμόζεται στην πίεση του περιβάλλοντος αέρα, είναι προφανές από την εξίσωση των ιδανικών αερίων ότι η ψυχρότερη μάζα θα είναι πυκνότερη από τον θερμότερο περιβάλλοντα αέρα. Συνεπώς, χωρίς την επίδραση άλλης εξωτερικής δύναμης, η μάζα τείνει να επιστρέψει στο αρχικό της επίπεδο. Εάν η μάζα εκτοπιστεί προς τα κάτω από το επίπεδο Ο γίνεται θερμότερη από τον περιβάλλοντα αέρα και συνεπώς τείνει να ανέλθει στο αρχικό της επίπεδο. Και στις δύο περιπτώσεις η αέρια μάζα αντιμετωπίζει μία δύναμη επαναφοράς, η οποία αποτρέπει την κατακόρυφη ανάμιξη. Η συνθήκη Γ<Γd αντιστοιχεί σε ευσταθή στρωμάτωση της ατμόσφαιρας (ή θετική στατική ευστάθεια) για μη κορεσμένες αέριες μάζες. Γενικά, όσο μεγαλύτερη η διαφορά Γ-Γd τόσο ισχυρότερη η δύναμη επαναφοράς και μεγαλύτερη η στατική ευστάθεια.

 

 

 

Σχήμα 2.8 Συνθήκες για θετική στατική ευστάθεια (Γ<Γd) για ακόρεστη αέρια μάζα (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

 

Σχήμα 2.9 Συνθήκες για αρνητική στατική αστάθεια (Γ>Γd) για ακόρεστη αέρια μάζα (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Στρώματα αέρα με αρνητική θερμοβαθμίδα (δηλαδή η θερμοκρασία να αυξάνει καθ’ ύψος) ονομάζονται αναστροφές. Τα συγκεκριμένα στρώματα χαρακτηρίζονται από ισχυρή στατική ευστάθεια και δεν επιτρέπουν την έναρξη κατακόρυφων ανοδικών κινήσεων. Οι αναστροφές κοντά στην επιφάνεια λειτουργούν ως “καπάκι” που παγιδεύει την αέρια ρύπανση μέσα σε αυτό και δεν διευκολύνει την κατακόρυφη ανάμιξη.

Εάν Γ>Γd (Σχήμα 2.9), μία ακόρεστη μάζα αέρα, που εκτρέπεται προς τα πάνω από το σημείο ισορροπίας Ο, θα φτάσει στο σημείο Α με θερμοκρασία μεγαλύτερη από την αντίστοιχη του περιβάλλοντος. Συνεπώς, θα έχει μικρότερη πυκνότητα σε σχέση με τον περιβάλλοντα αέρα και χωρίς επιπλέον εκτροπή θα συνεχίσει να ανέρχεται. Όμοια, αν η μάζα εκτραπεί προς τα κάτω, θα είναι ψυχρότερη από τον περιβάλλοντα αέρα και θα συνεχίσει να κατέρχεται. Τέτοιες ασταθείς συνθήκες δεν επικρατούν σε μεγαλύτερα ύψη, διότι η αστάθεια μετριάζεται από την ισχυρή κατακόρυφη ανάμιξη. Η μόνη εξαίρεση είναι το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα (περίπου τα πρώτα 1500 μέτρα από την επιφάνεια), όπου αναπτύσσονται ασταθείς συνθήκες λόγω, κυρίως, ισχυρής θέρμανσης του εδάφους.

Ανάλογα, αν μία μάζα αέρα είναι κορεσμένη από υδρατμούς, η θερμοκρασία της θα μειώνεται με το ύψος ακολουθώντας την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γs. Αν Γ η πραγματική θερμοβαθμίδα της ατμόσφαιρας, τότε οι κορεσμένες αέριες μάζες θα είναι ευσταθείς, ουδέτερες ή ασταθείς ανάλογα με το αν Γ<Γs, Γ=Γs ή Γ>Γs αντίστοιχα. Οι θερμοβαθμίδες Γd και Γs είναι διακριτές και έχουν διαφορετική μεταβολή με το ύψος στην ατμόσφαιρα.

Έστω ότι η πραγματική θερμοβαθμίδα Γ της ατμόσφαιρας βρίσκεται μεταξύ της υγρής αδιαβατικής Γs και της ξηρής αδιαβατικής Γd. Τότε μία στοιχειώδης μάζα αέρα, η οποία εκτρέπεται προς τα πάνω από το σημείο ισορροπίας της, θα είναι θερμότερη από τον περιβάλλοντα αέρα. Η συγκεκριμένη περίπτωση παρουσιάζεται στο Σχήμα 2.10, όπου μία αέρια μάζα ανέρχεται από το σημείο ισορροπίας Ο, ψύχεται ξηρά αδιαβατικά μέχρι να φτάσει στο επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου Α (Lifted Condensation Level, LCL). Σε αυτό το σημείο η αέρια μάζα είναι ψυχρότερη από το περιβάλλον. Περαιτέρω άνοδος της μάζας συνοδεύεται με μικρότερο ρυθμό ψύξης ακολουθώντας πλέον την υγρή αδιαβατική ΑΒ. Εάν η αέρια μάζα είναι αρκούντως υγρή, η υγρή αδιαβατική άνοδος από το επίπεδο Α θα τέμνει την θερμοβαθμίδα Γ του περιβάλλοντος στο σημείο Β, όπως φαίνεται στο Σχήμα 2.10. Μέχρι αυτό το σημείο η μάζα ήταν ψυχρότερη και πυκνότερη από τον περιβάλλοντα αέρα, ενώ απαιτήθηκε και κατανάλωση ενέργειας για την άνοδο της. Εάν η εξαναγκασμένη άνοδος είχε σταματήσει πριν από το σημείο Β η μάζα θα επέστρεφε στο σημείο ισορροπίας Ο. Πάνω από το σημείο Β η μάζα ανέρχεται αποκλειστικά λόγω ανάπτυξης θετικής ανοδικής μεταφοράς (buoyancy). Λόγω της ελεύθερης πλέον ανόδου της αέριας μάζας το συγκεκριμένο σημείο καλείται επίπεδο ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς (Level of Free Convection, LFC). Το επίπεδο LFC εξαρτάται από την ποσότητα της υγρασίας της αέριας μάζας, που ανέρχεται και από την κατανομή της θερμοβαθμίδας περιβάλλοντος Γ.

 

 

 

Σχήμα 2.10 Υπό συνθήκη αστάθεια (Γs<Γ<Γd). Γs και Γd είναι η υγρή και ξηρή θερμοβαθμίδα αντίστοιχα, ενώ Γ η πραγματική θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος. Το LCL είναι το επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου και το LFC το επίπεδο ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Με βάση τα παραπάνω, εάν σε ένα στρώμα ισχύει Γs<Γ<Γd, τότε αναμένονται περαιτέρω θερμικές ανοδικές κινήσεις στην περίπτωση που η αρχική εξαναγκασμένη άνοδος είναι αρκετά ισχυρή ώστε να φτάσει μέχρι το επίπεδο LFC. Μία ατμόσφαιρα με τέτοια στρωμάτωση καλείται υπό συνθήκη ασταθής. Εάν οι αρχικές κατακόρυφες κινήσεις είναι ασθενείς, η συγκεκριμένη στρωμάτωση μπορεί να διατηρηθεί επ’ αόριστο.

 

 

Σχήμα 2.11 Συνθήκες για ανάπτυξη αστάθειας. T και Td είναι η θερμοκρασία και το σημείο δρόσου του αέρα, αντίστοιχα. Η γραμμοσκιασμένη περιοχή αντιστοιχεί σε ένα ξηρό στρώμα αναστροφής (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, Atmospheric Science, An Introductory Survey).

 

 

Η δυναμική της ευστάθειας της αέριας μάζας εξαρτάται επίσης από την κατακόρυφη στρωμάτωση των υδρατμών. Στις κατατομές που παρουσιάζονται στο Σχήμα 2.11 το σημείο δρόσου μειώνεται δραστικά μέσα στο στρώμα αναστροφής ΑΒ. Έστω ότι αυτό το στρώμα ανέρχεται. Μία αέρια μάζα από το σημείο Α θα φτάσει στο LCL γρήγορα και πάνω από αυτό το σημείο θα ψυχθεί υγρά αδιαβατικά. Αντίθετα, μία αέρια μάζα, που εκκινεί από τη θέση Β, θα ψυχθεί ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα μέσα από ένα βαθύ στρώμα μέχρι να φτάσει στο αντίστοιχο LCL της. Όσο το στρώμα αναστροφής ανέρχεται, η άνω επιφάνειά του ψύχεται με μεγαλύτερο ρυθμό σε σχέση με τη βάση του, με αποτέλεσμα η θερμοβαθμίδα του στρώματος να αποσταθεροποιείται.

 

2.18. Εργαστηριακή Εφαρμογή (στατική της ατμόσφαιρας)

 

Έστω ξηρή ατμόσφαιρα, όπου AB είναι η θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος και ΑA' η αδιαβατική εκτροπή μίας αέριας μάζας. Στα παρακάτω σχήματα απεικονίζονται οι τρεις περιπτώσεις στατικής ευστάθειας στις οποίες μπορεί να βρεθεί η αέρια μάζα (Σχήμα 2.12).

 

 

 

Σχήμα 2.12 Οι τρεις καταστάσεις στατικής ευστάθειας μίας ξηρής αέριας μάζας.

 

 

Έστω Τe θερμοκρασία περιβάλλοντος και Tp θερμοκρασία μίας αέριας μάζας. Ασταθής αέρια μάζα στο σημείο Β και ευσταθής στο σημείο Α. Πότε επικρατεί ουδέτερη ισορροπία (Σχήμα 2.13);

 

 

 

Σχήμα 2.13 Κατακόρυφο προφίλ θερμοκρασίας με Τe θερμοκρασία περιβάλλοντος και Tp θερμοκρασία μίας αέριας μάζας.

 

 

Διερεύνηση καταστάσεων θερμοβαθμίδας περιβάλλοντος: Ασταθής, ευσταθής, ουδέτερη και αναστροφή. Γd είναι η ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα (Σχήμα 2.14).

 

 

 

Σχήμα 2.14 Κατηγορίες θερμοβαθμίδας περιβάλλοντος με βάση την κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας.

 

 

Ξηρή θερμοβαθμίδα Γd ≈ 9,8°C km-1  (πράσινη γραμμή) και υγρή θερμοβαθμίδα Γs ≈ 5,8°C km-1. (κόκκινη γραμμή). Η ξηρή θερμοβαθμίδα μειώνεται καθ’ ύψος με μεγαλύτερο ρυθμό σε σχέση με την υγρή (Σχήμα 2.15).

 

 

 

Σχήμα 2.15 Απεικόνιση ξηρής (πράσινο χρώμα) και υγρής (κόκκινο χρώμα) θερμοβαθμίδας.

 

 

Περίπτωση ευστάθειας ως προς τον ξηρό αέρα (Σχήμα 2.16). Η αέρια μάζα ανέρχεται από το επίπεδο των 1000 mb ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα) μέχρι το επίπεδο των 800 mb. Η θερμοκρασία της αέριας μάζας παραμένει μικρότερη από την αντίστοιχη του περιβάλλοντος (κόκκινο χρώμα). Για να ανέλθει η αέρια μάζα πρέπει να προσφερθεί ενέργεια στο σύστημα (αρνητική άνωση).

 

 

 

Σχήμα 2.16 Κατακόρυφο προφίλ θερμοκρασίας για ευσταθές ατμοσφαιρικό στρώμα.

 

 

Περίπτωση ουδέτερων συνθηκών ως προς τον ξηρό αέρα (Σχήμα 2.17). Η αέρια μάζα ανέρχεται από το επίπεδο των 1000 mb ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα) μέχρι το επίπεδο των 800 mb. Η θερμοκρασία της αέριας μάζας παραμένει ίδια με την αντίστοιχη του περιβάλλοντος (κόκκινο χρώμα). Σε κάθε σημείο της διαδρομής η αέρια μάζα βρίσκεται σε καινούργια θέση ισορροπίας.

 

 

 

Σχήμα 2.17 Κατακόρυφο προφίλ θερμοκρασίας για ουδέτερο ατμοσφαιρικό στρώμα.

 

 

Περίπτωση αστάθειας ως προς τον ξηρό αέρα (Σχήμα 2.18). Η αέρια μάζα ανέρχεται από το επίπεδο των 1000 mb ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα) μέχρι το επίπεδο των 800 mb. Η θερμοκρασία της αέριας μάζας παραμένει μεγαλύτερη από την αντίστοιχη του περιβάλλοντος (κόκκινο χρώμα) στο σύνολο της διαδρομής. Η αέρια μάζα ανέρχεται με την κατανάλωση μέρους της εσωτερικής της ενέργειας (θετική άνωση).

 

 

 

Σχήμα 2.18 Κατακόρυφο προφίλ θερμοκρασίας για ασταθές ατμοσφαιρικό στρώμα.

 

 

Έστω αέρια μάζα με θερμοκρασία στην επιφάνεια T=30°C, θερμοκρασία δρόσου Td=14°C και θερμοβαθμίδα περιβάλλοντος Γe=8°C km-1 (Σχήμα 2.19). Η θερμοκρασία της αέριας μάζας πάνω από την επιφάνεια συμβολίζεται με Tp και του περιβάλλοντος με Te. Η μάζα ανέρχεται ξηρά αδιαβατικά (10 °C km-1) στο 1 km με Γe < Γd (Σχήμα 2.20). Παράλληλα, η θερμοκρασία δρόσου της μάζας ακολουθεί την υγρή αδιαβατική (2°C km-1 μέχρι τα 2 km και 6°C km-1 πάνω από τα 2 km) καταδεικνύοντας την πορεία της αέριας μάζας στην περίπτωση που ήταν κορεσμένη.

 

 

 

Σχήμα 2.19 Κατακόρυφο προφίλ θερμοκρασίας περιβάλλοντος με θερμοβαθμίδα Γe (μαύρο χρώμα). Αέρια μάζα θερμοκρασίας T και θερμοκρασίας δρόσου Td πρόκειται να ανέλθει από την επιφάνεια (30°C).

 

 

 

Σχήμα 2.20 Άνοδος αέριας μάζας στο 1ο km μέσα σε περιβάλλον θερμοβαθμίδας Γe (μαύρο χρώμα). Η θερμοκρασία ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα (κόκκινο σημείο) και η θερμοκρασία δρόσου (πράσινο σημείο) διακρίνονται από διαφορετικά κατακόρυφα προφίλ.

 

 

Στο 2ο km η αέρια μάζα γίνεται κορεσμένη, γιατί συμπίπτει η θερμοκρασία ξηρής και υγρής αδιαβατικής (Σχήμα 2.21). Η ξηρή και η υγρή θερμοβαθμίδα τέμνονται στους 10 °C. Το συγκεκριμένο επίπεδο στο οποίο τέμνονται καλείται επίπεδο συμπύκνωσης κατά την άνοδο (LCL). Η μάζα στο 2ο km παραμένει ευσταθής. Στο 3ο km η αέρια μάζα, ως κορεσμένη, συνεχίζει ακολουθώντας την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα (Σχήμα 2.22).

 

 

 

Σχήμα 2.21 Απεικόνιση της διαδικασίας συμπύκνωσης της αέριας μάζας καθώς ανέρχεται. Το σημείο στα 2ο km είναι το επίπεδο συμπύκνωσης (LCL).

 

 

 

Σχήμα 2.22 Πάνω από το επίπεδο συμπύκνωσης η μάζα ακολουθεί την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα ως τα 3 km.

 

 

Στο 4ο km ισχύει Tp=Te, δηλαδή η κορεσμένη αέρια μάζα είναι ουδέτερη ως προς το περιβάλλον (Σχήμα 2.23). Μέχρι τα 4 km η αέρια μάζα παραμένει ευσταθής, δηλαδή χρειάζεται ενέργεια για την άνοδό της μέχρι εκεί. Πάνω από τα 4 km ισχύει Tp>Te και η αέρια μάζα καθίσταται ασταθής. Αυτό το επίπεδο ονομάζεται επίπεδο ελεύθερης ανόδου LFC) και η μάζα ανέρχεται ελεύθερα μέχρι τα 9 km (Σχήμα 2.24).

 

 

 

Σχήμα 2.23 Στο 4ο km η αέρια μάζα φθάνει το επίπεδο ελεύθερης ανόδου. Έτσι από εκεί και πάνω η μάζα καθίσταται ασταθής και ανέρχεται χωρίς να απαιτείται επιπλέον παροχή ενέργειας.

 

 

 

Σχήμα 2.24 Πλήρης απεικόνιση των φάσεων ανόδου της αέριας μάζας και της μετάβασης από ευσταθή σε ασταθή κατάσταση.

 

 

Η βάση της νέφωσης ορίζεται στο επίπεδο LCL (2 km, 10°C). Η κορυφή του νέφους στη συγκεκριμένη περίπτωση φτάνει στα 9 km. Το επίπεδο στο οποίο ισχύει Tp=Te ονομάζεται επίπεδο ελεύθερης ανόδου (Level of Free Convection-LFC). Στο Σχήμα 2.25 το LFC βρίσκεται σε ύψος 4 km με θερμοκρασία αέριας μάζας -2°C.

 

 

 

Σχήμα 2.25 Η κατακόρυφη πορεία της αέριας μάζας συντελεί στον σχηματισμό σωρειτόμορφου νέφους κατακόρυφης ανάπτυξης. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε διαδραστικά την κατακόρυφη μεταφορά μίας αέριας μάζας και τα επίπεδα LCL και LFC (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

Στο Σχήμα 2.26 παρουσιάζονται οι σχετικές θέσεις της ξηρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γd, 10°C km-1), της υγρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γm, 6°C km-1) και της θερμοβαθμίδας του περιβάλλοντος (Γe, 0°C/km). Η συγκεκριμένη περίπτωση χαρακτηρίζεται από απόλυτη ευστάθεια, διότι Γemd. Η θερμοκρασία αέριας μάζας που εκκινεί από 20°C στην επιφάνεια, στα 2 km είναι 0°C ως προς την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα), 8°C ως προς την υγρή αδιαβατική (κόκκινο χρώμα) και 20°C για την θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (μαύρο χρώμα).

 

 

 

Σχήμα 2.26 Διαγράμματα θερμοβαθμίδων κορεσμένου (κόκκινη γραμμή) και ακόρεστου (πράσινη γραμμή) αέρα σε ευσταθή κατάσταση σε σχέση με το περιβάλλον (μαύρη γραμμή).

 

 

Στο Σχήμα 2.27 παρουσιάζονται οι σχετικές θέσεις της ξηρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γd, 10°C km-1), της υγρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γm, 6°C km-1) και της θερμοβαθμίδας του περιβάλλοντος (Γe, -5°C km-1). Η συγκεκριμένη περίπτωση χαρακτηρίζεται από απόλυτη ευστάθεια (αναστροφή θερμοκρασίας), διότι Γemd. Η θερμοκρασία αέριας μάζας που εκκινεί από 20°C στην επιφάνεια, στα 2 km είναι 0°C ως προς την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα), 8°C ως προς την υγρή αδιαβατική (κόκκινο χρώμα) και 30°C για την θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (μαύρο χρώμα).

 

 

 

Σχήμα 2.27 Διαγράμματα θερμοβαθμίδων κορεσμένου (κόκκινη γραμμή) και ακόρεστου (πράσινη γραμμή) αέρα σε περίπτωση υψηλής ευστάθειας (θερμοκρασιακή αναστροφή).

 

 

Στο Σχήμα 2.28 παρουσιάζονται οι σχετικές θέσεις της ξηρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γd, 10°C km-1), της υγρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γm, 6°C km-1) και της θερμοβαθμίδας του περιβάλλοντος (Γe, 30°C km-1). Η συγκεκριμένη περίπτωση χαρακτηρίζεται από απόλυτη αστάθεια, διότι Γmde. Η θερμοκρασία αέριας μάζας που εκκινεί από 20°C στην επιφάνεια, στα 2 km είναι 0°C ως προς την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα), 8°C ως προς την υγρή αδιαβατική (κόκκινο χρώμα) και -40°C για την θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (μαύρο χρώμα).

 

 

 

Σχήμα 2.28 Διαγράμματα θερμοβαθμίδων περιβάλλοντος, κορεσμένου (κόκκινη γραμμή) και ακόρεστου (πράσινη γραμμή) αέρα σε περίπτωση απόλυτης αστάθειας.

 

 

Στο Σχήμα 2.29 παρουσιάζονται οι σχετικές θέσεις της ξηρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γd, 10°C km-1), της υγρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (Γm, 6°C km-1) και της θερμοβαθμίδας του περιβάλλοντος (Γe, 7,8°C km-1). Η συγκεκριμένη περίπτωση χαρακτηρίζεται από υπό συνθήκη αστάθεια, διότι Γmed. Η θερμοκρασία αέριας μάζας που εκκινεί από 20°C στην επιφάνεια, στα 2 km είναι 0°C ως προς την ξηρή αδιαβατική (πράσινο χρώμα), 8°C ως προς την υγρή αδιαβατική (κόκκινο χρώμα) και 4,4°C για την θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (μαύρο χρώμα).

 

 

 

Σχήμα 2.29 Διαγράμματα θερμοβαθμίδων κορεσμένου (κόκκινη γραμμή) και ακόρεστου (πράσινη γραμμή) αέρα σε περίπτωση υπό συνθήκη αστάθειας.

 

 

Στον Πίνακα 2.2 συνοψίζονται οι πιθανές συνθήκες ευστάθειας και αστάθεια αέριας μάζας στην ατμόσφαιρα.

 

 

Γe < Γs

Απόλυτα ευσταθής

Γe = Γs

Ουδέτερη ως προς την υγρή αδιαβατική

Γd > Γe > Γs

Υπό συνθήκη ασταθής

Γe = Γd

Ουδέτερη ως προς την ξηρή αδιαβατική

Γe > Γd

Απόλυτα ασταθής

 

Πίνακας 2.2 Η θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (Γe) σε σχέση με τις αντίστοιχες ξηρής (Γd) και υγρής αδιαβατικής (Γm) σε περιπτώσεις ευστάθειας και αστάθειας του ατμοσφαιρικού περιβάλλοντος.

 

 

Οι καταστάσεις αστάθειας στην ατμόσφαιρα συνδέονται με κινήσεις συνοπτικής ή μέσης κλίμακας. Η μεταφορά ψυχρότερου αέρα καθ’ ύψος ενισχύει την ατμοσφαιρική αστάθεια (Σχήμα 2.30α). Μία ψυχρή εισβολή στην ανώτερη ατμόσφαιρα από ΒΔ-ΒΑ διευθύνσεις αποτελεί περίπτωση συνοπτικής κλίμακας ενίσχυσης της αστάθειας στον ελλαδικό χώρο.

Η ισχυρή θέρμανση του εδάφους από την ηλιακή ακτινοβολία αποτελεί περίπτωση μέσης κλίμακας ενίσχυσης της αστάθειας (Σχήμα 2.30β). Προκύπτει σε ηπειρωτικές περιοχές, τους θερινούς μήνες, κατά τις πρωινές και μεσημβρινές ώρες, λόγω της έντονης ηλιακής ακτινοβολίας.

Η μεταφορά θερμότερου αέρα στην επιφάνεια (Σχήμα 2.30γ) και το πέρασμα ψυχρότερου αέρα πάνω από θερμότερη επιφάνεια (Σχήμα 2.30δ) ενισχύουν επίσης την αστάθεια.

 

 

 

Σχήμα 2.30 Μηχανισμοί ενίσχυσης της ατμοσφαιρικής αστάθειας: α) ψυχρή μεταφορά καθ΄ ύψος, β) θέρμανση δια ακτινοβολίας της επιφάνειας, γ) μεταφορά θερμού αέρα κοντά στην επιφάνεια και δ) πέρασμα αέριας μάζας πάνω από θερμή επιφάνεια.

 

 

Στην περίπτωση της ισχυρής θέρμανσης του εδάφους από την ηλιακή ακτινοβολία (Σχήμα 2.30β), ο αέρας που έρχεται σε επαφή με την επιφάνεια θερμαίνεται λόγω αγωγιμότητας. Οι θερμότερες αέριες μάζες σταδιακά ανέρχονται στην ατμόσφαιρα, φτάνουν στο επίπεδο LCL και συμπυκνώνουν τους υδρατμούς τους σχηματίζοντας τη βάση των νεφών. Η συγκεκριμένη διαδικασία (convection) αποτελεί τον βασικότερο μηχανισμό δημιουργίας καταιγιδοφόρων νεφών κατακόρυφης ανάπτυξης (Σχήμα 2.31).

 

 

 

Σχήμα 2.31 Αναπαράσταση της κατακόρυφη μεταφοράς αερίων μαζών λόγω θέρμανσης (convection).

 

 

 

Βιβλιογραφία/Αναφορές

 

Ahrens C. D. (2006). Meteorology Today, Brooks Cole; 8th edition (February 17, 2006), ISBN-13: 978-0-8400-5308-4.

Holton J. R. (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press; 4th edition, ISBN-13: 978-0123540157.

Wallace J.M., and P.V. Hobbs (2006) Atmospheric Science. An Introductory Survey, Academic Press, Elsevier, ISBN 13: 978-0-12-732951-2.

 

Κριτήρια αξιολόγησης με απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Ποια είναι η εξίσωση των ιδανικών αερίων και τι συμβολίζει ο κάθε όρος;

 

Απάντηση/Λύση

Το σύνολο των αερίων ακολουθούν την καταστατική εξίσωση η οποία αναφέρεται και ως εξίσωση ιδανικών αερίων. Η γενική μορφή της εξίσωσης έχει δοθεί στην σχέση (2.1):

 

 

 

 

όπου p, V, m, T αποτελούν την πίεση (Pa), τον όγκο (m3), τη μάζα (kg) και την απόλυτη θερμοκρασία (σε Kelvin, K=C+273,15) αντίστοιχα, ενώ R είναι η σταθερά των αερίων, η οποία εξαρτάται από τη μοριακή δομή του κάθε αερίου. Επειδή ρ=m/V, όπου ρ η πυκνότητα του αερίου, η σχέση (2.1) γράφεται:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Να δοθεί ο νόμος του Dalton. Δώστε την μαθηματική του έκφραση.

 

Απάντηση/Λύση

Ο νόμος του Dalton ορίζει ότι η συνολική πίεση ενός μίγματος αερίων, που δεν αντιδρούν χημικά μεταξύ τους, είναι ίση με το άθροισμα των επιμέρους πιέσεων των συστατικών του αέριου μίγματος. Εάν Pi είναι η επιμέρους πίεση κάθε συστατικού του μίγματος των αερίων, τότε

 

 

 

 

Με βάση το νόμο του Dalton μπορεί να υπολογιστεί η συνολική πίεση στην ατμόσφαιρα αθροίζοντας τις επιμέρους πιέσεις του ξηρού αέρα, των υδρατμών και των υπόλοιπων συστατικών της.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Να διατυπωθεί η υδροστατική εξίσωση και να περιγραφεί ο κάθε όρος. Πότε ισχύει η υδροστατική εξίσωση;

 

Απάντηση/Λύση

Έστω μία κατακόρυφη στήλη αέρα με μοναδιαία διατομή (Σχήμα 2.1). Η μάζα του αέρα μεταξύ των υψών z και zz στη στήλη είναι ρδz, όπου ρ η πυκνότητα του αέρα σε ύψος z. Η δύναμη που ασκείται στο στρώμα αέρα λόγω βαρύτητας είναι gρδz, όπου g η επιτάχυνση της βαρύτητας σε ύψος z. Στο συγκεκριμένο στρώμα αέρα μεταξύ z και z+δz ασκείται πίεση από τον περιβάλλοντα αέρα. Έστω η μεταβολή της πίεσης από το ύψος z ως το ύψος z+δz ότι είναι δp, όπως φαίνεται στο Σχήμα 2.1. Επειδή η πίεση μειώνεται με το ύψος, η ποσότητα δp πρέπει να είναι αρνητική. Δηλαδή η πίεση p στη βάση του στρώματος πρέπει να είναι μεγαλύτερη από την πίεση p+δp, που ασκείται στην κορυφή του στρώματος. Συνεπώς, η συνολική βαθμίδα πίεσης στο στρώμα είναι η θετική ποσότητα –δp. Σε μία ατμόσφαιρα που βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, η ισορροπία των δυνάμεων στο κατακόρυφο για δz→0 δίνεται από τη σχέση (2.15):

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Τι ονομάζεται γεωδυναμικό και τι γεωδυναμικό ύψος;

 

Απάντηση/Λύση

Το γεωδυναμικό Φ σε συγκεκριμένο ύψος στην ατμόσφαιρα ορίζεται ως η ενέργεια που θα πρέπει να καταναλωθεί για την ανύψωση της μοναδιαίας μάζας αέρα από την μέση στάθμη θάλασσας μέχρι το ύψος αυτό. Δηλαδή το γεωδυναμικό είναι η δυναμική ενέργεια αέριας μάζας 1 kg στο συγκεκριμένο ύψος. Οι μονάδες γεωδυναμικού είναι J kg-1 ή m2s-2. Η δύναμη σε N, που επιδρά σε αέρια μάζα 1 kg σε ύψος z πάνω από τη μέση στάθμη θάλασσας, είναι ίση με g. Η ενέργεια (Joule) που απαιτείται για την ανύψωση 1 kg από z σε z+dz δίνεται από τη σχέση (2.18):

 

 

 

 

Ανάλογα ορίζεται το γεωδυναμικό ύψος Z με βάση τη σχέση (2.20):

 

 

 

 

όπου g0 είναι η μέση τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας στην επιφάνεια της Γης (9.81 m s-1). Το γεωδυναμικό ύψος χρησιμοποιείται ως κατακόρυφη συντεταγμένη στις περισσότερες ατμοσφαιρικές εφαρμογές (μετεωρολογικοί χάρτες), στις οποίες η ενέργεια διαδραματίζει σημαντικό ρόλο (π.χ. μεγάλης και συνοπτικής κλίμακας ατμοσφαιρικές κινήσεις).

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Να διατυπωθεί η υψομετρική εξίσωση και να εξηγηθεί κάθε όρος της. Τι είναι η κλίμακα ύψους;

 

Απάντηση/Λύση

Σε μία ισόθερμη ατμόσφαιρα (T=σταθερή με το ύψος) η εξίσωση (2.24):

 

 

 

 

μετά την ολοκλήρωση λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

όπου

 

 

 

 

είναι η κλίμακα ύψους και εξαρτάται από τη θερμοκρασία του στρώματος. Η εξίσωση (2.25) καλείται υψομετρική εξίσωση. Επειδή η πίεση ελαττώνεται μονοτονικά με το ύψος, οι ισοβαρικές επιφάνειες (επιφάνειες σταθερής πίεσης) δεν τέμνονται ποτέ. Από την υψομετρική εξίσωση (2.25) προκύπτει ότι το πάχος του στρώματος μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών p1 και p2 είναι ανάλογο με τη μέση θερμοκρασία T του ατμοσφαιρικού στρώματος. Συνεπώς καθώς η μέση θερμοκρασία του στρώματος αυξάνει, ο αέρας μεταξύ των δύο επιπέδων πίεσης διαστέλλεται και το στρώμα γίνεται πιο παχύ.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Τι ονομάζεται ειδική θερμότητα ενός αερίου; Ποιες κατηγορίες ειδικής θερμότητας υπάρχουν;

 

Απάντηση/Λύση

Έστω στοιχειώδης ποσότητα θερμότητας dq η οποία προσφέρεται στη μονάδα μάζας ενός αερίου και, με βάση τον 1ο θερμοδυναμικό νόμο, αυξάνει τη θερμοκρασία του από T σε T+dT χωρίς αλλαγές στη φάση του. Η αναλογία dq/dT καλείται ειδική θερμότητα του αερίου. Εάν ο όγκος του αερίου διατηρείται σταθερός, η ειδική θερμότητα σε σταθερό όγκο ορίζεται με τη σχέση (2.31):

 

 

 

 

Ανάλογα ορίζεται η ειδική θερμότητα σε σταθερή πίεση cp:

 

 

 

 

όπου το αέριο με την προσφορά θερμότητας διαστέλλεται με ανάλογη αύξηση της θερμοκρασίας του, αλλά υπό σταθερή πίεση. Σε αυτή την περίπτωση ένα μέρος της προσφερόμενης στο σύστημα θερμότητας καταναλώνεται στην παραγωγή έργου w, καθώς το αέριο διαστέλλεται υπό συνθήκες σταθερής πίεσης, ενώ το υπόλοιπο χρησιμοποιείται από το αέριο για να αυξήσει τη θερμοκρασία του. Ισχύει cp>cv διότι στην ισόχωρη μεταβολή η προσφερόμενη θερμότητα χρησιμοποιείται στο σύνολό της για τη θέρμανση του αερίου, ενώ στην ισοβαρή, όπως προαναφέρθηκε, μέρος της προσφερόμενης θερμότητας μετατρέπεται σε έργο. Η σχέση που συνδέει τις δύο ειδικές θερμότητες δίνεται:

 

 

 

 

όπου R η σταθερά των αερίων για ξηρό αέρα (287 J K-1 kg-1). Οι τιμές που λαμβάνουν οι cv και cp είναι 717 και 1004 J K-1 αντίστοιχα.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 7

Να διατυπωθεί η σχέση που περιγράφει την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα και να περιγραφούν τα χαρακτηριστικά της.

 

Απάντηση/Λύση

Επειδή μία στοιχειώδης μοναδιαία αέρια μάζα υπόκειται αποκλειστικά σε αδιαβατικές μεταβολές (dq=0) και η ατμόσφαιρα βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, τότε από τον 1ο θερμοδυναμικό νόμο προκύπτει η σχέση (2.40):

 

 

 

 

διαιρώντας με dz και με βάση τη σχέση (2.18) προκύπτει:

 

 

 

 

όπου ο όρος Γd καλείται ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Επειδή μία αέρια μάζα διαστέλλεται καθώς ανέρχεται στην ατμόσφαιρα, η θερμοκρασία της μειώνεται με το ύψος και συνεπώς η Γd είναι θετική ποσότητα. Αντικαθιστώντας g=9,81 m s-1 και cp=1004 J K-1 kg-1 στη σχέση (2.41) προκύπτει Γd=0,0098 K m-1 ή 9,8 K km-1, που αντιστοιχεί στην αριθμητική τιμή της αδιαβατικής θερμοβαθμίδας για ξηρό αέρα. Θα πρέπει να σημειωθεί πως η Γd είναι η βαθμίδα μεταβολής της θερμοκρασίας που ακολουθεί μία ξηρή αέρια μάζα, η οποία ανέρχεται ή κατέρχεται αδιαβατικά στην ατμόσφαιρα.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 8

Να δοθούν οι ορισμοί των επιπέδων LCL και LFC. Ποια είναι η σημασία τους;

 

Απάντηση/Λύση

Το επίπεδο συμπύκνωσης μίας αέριας μάζας λόγω εξαναγκασμένης ανόδου είναι το ύψος στην ατμόσφαιρα, όπου η αέρια μάζα καθίσταται κορεσμένη αλλάζοντας φάση στην ποσότητα νερού που περιέχει. Για την κατανόηση της διαδικασίας, έστω ότι η πραγματική θερμοβαθμίδα Γ της ατμόσφαιρας βρίσκεται μεταξύ της υγρής αδιαβατικής Γs και της ξηρής αδιαβατικής Γd. Τότε μία στοιχειώδης μάζα αέρα, η οποία εκτρέπεται προς τα πάνω από το σημείο ισορροπίας της, θα είναι θερμότερη από τον περιβάλλοντα αέρα. Η συγκεκριμένη περίπτωση έχει παρουσιαστεί στο Σχήμα 2.4, όπου μία αέρια μάζα ανέρχεται από το σημείο ισορροπίας Ο, ψύχεται ξηρά αδιαβατικά μέχρι να φτάσει στο επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου Α (Lifted Condensation Level-LCL). Σε αυτό το σημείο η αέρια μάζα είναι ψυχρότερη από το περιβάλλον. Περαιτέρω άνοδος της μάζας συνοδεύεται με μικρότερο ρυθμό ψύξης ακολουθώντας πλέον την υγρή αδιαβατική ΑΒ. Εάν η αέρια μάζα είναι αρκούντως υγρή, η υγρή αδιαβατική άνοδος από το επίπεδο Α θα τέμνει την θερμοβαθμίδα Γ του περιβάλλοντος στο σημείο Β, όπως έχει παρουσιαστεί στο Σχήμα 2.4. Μέχρι αυτό το σημείο η μάζα ήταν ψυχρότερη και πυκνότερη από τον περιβάλλοντα αέρα, ενώ απαιτήθηκε και κατανάλωση ενέργειας για την άνοδο της. Εάν η εξαναγκασμένη άνοδος είχε σταματήσει πριν από το σημείο Β η μάζα θα επέστρεφε στο σημείο ισορροπίας Ο. Πάνω από το σημείο Β η μάζα ανέρχεται αποκλειστικά λόγω ανάπτυξης θετικής ανοδικής μεταφοράς (άνωση-buoyancy). Λόγω της ελεύθερης πλέον ανόδου της αέριας μάζας το συγκεκριμένο σημείο καλείται επίπεδο ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς (Level of Free Convection, LFC). Το επίπεδο LFC εξαρτάται από την ποσότητα της υγρασίας της αέριας μάζας, που ανέρχεται και από την κατανομή της θερμοβαθμίδας περιβάλλοντος Γ.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 9

Να διατυπωθεί ο νόμος του Poisson και να εξηγηθούν οι όροι της σχέσης που τον διέπει.

 

Απάντηση/Λύση

Δυνητική θερμοκρασία θ μίας αέριας μάζας ορίζεται ως η θερμοκρασία που θα είχε κατά την αδιαβατική εκτόνωση ή συμπίεσή της από συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας σε πίεση p0=1000 hPa. Αποδεικνύεται ότι:

 

 

 

 

Η σχέση (2.42) καλείται και εξίσωση του Poisson. Επειδή RRd=287,05 J K-1kg-1 και cpcpd=1004 J K-1 kg-1 τότε R/cp0,286.

Παράμετροι οι οποίοι παραμένουν σταθερές κατά τη διάρκεια συγκεκριμένων μεταβολών καλούνται διατηρούμενες. Η δυνητική θερμοκρασία θεωρείται διατηρούμενη ποσότητα για μία αέρια μάζα που μετακινείται στην ατμόσφαιρα κάτω από αδιαβατικές συνθήκες. Συνεπώς, η δυνητική θερμοκρασία μπορεί να θεωρηθεί σταθερή υπό συνθήκες που θεωρούνται αδιαβατικές.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 10

Τι είναι η αναλογία μίγματος, η ειδική υγρασία και η αναλογία μίγματος κορεσμού;

 

Απάντηση/Λύση

Η ποσότητα των υδρατμών σε συγκεκριμένο όγκο αέρα ορίζεται ως η αναλογία της μάζας mv των υδρατμών προς τη μάζα του ξηρού αέρα. Ο λόγος αυτός καλείται αναλογία μίγματος w και δίνεται από τη σχέση (2.43):

 

 

 

 

Η μάζα των υδρατμών mv στη μονάδα μάζας του αέρα (ξηρού και υδρατμών) καλείται ειδική υγρασία q:

 

 

 

 

Η αναλογία μίγματος κορεσμού ws σε σχέση με το νερό ορίζεται ως η αναλογία μάζας mvs των υδρατμών σε συγκεκριμένο όγκο κορεσμένου αέρα προς τη μάζα md του ξηρού αέρα. Έχει δοθεί στη σχέση (2.45):

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 11

Πώς ορίζονται η σχετική υγρασία και το σημείο δρόσου;

 

Απάντηση/Λύση

Σχετική υγρασία RH ορίζεται ο λόγος της πραγματικής αναλογίας μίγματος του αέρα προς την αναλογία μίγματος κορεσμού του συγκεκριμένου δείγματος αέρα σε συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας.

 

 

 

 

Σημείο δρόσου Td είναι η θερμοκρασία στην οποία πρέπει ο αέρας να ψυχθεί υπό σταθερή πίεση, ώστε να φτάσει σε κορεσμό. Δηλαδή το σημείο δρόσου είναι η θερμοκρασία στην οποία η αναλογία μίγματος κορεσμού ws γίνεται ίση με την πραγματική αναλογία μίγματος w.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 12

Ένας μετεωρολογικός σταθμός σε ύψος 500 m από την επιφάνεια της θάλασσας μετρά ατμοσφαιρική πίεση 945 hPa. Να υπολογιστεί η πίεση του σταθμού στη μέση στάθμη θάλασσας. Δίνονται ρ=1,25 kg m-3, g=9,81 m s-2.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 13

Έστω ότι στους 0°C η πυκνότητα του ξηρού αέρα είναι 1,275 kg m-3 και η πυκνότητα των υδρατμών είναι 4,770×10-3 kg m-3. Ποια η συνολική πίεση ενός μίγματος ξηρού αέρα και υδρατμών στους 0°C;

 

Απάντηση/Λύση

Εφαρμόζοντας το νόμο του Dalton για τον ξηρό και τους υδρατμούς προκύπτει:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 14

Να υπολογιστεί το πάχος ισόθερμου ατμοσφαιρικού στρώματος (1000-500 hPa) για θερμοκρασία 273 Κ.

 

Απάντηση/Λύση

Από την εξίσωση του γεωδυναμικού ύψους για δύο ισοβαρικές επιφάνειες έχουμε:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 15

Να υπολογιστεί το γεωδυναμικό ύψος της ισοβαρικής επιφάνειας 1000 hPa, όταν η πίεση στη μέση στάθμη θάλασσας είναι 1014 hPa. Δίνεται η κλίμακα ύψους της ατμόσφαιρας 8 km.

 

Απάντηση/Λύση

Από την εξίσωση του γεωδυναμικού ύψους με δεδομένη την κλίμακα ύψους της ατμόσφαιρας 8 km προκύπτει:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 16

Η τιμή της θερμοκρασίας του αέρα πάνω από τον Βόρειο Πόλο είναι Τπ=5°C και πάνω από τον Ισημερινό ΤΙ=25°C. Να εξετασθεί, εάν η τροπόπαυση πάνω από τον Ισημερινό είναι ψυχρότερη από την αντίστοιχη πάνω από τον Βόρειο Πόλο. Η τιμή της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας και στις δύο περιοχές θεωρείται ίδια και ίση με 6,5 °C/km. Δίνεται το ύψος της Τροπόπαυσης πάνω από α) τον Βόρειο Πόλο hπ=8km και β) τον Ισημερινό hI=12km.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 17

Πάνω σε ένα χάρτη καιρού σχεδιάζονται ισοϋψείς καμπύλες που παριστάνουν το πάχος στρώματος από τα 1000 στα 500 hPa με διακριτοποίηση μεταξύ των ισοϋψών 60 m. Να εκτιμηθεί η μέση θερμοκρασία του στρώματος.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης χωρίς απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Στο Σχήμα 2.32 δίνεται η ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα (Γd) και η θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος (Γ). Τρεις (3) ξηρές αέριες μάζες βρίσκονται στα σημεία Α, Β και Γ. Ποια είναι η κατάσταση ευστάθειας τους ανάλογα με τη θέση τους στην ατμόσφαιρα;

 

 

θερμοβαθμίδα

 

Σχήμα 2.32 Διάγραμμα κατακόρυφης κατανομής θερμοκρασίας.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Στο Σχήμα 2.33 το εμβαδό μεταξύ της ξηρής αδιαβατικής (Γd) και της θερμοβαθμίδας του περιβάλλοντος (Γ) είναι θετικό. Τι σημαίνει αυτό για την κατάσταση ευστάθειας του στρώματος της ατμόσφαιρας;

 

 

 

Σχήμα 2.33 Διάγραμμα κατακόρυφης κατανομής της θερμοκρασίας περιβάλλοντος και της ξηρής αδιαβατικής θερμοβαθμίδας.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Στο ατμοσφαιρικό στρώμα που οριοθετείται από τις παράλληλες γραμμές του παρακάτω σχήματος (2.34) επικρατεί θερμοκρασιακή αναστροφή. Να σχεδιαστεί ποιοτικά η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα έχοντας ως σημείο έναρξης το Α.

 

 

 

Σχήμα 2.34 Διάγραμμα κατακόρυφης κατανομής της θερμοκρασίας.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Δίνεται η θερμοβαθμίδα του περιβάλλοντος σταθερή μέχρι τα 7 km με τιμή 8°C km-1. Έστω αέρια μάζα που εκκινεί από την επιφάνεια (z=0) με Τ=30°C και Td=22°C. Να βρεθούν:

 

 

Α. Τα ύψη των επιπέδων LCL και LFC

Β. Οι θερμοκρασίες των δύο επιπέδων

Γ. Οι περιοχές ευστάθειας και αστάθειας καθ’ ύψος

 

 

Δίνονται: Γd=10°C km-1, Γs=2°C km-1 έως το LCL και 6°C km-1 από εκεί και πάνω.

 

 

ΥΨΟΣ (km)

Te (περιβάλλον)

T (Ξηρής αέριας μάζας)

Td (Υγρής αέριας μάζας)

1

 

 

 

2

 

 

 

3

 

 

 

4

 

 

 

5

 

 

 

6

 

 

 

7

 

 

 

8

 

 

 

 

 

 

Σχήμα 2.35 Βοηθητικό διάγραμμα για απεικόνιση.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Να αποδειχθεί ότι το ύψος συγκεκριμένης ισοβαρικής επιφάνειας (p) εξαρτάται από την πίεση (p0) και τη θερμοκρασία (T0) στο ύψος της επιφάνειας της θάλασσας υπό συνθήκες σταθερής με το ύψος θερμοβαθμίδας (Γ).

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Να αποδειχθεί πως η μεταβολή της πίεσης με το ύψος δίνεται από την παρακάτω σχέση:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 7

Να αποδειχθεί ότι η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται κατά 1 hPa για κάθε 8 μέτρα ύψους.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 8

Μια ακόρεστη αέρια μάζα έχει πυκνότητα ρ' και θερμοκρασία Τ' και το περιβάλλον στο οποίο βρίσκεται ρ και Τ. Να βρεθεί η σχέση που δίνει την κατακόρυφη επιτάχυνση συναρτήσει των όρων Τ, Τ' και g (επιτάχυνση της βαρύτητας).

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 9

Να υπολογιστεί το πάχος ισόθερμου ατμοσφαιρικού στρώματος (1000-500 hPa) για θερμοκρασία 273 Κ και σταθερή θερμοβαθμίδα Γ=6,5 K km-1. Συγκρίνετε το αποτέλεσμα με το αντίστοιχο του κριτηρίου αξιολόγησης με απάντηση 14.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 10

Να εκφρασθεί η πυκνότητα συναρτήσει του ύψους υπό σταθερή θερμοβαθμίδα.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 11

Έστω ξηρή αέρια μάζα 1 kg ανέρχεται με σταθερή κατακόρυφη ταχύτητα. Εάν η αέρια μάζα θερμαίνεται μέσω ακτινοβολίας με ρυθμό 10-1 W kg-1, πόση θα πρέπει να είναι η ταχύτητα με την οποία ανέρχεται, ώστε να διατηρήσει σταθερή θερμοκρασία;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 12

Να βρεθεί μία σχέση που να συνδέει την πυκνότητα μίας αέριας μάζας όταν υποστεί αδιαβατική εκτόνωση σε πίεση p από αρχική πίεση ps και πυκνότητα ρs.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 13

Μία αέρια μάζα θερμοκρασίας 20 °C στο ισοβαρικό επίπεδο των 1000 hPa ανέρχεται σύμφωνα με την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Ποιά η πυκνότητα της αέριας μάζας όταν φθάνει στο ισοβαρικό επίπεδο των 500 hPa;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 14

Έστω ότι μία αέρια μάζα ανέρχεται κατακόρυφα από τα 800 hPa στα 500 hPa διατηρώντας σταθερή θετική διαφορά θερμοκρασίας με το περιβάλλον 1 °C. Αν η μέση θερμοκρασία του στρώματος 800-500 hPa είναι 260 K, να υπολογιστεί η ενέργεια που απελευθερώνεται λόγω του έργου της ανωστικής δύναμης. Υποθέτωντας ότι η ενέργεια που απελευθερώθηκε μετατράπηκε σε κινητική ενέργεια της αέριας μάζας, πόση θα ήταν η ταχύτητα της αέριας μάζας στο ισοβαρικό επίπεδο των 500 hPa;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 15

Να αποδειχθεί ότι για ατμόσφαιρα με αδιαβατική θερμοβαθμίδα (π.χ. σταθερή δυνητική θερμοκρασία) το γεωδυναμικό ύψος δίνεται από την παρακάτω σχέση, όπου p0 είναι η πίεση για Z=0 και Ηθ=cpθ/g0 είναι το συνολικό γεωδυναμικό ύψος της ατμόσφαιρας.

 

 

 

 


 

Κεφάλαιο 3

 

Σύνοψη

Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο περιγράφεται η δομή και εξέλιξη μεγάλης και συνοπτικής κλίμακας ατμοσφαιρικών κινήσεων. Αναλύονται, επίσης, οι φαινόμενες και πραγματικές δυνάμεις που επηρεάζουν την κίνηση των αερίων μαζών, καθώς και τα χαρακτηριστικά του γεωστροφικού ανέμου και του ανέμου βαθμίδας. Η εργαστηριακή εφαρμογή στο τέλος του κεφαλαίου περιλαμβάνει διαδραστικές εφαρμογές και μετεωρολογικούς χάρτες για την κατανόηση της ισορροπίας δυνάμεων και τη δημιουργία του επιφανειακού ανέμου.

 

Προαπαιτούμενη γνώση

Για καλύτερη κατανόηση των εννοιών προτείνεται η αναδρομή στο εισαγωγικό κεφάλαιο του συγγράμματος, καθώς και στο 2ο Κεφάλαιο (Θερμοδυναμική της ατμόσφαιρας). Προτείνεται, επίσης, αναδρομή σε βασικές έννοιες μαθηματικών, όπως ολοκληρώματα, παράγωγοι, διαφορικές εξισώσεις.

 

3. Δυναμική της Ατμόσφαιρας

 

Τα συνοπτικά συστήματα έχουν χωρική κλίμακα εξέλιξης της τάξης των εκατοντάδων χιλιομέτρων, χρονική εξέλιξη μίας ημέρας ή περισσότερο και αναπτύσσονται στην τροπόσφαιρα (Σχήμα 3.1). Οι συγκεκριμένες κινήσεις επηρεάζονται από την περιστροφή της Γης, βρίσκονται σε υδροστατική ισορροπία και η κατακόρυφη συνιστώσα της ταχύτητας είναι αρκετές τάξεις μεγέθους μικρότερη από τις αντίστοιχες οριζόντιες συνιστώσες.

 

 

 

Σχήμα 3.1 Χωροχρονικές κλίμακες εξέλιξης του συνόλου των φαινομένων του ατμοσφαιρικού και κλιματικού συστήματος (Katsafados, 2003).

 

 

3.1. Δυναμική της Οριζόντιας Ροής

 

Ο 2ος Νόμος του Νεύτωνα αναφέρει πως σε κάθε μία από τις τρεις διαστάσεις ενός συστήματος συντεταγμένων, η επιτάχυνση α που αποκτά ένα σώμα μάζας m υπό την επίδραση συνισταμένων δυνάμεων ΣF δίνεται από τη σχέση:

 

 

 

 

Η συγκεκριμένη σχέση περιγράφει την κίνηση σε ένα αδρανειακό (μη επιταχυνόμενο) σύστημα αναφοράς. Σε ένα περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς απαιτείται η ύπαρξη δύο φαινόμενων δυνάμεων: μίας φυγοκέντρου δύναμης που εφαρμόζεται σε όλα τα σώματα, ανεξάρτητα από τα χαρακτηριστικά της κίνησής τους, και μίας άλλης δύναμης, που καλείται Coriolis, η οποία εξαρτάται από τη σχετική ταχύτητα του σώματος στο επίπεδο που είναι κάθετο στον άξονα περιστροφής (δηλαδή στο επίπεδο που είναι παράλληλο στον Ισημερινό).

 

3.2. Φαινόμενες Δυνάμεις

 

Η δύναμη ανά μονάδα μάζας που αναφέρεται ως βαρύτητα ή ενεργή βαρύτητα αντιπροσωπεύει το διανυσματικό άθροισμα της πραγματικής βαρυτικής έλξης g*, που έλκει όλα τα σώματα συγκεκριμένης μάζας προς το κέντρο της μάζας της Γης, και μίας φαινόμενης δύναμης, πολύ μικρότερου μεγέθους, που καλείται φυγόκεντρος δύναμη Ω2RA, όπου Ω είναι ο ρυθμός περιστροφής του συστήματος συντεταγμένων σε ακτίνια ανά δευτερόλεπτο (s-1) και RA είναι η απόσταση από τον άξονα περιστροφής. Η φυγόκεντρος δύναμη τείνει να εκτρέψει όλα τα σώματα προς τα έξω από τον άξονα της πλανητικής περιστροφής. Η μαθηματική έκφραση δίνεται ως:

 

 

 

 

όπου ισχύει g*>>Ω2RA.Ένα σώμα το οποίο κινείται με ταχύτητα V σε επίπεδο κάθετο στον άξονα περιστροφής της Γης δέχεται μία επιπλέον φαινόμενη δύναμη, που καλείται δύναμη Coriolis:

 

 

 

 

Η συγκεκριμένη δύναμη έχει διεύθυνση κάθετη της κίνησης και φορά ανάλογα με τη φορά περιστροφής του συστήματος. Δηλαδή, εάν το σύστημα περιστρέφεται αντίθετα από τους δείκτες του ρολογιού (αριστερόστροφα), όπως η Γη, η δύναμη θα έχει φορά προς τα δεξιά της κίνησης του σώματος με ταχύτητα V και αντίστροφα. Η δύναμη Coriolis επιδρά μόνο στη διεύθυνση της κίνησης και οφείλεται στην περιστροφή της Γης. Ονομάστηκε προς τιμήν του Gustav-Gaspard Coriolis ενός Γάλλου επιστήμονα, ο οποίος το 1835 την περιέγραψε μαθηματικά.

Όταν οι δυνάμεις και οι κινήσεις αναπαρίστανται σε σφαιρικό σύστημα συντεταγμένων, η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης Coriolis προερχόμενη από οριζόντια κίνηση V δίνεται σε διανυσματική μορφή:

 

 

 

 

όπου

 

 

 

 

και αποτελεί την παράμετρο Coriolis, ενώ k αντιστοιχεί στο μοναδιαίο διάνυσμα κάθετο στην οριζόντια επιφάνεια της κίνησης με θετικό πρόσημο προς τα πάνω. Το φ αντιστοιχεί στο γεωγραφικό πλάτος, ενώ το μοναδιαίο διάνυσμα k είναι παράλληλο στον άξονα περιστροφής μόνο κοντά στους πόλους. Η συγκεκριμένη δύναμη έχει διεύθυνση κάθετη της κίνησης και φορά ανάλογα με τη φορά περιστροφής του συστήματος. Δηλαδή, εάν το σύστημα περιστρέφεται αντίθετα με τους δείκτες του ρολογιού (αριστερόστροφα), όπως η Γη, η δύναμη θα έχει φορά προς τα δεξιά της κίνησης του σώματος με ταχύτητα V. Η Coriolis τείνει να εκτρέψει τα σώματα προς τα δεξιά της κίνησής τους στο Βόρειο Ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο Νότιο Ημισφαίριο. Το Σχήμα 3.2 παρουσιάζει την επίδραση μιας αριστερόστροφα περιστρεφόμενης σφαίρας (Γη) στην ευθύγραμμη κίνηση αντικειμένου επί αυτής. Η γωνιακή ταχύτητα Ω της Γης δίνεται από τη σχέση Ω=2π rad/day=7,292×10-5 s-1, όπου day αναφέρεται στη αστρική ημέρα που έχει διάρκεια 23 ώρες και 56 λεπτά.

 

 

 

Σχήμα 3.2 Κίνηση σώματος από τον Βόρειο Πόλο προς τον Ισημερινό σε α) μη περιστρεφόμενο πλανήτη και β) σε αριστερόστροφα περιστρεφόμενο πλανήτη. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε την επίδραση της δύναμης Coriolis στη διεύθυνση ενός κινούμενου σώματος (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

Η δύναμη Coriolis αυξάνει από τον Ισημερινό, όπου έχει τιμή μηδέν, προς τους πόλους, όπου και λαμβάνει τη μέγιστη τιμή 2ΩV (Σχήμα 3.3). Επίσης, η δύναμη Coriolis επιδρά στην διεύθυνση του ανέμου και όχι στο μέτρο του.

 

 

 

Σχήμα 3.3 Μεταβολή της δύναμης Coriolis (m s-2) με το γεωγραφικό πλάτος.

 

 

 

3.3. Πραγματικές Δυνάμεις

 

Οι πραγματικές δυνάμεις που εισέρχονται στις εξισώσεις κίνησης στην ατμόσφαιρα είναι η βαρύτητα, η δύναμη βαροβαθμίδας και η τριβή.

 

3.3.1. Δύναμη Βαροβαθμίδας

 

Έστω p(x)A η δύναμη που ασκείται κάθετα στην αριστερή πλευρά του στοιχειώδους αέριου κύβου, με πλευρά εμβαδού Α (Σχήμα 3.4), όπου p(x) η πίεση που δέχεται η πλευρά του κύβου. Η δύναμη που ασκείται στη δεξιά πλευρά του κύβου θα είναι -p(x+δx)A. Με βάση τον 2ο Νόμο του Νεύτωνα (3.1) για τη x-διεύθυνση:

 

 

 

 

 

Σχήμα 3.4 Στοιχειώδης όγκος βάσης Α και ακμής δx.

 

 

Αν η πυκνότητα της αέριας μάζας είναι ρ τότε η μάζα γράφεται m = rAdx και συνεπώς η εξίσωση λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

Σε στοιχειώδη όγκο η παραπάνω σχέση λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

Και για τις τρεις διαστάσεις προκύπτει η γενική μορφή της δύναμης βαροβαθμίδας:

 

 

 

 

Η δύναμη βαροβαθμίδας έχει φορά αντίθετη από το άνυσμα της βαθμίδας πίεσης (ανάδελτα), δηλαδή κατευθύνεται από τις υψηλότερες προς χαμηλότερες πιέσεις. Επίσης όσο ισχυρότερη είναι η βαθμίδα πίεσης τόσο ισχυρότερη είναι και η δύναμη βαροβαθμίδας.

Από την υδροστατική εξίσωση (2.15) και τους ορισμούς του γεωδυναμικού (εξίσωση 2.18) και του γεωδυναμικού ύψους (εξίσωση 2.20) προκύπτει:

 

 

 

 

όπου οι βαθμίδες του γεωμετρικού ύψους, του γεωδυναμικού ύψους και του γεωδυναμικού ορίζονται σε κεκλιμένες επιφάνειες πίεσης. Οπότε, η δύναμη βαροβαθμίδας μπορεί να ληφθεί ως η συνιστώσα της ενεργής βαρύτητας g στο επίπεδο της επιφάνειας πίεσης. Η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης βαροβαθμίδας είναι περίπου 4 τάξεις μεγέθους μικρότερη από την αντίστοιχη κατακόρυφη (περίπου 10-3 ms-2).

Στους χάρτες καιρού το πεδίο της πίεσης παρίσταται από ένα σύνολο ισοπληθών καμπύλων χαραγμένων ανά ίσα διαστήματα. Οι καμπύλες που χρησιμοποιούνται για την παράσταση της κατανομής της πίεσης σε σταθερές επιφάνειες γεωδυναμικού ύψους καλούνται ισοβαρείς καμπύλες, ενώ οι καμπύλες που απεικονίζουν την κατανομή του γεωδυναμικού ύψους σε σταθερές ισοβαρικές επιφάνειες καλούνται ισοϋψείς καμπύλες. Οι ισοβαρείς καμπύλες χαράσσονται σε γεωδυναμικό ύψος μηδέν, δηλαδή ανηγμένο στο ύψος της μέσης στάθμης θάλασσας και οι αντίστοιχοι χάρτες που προκύπτουν ονομάζονται χάρτες επιφανείας, ενώ οι ισοϋψείς καμπύλες χαράσσονται σε σταθερές ισοβαρικές επιφάνειες (1000, 850, 700, 500, 400, 300, 200, 100, 50 hPa) δημιουργώντας τους χάρτες καθ’ύψος μέσα στην ατμόσφαιρα.

Η δύναμη βαροβαθμίδας μπορεί να εκτιμηθεί από τους χάρτες ισοβαρών καμπυλών, όταν είναι γνωστές οι αποστάσεις μεταξύ των ισοβαρών με βάση την παρακάτω προσεγγιστική σχέση:

 

 

 

 

όπου Δp είναι η διαφορά μεταξύ δύο διαδοχικών ισοβαρών και Δn είναι η οριζόντια απόστασή τους.

Έστω δύο διαδοχικές ισοβαρείς των 1020 και 1010 mb σε οριζόντια απόσταση 100 km (Σχήμα 3.5). Με βάση τη συγκεκριμένη κατανομή και τη σχέση (3.11) προκύπτει η βαθμίδα πίεσης 0,1 mb km-1. Αν η μεταβολή της πίεσης στην ίδια απόσταση τετραπλασιαστεί (1020 και 980 mb) τότε η βαθμίδα πίεσης θα είναι 0,4 mb km-1 και ο άνεμος βαροβαθμίδας θα είναι τέσσερις φορές ισχυρότερος.

 

 

 

Σχήμα 3.5 Κατανομές ισοβαρών σε απόσταση 100 km για την εκτίμηση της βαθμίδας πίεσης και της έντασης του ανέμου βαροβαθμίδας.

 

 

 

3.3.2. Δύναμη Τριβής

 

Ανάλογα με τη δύναμη βαροβαθμίδας αποδεικνύεται πως η και δύναμη τριβής στη μονάδα μάζας έχει τη μορφή:

 

 

 

 

όπου τ είναι η κατακόρυφη συνιστώσα της διατμητικής τάσης, που αντιπροσωπεύει την κατακόρυφη μεταφοράς ορμής σε μονάδες Nm-2 (Σχήμα 3.6). Οι κατακόρυφες εναλλαγές ορμής δρουν για την εξομάλυνση της κατακόρυφης κατατομής της ταχύτητας V του ανέμου. Η βαθμίδα της κατακόρυφης ανάμιξης σε συγκεκριμένο ύψος και χρόνο εξαρτάται από την ένταση της κατακόρυφης διάτμησης του ανέμου και από την ένταση της τυρβώδους ροής (κάτω δεξιά φάσμα κινήσεων του Σχήματος 3.1). Πάνω από το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας η δύναμη τριβής είναι πολύ μικρότερη από τις δυνάμεις βαροβαθμίδας και Coriolis, ενώ μέσα στο οριακό στρώμα (περίπου στα πρώτα 1500 μέτρα από την επιφάνεια) η δύναμη τριβής είναι ανάλογου μεγέθους με τις άλλες δύο δυνάμεις.

 

 

 

Σχήμα 3.6 Κατακόρυφη κατατομή της ροής ρευστού μεταξύ σταθερής κάτω ράβδου και κινούμενης άνω ράβδου με ταχύτητα U.

 

 

Η διατμητική τάση τs κοντά στην επιφάνεια της Γης έχει φορά αντίθετη με τη φορά του διανύσματος της ταχύτητας του ανέμου Vs και δρα αντισταθμιστικά στον επιφανειακό άνεμο. Προσεγγιστικά δίνεται από την εμπειρική σχέση:

 

 

 

 

όπου ρ η πυκνότητα του αέρα, CD ο αδιάστατος συντελεστής αντίστασης, ο οποίος εξαρτάται από την τραχύτητα του εδάφους και τη στατική ευστάθεια της ατμόσφαιρας,  το διάνυσμα του επιφανειακού ανέμου και Vs η ταχύτητα του επιφανειακού ανέμου.

 

3.4. Εξίσωση της Οριζόντιας Κίνησης

 

Η οριζόντια συνιστώσα της σχέσης (3.1) σε διανυσματική μορφή για τη μονάδα μάζας είναι:

 

 

 

 

Όπου dV/dt είναι η ολική παράγωγος ως προς τον χρόνο της οριζόντιας συνιστώσας της ταχύτητας μίας μοναδιαίας αέριας μάζας καθώς κινείται μέσα στην ατμόσφαιρα. Αντικαθιστώντας την αPGF από την (3.9) και την FC από την (3.4) προκύπτει:

 

 

 

 

ή σε μορφή συνιστωσών σε εφαπτόμενο οριζόντιο επίπεδο και αγνοώντας μικρότερους όρους, λόγω καμπυλότητας της Γης:

 

 

 

 

 

 

Η πυκνότητα ρ στη δύναμη βαροβαθμίδας μπορεί να αντικατασταθεί σύμφωνα με τη σχέση (3.10):

 

 

 

 

Στη σχέση (3.15) το πεδίο του οριζόντιου ανέμου ορίζεται σε επιφάνειες σταθερού γεωδυναμικού, δηλαδή όταν p=0, ενώ στη σχέση (3.18) ορίζεται σε επιφάνειες σταθερής πίεσης (ισοβαρικές), δηλαδή όταν Φ=0.

 

3.5. Γεωστροφικός Άνεμος

 

Σε συστήματα μεγάλης κλίμακας, όπως βαροκλινικά κύματα ή κυκλώνες μέσων γεωγραφικών πλατών, οι τυπικές οριζόντιες ταχύτητες είναι της τάξης των 10 ms-1 και η χρονική εξέλιξή τους της τάξης της μίας ημέρας, δηλαδή 105 s. Συνεπώς, μία τυπική τιμή επιτάχυνσης dV/dt μίας αέριας μάζας είναι περίπου 10 ms-1 ανά 105 s ή 10-4 ms-2. Σε μέσα γεωγραφικά πλάτη όπου f~10-4s-1 μία αέρια μάζα, που κινείται με ταχύτητα 10 ms-1, δέχεται την επίδραση δύναμης Coriolis FC~10-3 ms-2 στη μονάδα μάζας. Είναι δηλαδή μία τάξη μεγέθους μεγαλύτερη από την οριζόντια επιτάχυνση της αέριας μάζας.

Στην ελεύθερη ατμόσφαιρα, πάνω από το οριακό στρώμα, όπου η δύναμη τριβής θεωρείται συνήθως αμελητέα, μπορεί να θεωρηθεί ότι ο μόνος όρος που εξισορροπεί τη δύναμη Coriolis FC είναι η δύναμη βαροβαθμίδας αPGF. Για μέσα και μεγάλα γεωγραφικά πλάτη ισχύει:

 

 

 

 

Επειδή σε εξωτερικά γινόμενα διανυσμάτων ισχύει η ιδιότητα: k(kV)=-V, προκύπτει:

 

 

 

 

Για οποιαδήποτε οριζόντια κατανομή πίεσης σε γεωδυναμικές επιφάνειες (ή γεωδυναμικού ύψους σε ισοβαρικές επιφάνειες) ορίζεται ο γεωστροφικός άνεμος Vg, για τον οποίο ισχύει η παραπάνω σχέση:

 

 

 

 

ή αναλυόμενος σε συνιστώσες:

 

 

 

 

 

 

Σε φυσικές συντεταγμένες λαμβάνει τη μορφή:

 

 

 

 

όπου Vg είναι το βαθμωτό μέγεθος του γεωστροφικού ανέμου και το n αντιστοιχεί σε διεύθυνση κάθετη στις ισοβαρείς (ή τις ισοϋψείς καμπύλες) με φορά προς τις υψηλότερες τιμές.

Η ισορροπία των δυνάμεων σε οριζόντιο επίπεδο οδηγεί στη δημιουργία του γεωστροφικού ανέμου, όπως αποτυπώνεται στο Σχήμα 3.7.

 

 

 

Σχήμα 3.7 Iσορροπία των δυνάμεων βαροβαθμίδας και Coriolis σε οριζόντιο επίπεδο και ο προκύπτων γεωστροφικός άνεμος στο Βόρειο Ημισφαίριο.

 

 

Για να υπάρξει ισορροπία μεταξύ της δύναμης βαροβαθμίδας και της δύναμης Coriolis ο γεωστροφικός άνεμος πρέπει να πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς, έχοντας δεξιά του τις υψηλές πιέσεις στο Βόρειο Ημισφαίριο. Και στα δύο ημισφαίρια, η κυκλοφορία του γεωστροφικού ανέμου είναι κυκλωνική (ροή αντίστροφη από την κίνηση των δεικτών του ρολογιού) γύρω από το κέντρο χαμηλών πιέσεων και αντίστροφα στους αντικυκλώνες, αποδεικνύοντας την ύπαρξη τοπικού ελαχίστου ατμοσφαιρικής πίεσης στο κέντρο των κυκλώνων και τοπικού μεγίστου στο κέντρο των αντικυκλώνων (Σχήμα 3.8).

 

 

 

Σχήμα 3.8 Ροή του ανέμου σε συστήματα (α) βαρομετρικού χαμηλού και (β) βαρομετρικού υψηλού Βορείου Ημισφαιρίου.

 

 

Η πυκνότερη κατανομή ισοβαρών ή ισοϋψών σημαίνει ανάπτυξη ισχυρότερης δύναμης Coriolis για την εξισορρόπηση της δύναμης βαροβαθμίδας και συνεπώς μεγαλύτερη ένταση της ταχύτητας του γεωστροφικού ανέμου.

 

3.6. Η Επίδραση της Τριβής

 

Η ισορροπία των τριών δυνάμεων βαροβαθμίδας, Coriolis και τριβής ώστε η ολική επιτάχυνση να είναι dV/dt=0 παρουσιάζεται στο Σχήμα 3.9.

 

 

 

Σχήμα 3.9 Ισορροπία δυνάμεων βαροβαθμίδας (PGF), Coriolis και τριβής (Fτ) (a) για την περίπτωση του γεωστροφικού ανέμου (Vg) (b) για την περίπτωση του επιφανειακού ανέμου (Vs).

 

 

Η δύναμη βαροβαθμίδας (αPGF) είναι κάθετη στις ισοβαρείς, η Coriolis (Fc) έχει φορά προς τα δεξιά του διανύσματος της ταχύτητας Vs της αέριας μάζας στο Βόρειο Ημισφαίριο, ενώ η τριβή (Fτ) έχει φορά αντίθετη της κίνησης. Όταν ξεκινά η κίνηση της αέριας μάζας η δύναμη τριβής είναι αντίθετη της ταχύτητας Vg. Η μείωση της ταχύτητας Vg οδηγεί σε ελάττωση της δύναμης Coriolis, η οποία δεν μπορεί να εξισορροπήσει τη δύναμη βαροβαθμίδας. Τότε ο άνεμος στρέφεται κατά γωνία ψ προς τις χαμηλότερες πιέσεις. Η γωνία ψ μεταξύ Vs και Vg καθορίζεται από τη συνθήκη ότι η συνιστώσα της αPGF στο επίπεδο της κίνησης Vs πρέπει να εξισορροπείται από την τριβή. Αντίστοιχα, η Fc πρέπει να είναι αρκετά μεγάλη, ώστε να βρίσκεται σε ισορροπία με τη συνιστώσα της αPGF σε επίπεδο κάθετο της διεύθυνσης της ταχύτητας του ανέμου Vs, δηλαδή:

 

 

 

 

Επειδή | Fc |<| aPGF | τότε θα πρέπει ο πραγματικός άνεμος Vs=| Fc | f να είναι μικρότερος του γεωστροφικού Vg=| aPGF |f. Όσο ισχυρότερη είναι η δύναμη τριβής τόσο μεγαλύτερη γωνία ψ δημιουργεί ανάμεσα στον πραγματικό Vs και τον γεωστροφικό Vg άνεμο. Η συγκεκριμένη ροή που τέμνει τις ισοβαρείς με φορά προς τις χαμηλότερες πιέσεις καλείται απόκλιση του Ekman και εντοπίζεται πάντα στους χάρτες επιφανείας σε περιοχές με έντονο ανάγλυφο.

 

3.7. Άνεμος Βαθμίδας

 

Η κεντρομόλος επιτάχυνση σε περιοχές με μεγάλη καμπυλότητα των τροχιών των αερίων μαζών αποκτά σημαντικές τιμές σε σχέση με τις τιμές που έχει σε τροχιές με περιορισμένη καμπυλότητα. Σε αυτή την περίπτωση, όταν ο όρος της συνολικής επιτάχυνσης dV/dt είναι σημαντικός, τότε το μέγεθός του προσεγγίζεται από την κεντρομόλο επιτάχυνση V2/RT, όπου RT είναι η τοπική ακτίνα καμπυλότητας της τροχιάς. Συνεπώς η εξίσωση της οριζόντιας κίνησης (3.15), χωρίς την επίδραση της τριβής, απλοποιείται στην ισορροπία των δυνάμεων σε διεύθυνση κάθετη στη ροή, δηλαδή:

 

 

 

 

Τα πρόσημα των όρων σε αυτή την ισορροπία των τριών δυνάμεων εξαρτώνται από την ύπαρξη κυκλωνικής ή αντικυκλωνικής καμπυλότητας της τροχιάς (Σχήμα 3.10).

 

 

 

Σχήμα 3.10 Ισορροπία δυνάμεων βαροβαθμίδας (PGF), Coriolis (CO) και φυγόκεντρου (CE) σε (a) κυκλωνική καμπύλη τροχιά και (β) αντικυκλωνική καμπύλη τροχιά για το Βόρειο Ημισφαίριο.

 

 

Στην περίπτωση κυκλωνικής τροχιάς (Σχήμα 3.10α), η φυγόκεντρος δύναμη είναι ομόρροπη με την Coriolis και συνεπώς, σε φάση ισορροπίας των τριών δυνάμεων, η ταχύτητα του ανέμου θα είναι μικρότερη σε σχέση με την ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου στην ισορροπία βαροβαθμίδας-Coriolis. Σε ροές έντονων σφηνών υφέσεων (troughs), όπου οι τροχιές των αερίων μαζών είναι κυκλωνικές, οι παρατηρούμενες τιμές έντασης ανέμου στο επίπεδο των αεροχειμμάρων είναι δύο ή και τρεις φορές μικρότερες από την αντίστοιχη ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου, που θα προέκυπτε σύμφωνα με την πυκνότητα των ισοϋψών καμπυλών. Στην αντικυκλωνική κυκλοφορία (Σχήμα 3.10β) η φυγόκεντρος δύναμη είναι αντίθετη της Coriolis οδηγώντας στην ανάπτυξη υπερ-γεωστροφικής ταχύτητας ανέμου προκειμένου να επιτευχθεί η ισορροπία των δυνάμεων. Η φυγόκεντρος δύναμη δρα πάντα κάθετα στο διάνυσμα του ανέμου και επηρεάζει τη διεύθυνσή του και όχι το μέτρο του.

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των τριών συγκεκριμένων δυνάμεων καλείται άνεμος βαθμίδας. Η σχέση (3.26) μπορεί να γραφεί υπό μορφή δευτεροβάθμιας εξίσωσης ως προς V:

 

 

 

 

Η λύση της (3.27) ως προς V δίνει την ταχύτητα του άνεμου βαθμίδας:

 

 

 

 

Από το Σχήμα 3.10 φαίνεται πως η RT είναι θετική στην περίπτωση κυκλωνικής τροχιάς και αρνητική στην περίπτωση αντικυκλωνικής τροχιάς. Για την περίπτωση αντικυκλωνικής τροχιάς υπάρχει πραγματική λύση όταν:

 

 

 

 

Στον Πίνακα 3.1 αναλύονται οι τέσσερις φυσικές λύσεις της εξίσωσης (3.29).

 

 

Πρόσημο RΤ

Πρόσημο Άp/Άn

Τετραγωνική ρίζα

Τύπος κυκλοφορίας

Περιορισμοί

Διεύθυνση δυνάμεων

-

+

+

Ανώμαλο χαμηλό

-

PGF και Coriolis την ίδια φορά

+

-

+

Κανονικό χαμηλό

-

PGF και Coriolis αντίθετες

-

-

+

Ανώμαλο υψηλό

PGF και Coriolis αντίθετες

-

-

-

Κανονικό υψηλό

PGF και Coriolis αντίθετες

 

Πίνακας 3.1 Πρόσημα και μεγέθη των όρων της εξίσωσης του ανέμου βαθμίδας που έχουν φυσική λύση στο Βόρειο Ημισφαίριο.

 

 

Τα ανώμαλα υψηλά και χαμηλά, αν και έχουν φυσική υπόσταση, δεν εντοπίζονται στην ατμόσφαιρα. Στα ανώμαλα υψηλά παρατηρείται το παράδοξο η ταχύτητα του ανέμου να αυξάνει καθώς η δύναμη βαροβαθμίδας μειώνεται.

 

3.8. Θερμικός Άνεμος

 

Όπως ο γεωστροφικός άνεμος αποτελεί έκφραση του p=0 ή του Φ=0, η κατακόρυφη κατατομή του αποτελεί έκφραση τουΤ. Εφαρμόζοντας την εξίσωση (3.21) για δύο διαφορετικές ισοβαρικές επιφάνειες και στη συνέχεια αφαιρώντας, προκύπτει η σχέση της κατακόρυφης κατατομής του ανέμου ενός ατμοσφαιρικού στρώματος:

 

 

 

 

Σε μορφή διαφορών γεωδυναμικού ύψους:

 

 

 

 

ή σε μορφή συνιστωσών,

 

 

 

 

 

 

Η συγκεκριμένη σχέση αποτελεί την εξίσωση του θερμικού ανέμου, κατά την οποία η μέση κατακόρυφη κατατομή του γεωστροφικού ανέμου (Vg2-Vg1) μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών εξαρτάται από την οριζόντια βαθμίδα του πάχους του στρώματος (Z2-Z1). Συνεπώς στο Βόρειο Ημισφαίριο ο θερμικός άνεμος πνέει παράλληλα στις ισοπαχείς καμπύλες, έχοντας τα μεγάλα πάχη στρώματος δεξιά. Από την υψομετρική εξίσωση (2.25) ο θερμικός άνεμος μπορεί να εκφραστεί ως η γραμμική σχέση μεταξύ της κατακόρυφης κατατομής του γεωστροφικού ανέμου και της οριζόντιας βαθμίδας της θερμοκρασίας:

 

 

 

 

όπου  η μέση θερμοκρασία του ατμοσφαιρικού στρώματος. Σε μορφή συνιστωσών,

 

 

 

 

 

 

Ο θερμικός άνεμος έχει σημαντικό ρόλο στην εκτίμηση της οριζόντιας μεταφοράς θερμοκρασίας. Με βάση τη σχέση (3.36) και σε αναλογία με τον γεωστροφικό άνεμο, ο θερμικός άνεμος πνέει παράλληλα στις ισόθερμες (καμπύλες σταθερής θερμοκρασίας και συνεπώς σταθερού πάχους στρώματος) με τον θερμότερο αέρα να εντοπίζεται δεξιά της κίνησης στο Βόρειο Ημισφαίριο. Οπότε, η στροφή του γεωστροφικού ανέμου καθ’ύψος αντίθετα με τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού σημαίνει ψυχρή μεταφορά αερίων μαζών (Σχήμα 3.11α) και με τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού θερμή μεταφορά (Σχήμα 3.11β).

 

 

 

Σχήμα 3.11 Στροφή του γεωστροφικού ανέμου καθ’ύψος και μεταφορά θερμοκρασίας. (α) Στροφή αντίθετα της κίνησης των δεικτών του ρολογιού (ψυχρή μεταφορά), (β) στροφή κατά τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού (θερμή μεταφορά).

 

 

Είναι, συνεπώς, εφικτό να υπολογιστεί η οριζόντια μεταφορά θερμοκρασίας σε μία συγκεκριμένη περιοχή αποκλειστικά από τα δεδομένα της κατακόρυφης κατατομής του ανέμου προερχόμενα από μία ραδιοβόλιση. Επίσης, ο γεωστροφικός άνεμος σε κάθε ατμοσφαιρικό στρώμα μπορεί να υπολογιστεί από τη μέση θερμοκρασία του στρώματος. Εάν δηλαδή είναι γνωστή η ένταση του γεωστροφικού ανέμου στα 850 mb και η μέση οριζόντια βαθμίδα θερμοκρασίας στο στρώμα 850-500 mb είναι επίσης γνωστή, τότε από τη σχέση (3.34) μπορεί να εκτιμηθεί η ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου στα 500 mb.

 

3.9. Εξίσωση της Συνέχειας

 

Η μαθηματική έκφραση για τη διατήρηση της μάζας στα ρευστά αποτελεί την εξίσωση της συνέχειας. Χρησιμοποιώντας την Eulerian θεώρηση, υποθέτουμε στοιχειώδη σταθερό αέριο όγκο με διαστάσεις δx, δy και δz σε ορθοκανονικό σύστημα συντεταγμένων (Σχήμα 3.12). Στην περίπτωση αυτή, ο ρυθμός με τον οποίο η μάζα εισέρχεται από τις πλευρές του όγκου θα πρέπει να ισούται με το ρυθμό μεταβολής της μάζας που εσωκλείεται στον αέριο όγκο. Ειδικότερα, ο ρυθμός με τον οποίο εισέρχεται η μάζα από την αριστερή πλευρά ανά μονάδα επιφάνειας δίνεται από την έκφραση:

 

 

 

 

Ομοίως, ο ρυθμός με τον οποίο εξέρχεται η μάζα από τη δεξιά πλευρά ανά μονάδα επιφάνειας δίνεται από την έκφραση:

 

 

 

 

Επειδή η κάθετη στη ροή επιφάνεια είναι δxδy, η καθαρή ροή ως προς τη x συνιστώσα της ταχύτητας μέσα στον στοιχειώδη όγκο δίνεται από τη σχέση:

 

 

 

 

Ομοίως προκύπτει η καθαρή ροή ως προς τις συνιστώσες y και z της ταχύτητας. Συνεπώς η συνολική καθαρή ροή μέσα στον στοιχειώδη όγκο δίνεται από την έκφραση:

 

 

 

 

 

 

 

Σχήμα 3.12 Εισροή μάζας σε στοιχειώδη αέριο όγκο εξαιτίας eulerian κίνησης παράλληλα στον άξονα x.

 

 

H εισερχόμενη ροή μάζας ανά μονάδα όγκου είναι -V) και ισούται με τον ρυθμό αύξησης της μάζας ανά μονάδα όγκου, δηλαδή με τον τοπικό ρυθμό μεταβολής της πυκνότητας ρ/t. Συνεπώς προκύπτει η εξίσωση:

 

 

 

 

Η εξίσωση (3.41) αποτελεί την εξίσωση της συνέχειας για αποκλίνουσα μάζα. Μια εναλλακτική μορφή της εξίσωσης της συνέχειας προκύπτει χρησιμοποιώντας δύο ταυτότητες, που δίνονται από τις σχέσεις (3.42) και (3.43):

 

 

 

 

 

 

 

 

Έτσι, προκύπτει η εξίσωση της συνέχειας για αποκλίνουσα ταχύτητα:

 

 

 

 

Η εξίσωση της συνέχειας από τη σχέση (3.44) εκφράζει ότι ο ρυθμός μεταβολής της πυκνότητας, ακολουθώντας τη κίνηση μίας αέριας μάζας, ισούται με το αντίθετο της απόκλισης της ταχύτητας. Ανάλογα, η εξίσωση (3.41) δηλώνει πως η τοπική μεταβολή της πυκνότητας ισούται με το αντίθετο της απόκλισης της μάζας.

 

3.10. Εργαστηριακή Εφαρμογή (Γεωστροφικός και Επιφανειακός άνεμος)

 

Γενικά η διεύθυνση του ανέμου χαρακτηρίζεται από την κατεύθυνση από την οποία πνέει (Σχήμα 3.13). Ο άνεμος πνέει από περιοχές με υψηλές πιέσεις προς περιοχές με χαμηλότερες πιέσεις, με τις μεγαλύτερες εντάσεις να εντοπίζονται σε περιοχές με μεγάλη πυκνότητα των ισοβαρών καμπύλων (Σχήμα 3.14).

 

 

 

Σχήμα 3.13 Οι 8 βασικές διευθύνσεις του ανέμου ανά 45°.Με γκρι αποτυπώνονται οι υποδιαιρέσεις τους ανά 22,5°.

 

 

 

 

 

Σχήμα 3.14 Δημιουργία ανέμου από περιοχή με υψηλές πιέσεις προς περιοχή με χαμηλές πιέσεις. Η έντασή του είναι ισχυρότερη εκεί όπου υπάρχει μεγαλύτερη πυκνότητα ισοβαρών καμπύλων.

 

 

Η επίσημη μονάδα μέτρησης της έντασης του ανέμου είναι ms-1. Ωστόσο σε διάφορες περιοχές έχουν επικρατήσει και άλλες μονάδες, όπως οι κόμβοι, mi h-1, km h-1. Στην Ελλάδα η ένταση του ανέμου δίνεται σε μποφόρ (Beaufort), η οποία αποτελεί εμπειρική κλίμακα της κατάστασης του περιβάλλοντος ως αποτέλεσμα της έντασης του ανέμου. Στον Πίνακα 3.2 δίνεται η αντιστοίχιση της κλίμακας μποφόρ σε ms-1 και km h-1.

 

 

Μποφόρ

Ένταση (ms-1)

Ένταση (km hr-1)

Περιγραφή

Επιδράσεις στο περιβάλλον

0

0-0,2

< 1

Άπνοια

Ο καπνός υψώνεται κατακόρυφα

1

0,3-1,5

1 - 5

Σχεδόν άπνοια

Ο άνεμος μετακινεί τον καπνό

2

1,6-3,3

6 - 11

Πολύ ασθενής

Τα φύλλα των δέντρων κινούνται

3

3,4-5,4

12 - 19

Ασθενής

Φύλλα και μικρά κλαριά κινούνται διαρκώς

4

5,5-7,9

20 - 29

Σχεδόν μέτριος

Ο άνεμος σηκώνει σκόνη και τα κλαδιά αρχίζουν να κινούνται

5

8,0-10,7

30 - 38

Μέτριος

Μικρά δέντρα αρχίζουν να κινούνται

6

10,8-13,8

39 - 51

Ισχυρός

Μεγάλα κλαδιά κινούνται

7

13,9-17,1

51 - 61

Σχεδόν θυελλώδης

Τα δέντρα κινούνται ολόκληρα

8

17,2-20,7

62 - 74

Θυελλώδης

Μεγάλα δέντρα κινούνται ολόκληρα και μικρά κλαδιά σπάνε.

9

20,8-24,4

75 - 86

Πολύ θυελλώδης

Μεγάλα κλαδιά σπάνε, μικρές ζημιές σε καμινάδες και σκεπές

10

24,5-28,4

87 - 101

Θύελλα

Δέντρα σπάζουν ή ξεριζώνονται. Πολλά κεραμίδια αποσπώνται από τις σκεπές, αρκετές ζημιές στο εξωτερικό των κτιρίων

11

28,5-32,6

102 - 120

Ισχυρή θύελλα

Πολλές στέγες υφίστανται μεγάλη ζημιά. Εκτεταμένες ζημιές στην βλάστηση

12

> 32,7

> 120

Τυφώνας

Σοβαρές καταστροφές σε μεγάλη έκταση. Συντρίμμια εκσφενδονίζονται και παρασύρονται. Πολύ εκτεταμένες ζημιές στην βλάστηση

 

Πίνακας 3.2 Κατηγορίες έντασης και αντιστοιχίσεις μονάδων επιφανειακού ανέμου.

 

 

Δυνάμεις δημιουργίας του ανέμου και βασικά χαρακτηριστικά τους.

 

·         Δύναμη Coriolis. Φαινόμενη δύναμη που οφείλεται στην περιστροφή της Γης και επιδρά μόνο στη διεύθυνση του ανέμου.

·         Δύναμη βαρύτητας.

·         Δύναμη βαροβαθμίδας. Δημιουργείται από τη διαφορά ατμοσφαιρικής πίεσης ανάμεσα σε δύο περιοχές. Ο άνεμος βαροβαθμίδας είναι ανάλογος της μεταβολής της πίεσης.

·         Δύναμη Τριβής. Επιδρά στα κατώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα που έρχονται σε επαφή με το γήινο ανάγλυφο.

·         Φυγόκεντρος δύναμη.

 

Στο Σχήμα 3.15 απεικονίζεται χάρτης κατανομής ισοβαρικών επιφανειών στη Βόρεια Αμερική. Αρχικά, χαράσσονται τα ανύσματα της δύναμης βαροβαθμίδας από τις περιοχές υψηλών πιέσεων προς τις χαμηλές πιέσεις. Σε φάση ισορροπίας η δύναμη Coriolis είναι αντίθετη της δύναμης βαροβαθμίδας.

 

 

 

Σχήμα 3.15 Χάρτης ισοβαρών καμπύλων. Με κόκκινα βέλη συμβολίζεται η δύναμη βαροβαθμίδας, που έχει διεύθυνση κάθετη στις ισοβαρείς και φορά προς τις χαμηλότερες πιέσεις.

 

 

Στους χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας, όπου αποτυπώνεται η κατανομή γεωδυναμικών υψών σε προκαθορισμένες ισοβαρικές επιφάνειες, η δύναμη βαροβαθμίδας έχει φορά προς τα χαμηλότερα ύψη, ενώ η δύναμη Coriolis είναι αντίθετη της δύναμης βαροβαθμίδας. Ο άνεμος που προκύπτει (γεωστροφικός) έχει διεύθυνση παράλληλη προς τις ισοϋψείς, έχοντας δεξιά του τα μεγάλα ύψη στο Βόρειο Ημισφαίριο. Στο Σχήμα 3.16 ο γεωστροφικός άνεμος στο σημείο Α πνέει από ΒΔ διευθύνσεις, ενώ στο σημείο Β από ΝΔ διευθύνσεις.

 

 

 

Σχήμα 3.16 Χάρτης γεωδυναμικού ύψους και θερμοκρασίας στο ισοβαρικό επίπεδο των 500 hPa για την Ευρώπη. Με πράσινο βέλος συμβολίζεται ο γεωστροφικός άνεμος, παράλληλος στις ισοϋψείς καμπύλες στα σημεία Α και Β. Με κόκκινο βέλος συμβολίζεται η δύναμη βαροβαθμίδας και έχει κατεύθυνση προς τα μικρότερα γεωδυναμικά ύψη. Με μπλε βέλος συμβολίζεται η δύναμη Coriolis και έχει διεύθυνση κάθετη σε αυτή της κίνησης και φορά προς τα δεξιά στο Βόρειο Ημισφαίριο (Πηγή χάρτη University of Wyoming).

 

 

Βασικά χαρακτηριστικά της ισορροπίας δυνάμεων σε κυκλωνικά και αντικυκλωνικά συστήματα της επιφάνειας.

 

·         η δύναμη βαροβαθμίδας έχει διεύθυνση προς τις χαμηλότερες πιέσεις

·         η δύναμη Coriolis είναι πάντα κάθετη στη διεύθυνση της ταχύτητας και αντίθετη από τη δύναμη βαροβαθμίδας

·         η κεντρομόλος έχει διεύθυνση προς το κέντρο της κίνησης

·         η τριβή στην επιφάνεια έχει ως αποτέλεσμα τη σύγκλιση ή απόκλιση του ανεμολογικού πεδίου

 

Γενικά οι αέριες μάζες κινούνται από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις υπό την επίδραση της δύναμης βαροβαθμίδας (Σχήμα 3.17). Επειδή διατρέχουν αποστάσεις της τάξης των 1000 Km και άνω η δύναμη Coriolis αρχίζει και επιδρά στην κίνηση, εκτρέποντας προς τα δεξιά τις αέριες μάζες (μωβ βέλος). Το αποτέλεσμα αυτής της σύνθεσης δυνάμεων είναι μία περιστροφική κίνηση, αντίθετη της κίνησης των δεικτών του ρολογιού στα βαρομετρικά χαμηλά του Βορείου Ημισφαιρίου και εκείνης των δεικτών του ρολογιού στα βαρομετρικά υψηλά (μαύρη τροχιά). Η δύναμη της τριβής μαζί με τη δύναμη Coriolis και τη δύναμη βαροβαθμίδας συνθέτουν την κεντρομόλο δύναμη. Η δύναμη της τριβής είναι εκείνη που εκτρέπει τον επιφανειακό άνεμο προς τις χαμηλές πιέσεις.

 

 

 

Σχήμα 3.17 Αποτύπωση του ανέμου υπό την επίδραση βασικών δυνάμεων. Δύναμη βαροβαθμίδας (PGF), δύναμη Coriolis (CF) και κεντρομόλος δύναμη (Ce) σε βαρομετρικό χαμηλό και βαρομετρικό υψηλό, όπου οι ισοβαρείς είναι κλειστές καμπύλες. Η επίδραση της τριβής καθορίζει τελικά τη σύγκλιση ή απόκλιση του επιφανειακού ανέμου στα βαρομετρικά χαμηλά ή υψηλά αντίστοιχα.

 

 

Αρχικά η δύναμη βαροβαθμίδας καθορίζει την κίνηση της αέριας μάζας καθώς εισέρχεται σε ένα βαρομετρικό χαμηλό (Σχήμα 3.18α). Καθώς διανύει αποστάσεις μεγαλύτερες από 1000 Km αρχίζει η δύναμη Coriolis και εκτρέπει σταδιακά τη μάζα δεξιά της κίνησής της στο Βόρειο Ημισφαίριο. Σε αυτή τη φάση η δύναμη Coriolis είναι περίπου κάθετη στη διεύθυνση της δύναμης βαροβαθμίδας. Για να ακολουθήσει η αέρια μάζα κυκλική τροχιά θα πρέπει παροδικά η δύναμη βαροβαθμίδας να γίνεται ισχυρότερη από την Coriolis επιταχύνοντας την αέρια μάζα. Επειδή η δύναμη Coriolis εξαρτάται από την ταχύτητα της μάζας ενισχύεται και φτάνει σε προσωρινή ισορροπία με τη δύναμη βαροβαθμίδας. Η συνισταμένη κίνηση συνθέτει την τελική κυκλική τροχιά της αέριας μάζας γύρω από το χαμηλό. Αντίστοιχα δημιουργείται η περιστροφή γύρω από αντικυκλωνικό σύστημα του Βορείου Ημισφαιρίου (Σχήμα 3.18β).

 

 

 

Σχήμα 3.18 Παράδειγμα επιφανειακού ανέμου σε κυκλωνική ροή (αριστερά) και σε αντικυκλωνική ροή (δεξιά).

 

 

Το Σχήμα 3.19 αποτελεί έναν συνοπτικό χάρτη επιφανείας, που παράγει στις 4 συνοπτικές ώρες (00, 06, 12 και 18 UTC) καθημερινώς η Μετεωρολογική Υπηρεσία του Ηνωμένου Βασιλείου (UK Met Office). Στο σημείο Α του χάρτη απεικονίζονται τα διανύσματα των δυνάμεων (βαροβαθμίδας-κόκκινο χρώμα, Coriolis-μπλε χρώμα και τριβής-μαύρο χρώμα) σε φάση ισορροπίας. Ο συνιστάμενος επιφανειακός άνεμος (Vs) έχει διεύθυνση από ΒΔ και σύγκλιση προς το κέντρο του χαμηλού.

 

 

 

Σχήμα 3.19 Παράδειγμα ισορροπίας δυνάμεων (βαροβαθμίδας-PGF, Coriolis και τριβή-Fτ) σε συνοπτικό χάρτη επιφανείας που απεικονίζει την κατανομή της ατμοσφαιρικής πίεσης ανηγμένης στη μέση στάθμη θάλασσας, τα βαρομετρικά συστήματα και τις μετωπικές επιφάνειες (Πηγή χάρτη UK Met Office).

 

 

 

Βιβλιογραφία/Αναφορές

 

Ahrens C. D., 2006: Meteorology Today, Brooks Cole; 8th edition (February 17, 2006), ISBN-13: 978-0-8400-5308-4.

Holton J. R., 2004: An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press; 4th edition, ISBN-13: 978-0123540157.

Katsafados, P. (2003). Factors and parameterizations contributing the medium range forecast skill of limited area models. PhD Dissertation, Department of Physics, University of Athens, Greece.

Wallace J.M., and P.V. Hobbs (2006) Atmospheric Science. An Introductory Survey, Academic Press, Elsevier, ISBN 13: 978-0-12-732951-2.

 

Κριτήρια αξιολόγησης

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Τι ονομάζεται ενεργή βαρύτητα;

 

Απάντηση/Λύση

Η δύναμη ανά μονάδα μάζας που αναφέρεται ως βαρύτητα ή ενεργή βαρύτητα αντιπροσωπεύει το διανυσματικό άθροισμα της πραγματικής βαρυτικής έλξης g*, που έλκει όλα τα σώματα συγκεκριμένης μάζας προς το κέντρο της μάζας της Γης, και μίας φαινόμενης δύναμης πολύ μικρότερου μεγέθους, που καλείται φυγόκεντρος δύναμη Ω2RA, όπου Ω είναι ο ρυθμός περιστροφής του συστήματος συντεταγμένων σε ακτίνια ανά δευτερόλεπτο (s-1) και RA είναι η απόσταση από τον άξονα περιστροφής. Η φυγόκεντρος δύναμη τείνει να εκτρέψει όλα τα σώματα προς τα έξω από τον άξονα της πλανητικής περιστροφής. Η μαθηματική έκφραση είναι:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Να περιγραφεί η δύναμη Coriolis. Τι είναι η παράμετρος Coriolis;

 

Απάντηση/Λύση

Ένα σώμα το οποίο κινείται με ταχύτητα V σε επίπεδο κάθετο στον άξονα περιστροφής της Γης δέχεται μία επιπλέον φαινόμενη δύναμη, που καλείται δύναμη Coriolis:

 

 

 

 

Η συγκεκριμένη δύναμη έχει διεύθυνση κάθετη της κίνησης και φορά ανάλογα με τη φορά περιστροφής του συστήματος. Δηλαδή, εάν το σύστημα περιστρέφεται αντίθετα με τους δείκτες του ρολογιού (αριστερόστροφα), όπως η Γη, η δύναμη θα έχει φορά προς τα δεξιά της κίνησης του σώματος με ταχύτητα V και αντίστροφα. Η δύναμη Coriolis επιδρά μόνο στη διεύθυνση της κίνησης και οφείλεται στην περιστροφή της Γης. Ονομάστηκε προς τιμήν του Gustav-Gaspard Coriolis, ενός Γάλλου επιστήμονα, που το 1835 την περιέγραψε μαθηματικά.

Όταν οι δυνάμεις και οι κινήσεις αναπαρίστανται σε σφαιρικό σύστημα συντεταγμένων, η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης Coriolis προερχόμενη από οριζόντια κίνηση V δίνεται σε διανυσματική μορφή:

 

 

 

 

όπου

 

 

 

 

και αποτελεί την παράμετρο Coriolis, ενώ k είναι το μοναδιαίο διάνυσμα κάθετο στην οριζόντια επιφάνεια της κίνησης με θετικό πρόσημο προς τα πάνω. Το φ αντιστοιχεί στο γεωγραφικό πλάτος, ενώ το μοναδιαίο διάνυσμα k είναι παράλληλο στον άξονα περιστροφής μόνο κοντά στους πόλους. Η δύναμη Coriolis αυξάνει από τον Ισημερινό, όπου έχει τιμή μηδέν, προς τους πόλους, όπου και λαμβάνει τη μέγιστη τιμή 2ΩV.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Να δοθεί ο ορισμός της δύναμης βαροβαθμίδας στις 3 διαστάσεις.

 

Απάντηση/Λύση

Για τις τρεις διαστάσεις προκύπτει η γενική μορφή της δύναμης βαροβαθμίδας:

 

 

 

 

Η δύναμη βαροβαθμίδας έχει φορά αντίθετη από το άνυσμα της βαθμίδας πίεσης (ανάδελτα), δηλαδή κατευθύνεται από τις υψηλότερες προς χαμηλότερες πιέσεις. Επίσης η ισχυρότερη βαθμίδα πίεσης δίνει και ισχυρότερη δύναμη βαροβαθμίδας.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Πώς μπορεί να εκτιμηθεί η δύναμη βαροβαθμίδας από τους χάρτες ισοβαρών καμπύλων;

 

Απάντηση/Λύση

Η δύναμη βαροβαθμίδας μπορεί να εκτιμηθεί από τους χάρτες ισοβαρών καμπυλών όταν είναι γνωστές οι αποστάσεις μεταξύ των ισοβαρών με βάση την παρακάτω προσεγγιστική σχέση:

 

 

 

 

όπου Δp είναι η διαφορά μεταξύ δύο διαδοχικών ισοβαρών και Δn είναι η οριζόντια απόστασή τους.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Τι είναι η δύναμη τριβής; Μέχρι ποιο ύψος η δύναμη τριβής θεωρείται ανάλογου μεγέθους με τις άλλες δυνάμεις;

 

Απάντηση/Λύση

Ανάλογα με τη δύναμη βαροβαθμίδας αποδεικνύεται πως η δύναμη τριβής που ασκείται στη μονάδα μάζας έχει τη μορφή:

 

 

 

 

όπου τ αντιπροσωπεύει την κατακόρυφη συνιστώσα της διατμητικής τάσης, δηλαδή της βαθμίδας της κατακόρυφης μεταφοράς ορμής σε μονάδες N×m-2. Οι κατακόρυφες εναλλαγές ορμής δρουν για την εξομάλυνση της κατακόρυφης κατατομής της ταχύτητας V του ανέμου. Η βαθμίδα της κατακόρυφης ανάμιξης σε συγκεκριμένο ύψος και χρόνο εξαρτάται από την ένταση της κατακόρυφης διάτμησης του ανέμου και από την ένταση της τυρβώδους ροής (κάτω δεξιά φάσμα κινήσεων του Σχήματος 3.1). Πάνω από το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας η δύναμη τριβής είναι πολύ μικρότερη από τις δυνάμεις βαροβαθμίδας και Coriolis, ενώ μέσα στο οριακό στρώμα (περίπου στα πρώτα 1500 μέτρα από την επιφάνεια) η δύναμη τριβής είναι ανάλογου μεγέθους με τις άλλες δύο δυνάμεις.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Πώς ορίζεται η διατμητική τάση κοντά στην επιφάνεια της Γης;

 

Απάντηση/Λύση

Η διατμητική τάση τs κοντά στην επιφάνεια της Γης έχει φορά αντίθετη με τη φορά του διανύσματος της ταχύτητας του ανέμου Vs και δρα αντισταθμιστικά στον επιφανειακό άνεμο. Προσεγγιστικά δίνεται από την εμπειρική σχέση:

 

 

 

 

όπου ρ η πυκνότητα του αέρα, CD ο αδιάστατος συντελεστής αντίστασης, ο οποίος εξαρτάται από την τραχύτητα του εδάφους και τη στατική ευστάθεια της ατμόσφαιρας,  το διάνυσμα του επιφανειακού ανέμου και Vs η ταχύτητα του επιφανειακού ανέμου.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 7

Να δοθεί η γενική μορφή της εξίσωσης της οριζόντιας κίνησης.

 

Απάντηση/Λύση

Η οριζόντια συνιστώσα της σχέσης (3.1) σε διανυσματική μορφή και για τη μονάδα μάζας είναι:

 

 

 

 

Όπου dV/dt είναι η ολική παράγωγος ως προς το χρόνο της οριζόντιας συνιστώσας της ταχύτητας μίας μοναδιαίας αέριας μάζας καθώς κινείται μέσα στην ατμόσφαιρα. Αντικαθιστώντας την αPGF από την (3.9) και την FC από την (3.4) προκύπτει η γενική μορφή της εξίσωσης της οριζόντιας κίνησης:

 

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 8

Να δοθούν οι δύο οριζόντιες συνιστώσες του γεωστροφικού ανέμου. Ποια τα βασικά τους χαρακτηριστικά;

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

 

 

Για να υπάρξει ισορροπία μεταξύ της δύναμης βαροβαθμίδας και της δύναμης Coriolis ο γεωστροφικός άνεμος πρέπει να πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς, έχοντας δεξιά του τις υψηλές πιέσεις στο Βόρειο Ημισφαίριο. Και στα δύο ημισφαίρια η κυκλοφορία του γεωστροφικού ανέμου είναι κυκλωνική (ροή αντίστροφη από την κίνηση των δεικτών του ρολογιού στο Βόρειο Ημισφαίριο) γύρω από το κέντρο χαμηλών πιέσεων και αντίστροφα, αποδεικνύοντας την ύπαρξη τοπικού ελαχίστου ατμοσφαιρικής πίεσης στο κέντρο των κυκλώνων και τοπικού μεγίστου στο κέντρο των αντικυκλώνων. Πυκνότερη κατανομή ισοβαρών ή ισοϋψών σημαίνει ανάπτυξη ισχυρότερης δύναμης Coriolis για την εξισορρόπηση της δύναμης βαροβαθμίδας και συνεπώς μεγαλύτερη ένταση του γεωστροφικού ανέμου.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 9

Να εξηγηθεί η απόκλιση Ekman.

 

Απάντηση/Λύση

Η δύναμη βαροβαθμίδας (αPGF) είναι κάθετη στις ισοβαρείς, η Coriolis (Fc) έχει φορά προς τα δεξιά του διανύσματος της ταχύτητας Vs της αέριας μάζας στο Βόρειο Ημισφαίριο, ενώ η τριβή (Fτ) έχει φορά αντίθετη της κίνησης. Όταν ξεκινά η κίνηση της αέριας μάζας η δύναμη τριβής είναι αντίθετη της ταχύτητας του γεωστροφικού ανέμου (Vg). Η μείωση της ταχύτητας Vg οδηγεί σε ελάττωση της δύναμης Coriolis, η οποία δεν μπορεί να εξισορροπήσει τη δύναμη βαροβαθμίδας. Τότε ο άνεμος στρέφεται κατά γωνία ψ προς τις χαμηλότερες πιέσεις. Η γωνία ψ μεταξύ Vs και Vg καθορίζεται από το ότι η συνιστώσα της αPGF στο επίπεδο της κίνησης Vs πρέπει να εξισορροπείται από την τριβή. Αντίστοιχα, η Fc πρέπει να είναι αρκετά μεγάλη, ώστε να βρίσκεται σε ισορροπία με τη συνιστώσα της αPGF σε επίπεδο κάθετο της διεύθυνσης της ταχύτητας του ανέμου Vs, δηλαδή:

 

 

 

 

Επειδή | Fc |<| aPGF | τότε θα πρέπει ο πραγματικός άνεμος Vs=| Fc |f να είναι μικρότερος του γεωστροφικού Vg=| aPGF |f. Όσο ισχυρότερη είναι η δύναμη τριβής τόσο μεγαλύτερη γωνία ψ δημιουργεί ανάμεσα στον πραγματικό Vs και τον γεωστροφικό Vg άνεμο. Η συγκεκριμένη ροή που τέμνει τις ισοβαρείς με φορά προς τις χαμηλότερες πιέσεις καλείται απόκλιση του Ekman και εντοπίζεται πάντα στους χάρτες επιφανείας σε περιοχές με έντονο ανάγλυφο.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 10

Να δοθεί ο άνεμος βαθμίδας υπό μορφή δευτεροβάθμιας εξίσωσης.

 

Απάντηση/Λύση

Στην περίπτωση κυκλωνικής τροχιάς, η φυγόκεντρος δύναμη ενισχύει την Coriolis και συνεπώς, για την ισορροπία των τριών δυνάμεων, η ταχύτητα του ανέμου θα είναι μικρότερη σε σχέση με την ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου στην ισορροπία βαροβαθμίδας-Coriolis. Σε ροές έντονων σφήνων υφέσεων, όπου οι τροχιές των αερίων μαζών είναι κυκλωνικές, οι παρατηρούμενες τιμές έντασης ανέμου στο επίπεδο των αεροχειμμάρων είναι δύο ή και τρεις φορές μικρότερες από την αντίστοιχη ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου, που θα προέκυπτε από την κατανομή των ισοϋψών καμπυλών. Στην αντικυκλωνική κυκλοφορία η φυγόκεντρος δύναμη είναι αντίθετη της Coriolis, οδηγώντας στην ανάπτυξη υπερ-γεωστροφικής ταχύτητας ανέμου για την επίτευξη ισορροπίας. Η φυγόκεντρος δύναμη δρα πάντα κάθετα στο διάνυσμα του ανέμου και επηρεάζει τη διεύθυνσή του και όχι το μέτρο του.

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των τριών συγκεκριμένων δυνάμεων καλείται άνεμος βαθμίδας. Η (3.26) μπορεί να γραφεί υπό μορφή δευτεροβάθμιας εξίσωσης ως προς V:

 

 

 

 

η οποία αποτελεί δευτεροβάθμια εξίσωση ως προς V.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 11

Να δοθούν οι συνιστώσες του θερμικού ανέμου και ο ρόλος του στην εκτίμηση της οριζόντιας μεταφοράς θερμοκρασίας.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

 

 

Ο θερμικός άνεμος έχει σημαντική σημασία στην εκτίμηση της οριζόντιας μεταφοράς θερμοκρασίας. Με βάση τη σχέση (3.36) και σε αναλογία με τον γεωστροφικό άνεμο, ο θερμικός άνεμος πνέει παράλληλα στις ισόθερμες (καμπύλες σταθερής θερμοκρασίας και συνεπώς πάχους στρώματος) με τον θερμότερο αέρα να εντοπίζεται δεξιά της κίνησης στο Βόρειο Ημισφαίριο. Έτσι, η στροφή του γεωστροφικού ανέμου καθ’ύψος, αντίθετα με τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού, σημαίνει ψυχρή μεταφορά αερίων μαζών και με τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού θερμή μεταφορά. Αντίθετα, η στροφή του γεωστροφικού ανέμου κατά τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού συνδυάζεται με θερμή μεταφορά.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 12

Έστω ότι ο πραγματικός άνεμος πνέει 30° δεξιότερα από τον γεωστροφικό άνεμο. Αν ο γεωστροφικός άνεμος έχει ένταση 20 ms-1, να βρεθεί ο ρυθμός μεταβολής του ανέμου. Δίνεται η παράμετρος Coriolis f=10-4 s-1.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 13

Η θερμοκρασία σε ένα σημείο 50 km βορειότερα από ένα σταθμό είναι 3 °C ψυχρότερη σε σχέση με το σταθμό. Αν ο άνεμος πνέει από βορειοανατολικές διευθύνσεις με ένταση 20 ms-1 και ο αέρας θερμαίνεται λόγω ακτινοβολίας με ρυθμό 1 °C h-1, να εκτιμηθεί η τοπική μεταβολή της θερμοκρασίας στη θέση του σταθμού.

 

Απάντηση/Λύση

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 14

Η επιφανειακή πίεση μειώνεται προς τα ανατολικά με ρυθμό 3 hPa/180 km. Ένα πλοίο κινείται προς τα ανατολικά με ταχύτητα 10 km h-1 και μετρά μία πτώση της πίεσης 1 hPa/3 h. Να υπολογιστεί η μεταβολή της πίεσης σε ένα νήσι από το οποίο διέρχεται το πλοίο.

 

Απάντηση/Λύση

Η τοπική μεταβολή της πίεσης (3.47α) ισούται με την μεταβολή της πίεσης παρατηρούμενης από το πλοίο (3.47β) μείον την ταχύτητα του πλοίου επί τη χωρική μεταβολή της πίεσης (3.47γ).

 

 

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 15

Ένα πλοίο ταξιδεύει προς τον βορρά με ταχύτητα 10 km h-1. Η επιφανειακή πίεση αυξάνεται προς τα βορειοδυτικά με ρυθμό 0,05 hPa km-1. Ποιος είναι ο ρυθμός μεταβολής της πίεσης με τον χρόνο σε ένα σταθμό σε κοντινό νησί, εάν η πίεση επάνω στο πλοίο μειώνεται με ρυθμό 1 hPa/3 h;

 

Απάντηση/Λύση

Σε σχέση με την παραπάνω άσκηση αλλάζει η διεύθυνση μεταβολής της πίεσης προς τα βορειοδυτικά (45°) και ισχύει:

 

 

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης χωρίς απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Στο Σχήμα 3.20, α) να σημειωθούν οι δυνάμεις βαροβαθμίδας και Coriolis στα σημεία Α και Β του χάρτη, β) να χαραχθεί το διάνυσμα του γεωστροφικού ανέμου στα σημεία Α και Β και γ) σε ποιο από τα δύο σημεία ο γεωστροφικός άνεμος είναι ισχυρότερος και γιατί;

 

 

 

Σχήμα 3.20 Χάρτης γεωδυναμικού ύψους και θερμοκρασίας στο ισοβαρικό επίπεδο των 500 hPa για την Ευρώπη (Πηγή χάρτη University of Wyoming).

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Στο Σχήμα 3.21, α) Να σημειωθούν οι δυνάμεις βαροβαθμίδας, Coriolis και τριβής στα σημεία Α, Β, Γ και Δ του χάρτη, β) Να χαραχθούν τα διανύσματα του επιφανειακού ανέμου στα αντίστοιχα σημεία, γ) Να σημειωθούν οι διευθύνσεις του ανέμου σε κάθε σημείο.

 

 

 

Σχήμα 3.21 Συνοπτικός χάρτης επιφανείας που απεικονίζει την κατανομή της ατμοσφαιρικής πίεσης ανηγμένης στη μέση στάθμη θάλασσας, τα βαρομετρικά συστήματα και τις μετωπικές επιφάνειες (Πηγή χάρτη UK Met Office).

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Ένα αεροπλάνο κινείται προς τα ανατολικά με κλίση 60°, ταχύτητα ανέμου 200 ms-1 και σχετική ταχύτητα ως προς το έδαφος 225 ms-1. Αν το αεροπλάνο πετάει υπό σταθερή πίεση και σε γεωστροφικό πεδίο ροής, να εκτιμηθεί ο ρυθμός μεταβολής του ύψους του σε μέτρα ανά χιλιόμετρο. Δίνεται η παράμετρος Coriolis f=10-4 s-1.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Η μέση θερμοκρασία στο στρώμα μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών των 750 και 500 hPa μειώνεται προς τα ανατολικά με ρυθμό 3°C ανά 100 km. Αν ο γεωστροφικός άνεμος στην ισοβαρική επιφάνεια των 750 hPa έχει νοτιοανατολική διεύθυνση και ένταση 20 ms-1, ποια η διεύθυνση και η ένταση του γεωστροφικού ανέμου στην ισοβαρική επιφάνεια των 500 hPa;

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Πόση είναι η μέση μεταφορά θερμοκρασίας στο στρώμα μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών 750 και 500 hPa του κριτηρίου αξιολόγησης 4;

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Τα παρακάτω δεδομένα ανέμου συγκεντρώθηκαν 50 km ανατολικά, βόρεια, δυτικά και νότια ενός σταθμού αντίστοιχα: 90° με 10 ms-1, 120° με 4 ms-1, 90° με 8 ms-1 και 60° με 4 ms-1. Να υπολογιστεί η κατά προσέγγιση οριζόντια απόκλιση στο σταθμό.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 7

Να γίνει προσέγγιση του μέγιστου λόγου του ανέμου βαθμίδας για κανονικό αντικυκλώνα προς τον γεωστροφικό άνεμο για την ίδια βαθμίδα πίεσης.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 8

Αν ένας παίκτης του μπέιζμπολ πετάξει μία μπάλα σε μία οριζόντια απόσταση 100 m σε γεωγραφικό πλάτος 30° σε 4 s, πόση θα είναι η οριζόντια μετατόπιση της μπάλας λόγω περιστροφής της Γης;

 

Κριτήριο αξιολόγησης 9

Ένας ανεμοστρόβιλος περιστρέφεται με σταθερή γωνιακή ταχύτητα ω. Αν η θερμοκρασία είναι 288 K, η πίεση σε απόσταση 100 m από το κέντρο του είναι ίση με 1000 hPa και η ταχύτητα στο ίδιο σημείο 100 m s-1, τότε να υπολογισθεί η πίεση στο κέντρο του.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 10

Κατά τη διάρκεια του χειμώνα στην τροπόσφαιρα σε γεωγραφικό πλάτος 30°, η μέση ζωνική μεταβολή της θερμοκρασίας είναι ίση με 0,75 Κ ανά μοίρα γεωγραφικού πλάτους και ο μέσος ζωνικός γεωστροφικός άνεμος κοντά στην επιφάνεια της Γης τείνει στο μηδέν. Να υπολογιστεί ο μέσος ζωνικός άνεμος στο επίπεδο του αεροχειμάρρου, δηλαδή στα 250 hPa.

 

 


 

Κεφάλαιο 4

 

 

Σύνοψη

Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο παρουσιάζονται οι αέριες μάζες, τα χαρακτηριστικά τους και οι αλληλεπιδράσεις τους με την επιφάνεια. Αέριες μάζες με διαφορετικά θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά, που έρχονται σε επαφή μεταξύ τους, ορίζουν τις μετωπικές επιφάνειες. Τα είδη των μετώπων συνοδεύονται από πρότυπα καιρού, τα οποία χαρακτηρίζουν την τρέχουσα κατάσταση της ατμόσφαιρας. Η εργαστηριακή εφαρμογή περιλαμβάνει διαγράμματα και διαδραστικά αντικείμενα για την πρακτική εξάσκηση και κατανόηση της κίνησης των μετώπων και της μεταφοράς θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα.

 

Προαπαιτούμενη γνώση

Για την καλύτερη κατανόηση του συγκεκριμένου κεφαλαίου συστήνονται γνώσεις σε θέματα θερμοδυναμικής (2ο Κεφάλαιο) και κινηματικής της ατμόσφαιρας (3ο Κεφάλαιο).

 

4. Αέριες Μάζες και Μετωπικές Επιφάνειες

 

Αέρια μάζα θεωρείται ένα τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα που καλύπτει μεγάλη γεωγραφική έκταση. Η διάμετρός μιας αέριας μάζας μπορεί να ξεπεράσει και τα 1500 km, ενώ το πάχος της μπορεί να φθάσει μέχρι και την Τροπόπαυση. Οι αέριες μάζες παρουσιάζουν ομοιογενή χαρακτηριστικά σε ότι αφορά κυρίως την υγρασία και τη θερμοκρασία, σε οποιαδήποτε οριζόντια διεύθυνση και σε οποιοδήποτε ύψος από την επιφάνεια του εδάφους. Καθώς, όμως, καλύπτουν εκτάσεις πολλών χιλιάδων τετραγωνικών χιλιομέτρων, μια τέτοια ομοιομορφία δεν μπορεί να είναι απόλυτη, και επομένως αναμένονται μικρές τουλάχιστον διαφοροποιήσεις στη θερμοκρασία και στην ποσότητα των υδρατμών σε ίδια ύψη πάνω από την επιφάνεια του εδάφους.

Η μελέτη των αερίων μαζών είναι πολύ σημαντική για τις επιστήμες της ατμόσφαιρας, διότι μέσω των αερίων μαζών: α) πραγματοποιείται η γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας και β) μεταφέρονται μεγάλες ποσότητες θερμότητας από τον Ισημερινό προς τους Πόλους. Κάθε αέρια μάζα χαρακτηρίζεται από τα παρακάτω στοιχεία:

 

·         Πηγές: είναι εκείνες οι περιοχές πάνω από τις οποίες σχηματίζονται και αποκτούν τα χαρακτηριστικά τους οι αέριες μάζες. Είναι περιοχές εκτεταμένες και περίπου επίπεδες με ασθενείς ανέμους επιφανείας, πάνω από τις οποίες διατηρούνται σταθερές η θερμοκρασία και η υγρασία για μεγάλο χρονικό διάστημα. Κάτω από αυτές τις συνθήκες μια υπερκείμενη μάζα αέρα μπορεί να αναπτύξει ομοιόμορφα χαρακτηριστικά. Φυσικά, όσο μεγαλύτερο είναι το χρονικό διάστημα που παραμένει ο αέρας πάνω από μία περιοχή, τόσο οι ιδιότητές του πλησιάζουν στις ιδιότητες του υποκείμενου εδάφους. Με βάση τα παραπάνω, ιδανικές πηγές αερίων μαζών είναι κατά τον χειμώνα οι αρκτικές περιοχές και κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού οι περιοχές των υποτροπικών αντικυκλώνων και οι μεγάλες έρημοι.

·         Διαδρομή: είναι η διαδρομή που ακολουθεί η αέρια μάζα κατά τη μετακίνησή της από την περιοχή της γέννησής της (πηγή).

·         Ηλικία: είναι το χρονικό διάστημα που κινείται η αέρια μάζα μακριά από την πηγή.

 

Δύο αέριες μάζες με διαφορετικές φυσικές ιδιότητες (κυρίως στη θερμοκρασία και στην υγρασία) αναμειγνύονται πάρα πολύ αργά, όταν έρθουν σε επαφή, και τείνουν να διατηρήσουν την αυτοτέλειά τους. Η μεταβατική ζώνη ανάμιξης στο ύψος της επιφάνειας του εδάφους δύο αερίων μαζών που έχουν διαφορετικές πυκνότητες καλείται μέτωπο (front). Επειδή οι διαφορές στην πυκνότητα συνήθως προκαλούνται από διαφορές στην θερμοκρασία, μπορεί να θεωρηθεί ότι τα μέτωπα χωρίζουν αέριες μάζες με μεγάλη διαφορά θερμοκρασίας και αρκετά συχνά με διαφορετικές υγρασίες.

Όπως προαναφέρθηκε, οι αέριες μάζες εκτείνονται οριζόντια και κατακόρυφα. Η επέκταση του μετώπου προς τα επάνω είναι μια διακριτή κεκλιμένη επιφάνεια και αναφέρεται συνήθως ως μετωπική επιφάνεια ή μετωπική ζώνη. Συνεπώς, μέτωπο δεν είναι τίποτε άλλο παρά η τομή της μετωπικής επιφάνειας με την επιφάνεια του εδάφους. Βέβαια, οι μετωπικές επιφάνειες δεν είναι 2-διάστατες μαθηματικές επιφάνειες. Όμως, έχουν πολύ μικρό πάχος σε σχέση με τις διαστάσεις των αερίων μαζών, τόσο μικρό που να μπορεί να θεωρηθεί αμελητέο. Συνέπεια τούτου είναι το γεγονός ότι στους χάρτες καιρού τα μέτωπα παριστάνονται με γραμμές, ενώ αυτό στην πραγματικότητα δεν ισχύει.

 

4.1.Ταξινόμηση των Αερίων Μαζών με Βάση την Πηγή τους

 

Οι αέριες μάζες ταξινομούνται σε κατηγορίες ανάλογα με την πηγή προέλευσης τους και τη διαδρομή τους. Έτσι, μια αέρια μάζα μπορεί να χαρακτηρισθεί, σε σχέση με την περιοχή πάνω από την οποία σχηματίστηκε, ως: Τροπική, Ισημερινή, Πολική ή Αρκτική. Αέριες μάζες που δημιουργήθηκαν στους Πόλους συμβολίζονται με το κεφαλαίο γράμμα P (Polar), ενώ εκείνες που σχηματίσθηκαν στις θερμές τροπικές περιοχές συμβολίζονται με το γράμμα T (Tropical). Εάν η πηγή βρίσκεται σε μια ηπειρωτική περιοχή, τότε η αέρια μάζα είναι ξηρή και το μικρό γράμμα c (continental–ηπειρωτική) προηγείται του P ή του T. Αντίστοιχα, αν η πηγή της αέριας μάζας είναι μια θαλάσσια περιοχή, τότε η αέρια μάζα θα είναι υγρή – τουλάχιστον στα κατώτερα στρώματα – και το γράμμα m (maritime–θαλάσσια) προηγείται του P ή του T. Για παράδειγμα πολική αέρια μάζα που δημιουργήθηκε σε ξηρά συμβολίζεται με cP, ενώ τροπική που δημιουργήθηκε πάνω από θάλασσα συμβολίζεται με mT. Αν μια ηπειρωτική αέρια μάζα κινηθεί πάνω από θαλάσσια περιοχή μπορεί να εμπλουτισθεί με υδρατμούς και να μετατραπεί σε θαλάσσια, ενώ το αντίστροφο συμβαίνει πολύ δύσκολα. Στον Πίνακα 4.1 καθώς και στο Σχήμα 4.1 ταξινομούνται οι βασικοί τύποι αερίων μαζών με τα χαρακτηριστικά τους.

 

 

Πηγές

Πολικές (P)

Τροπικές (T)

Ξηρά: Ηπειρωτικές – Continental (c)

cP: Πολύ ψυχρές, ξηρές και ευσταθείς

cT: Πολύ Θερμές, ξηρές, ευσταθείς στα ανώτερα στρώματα και ασταθείς κοντά στο έδαφος.

Νερό: Θαλάσσιες – Maritime (m)

mP: Ψυχρές, υγρές και ασταθείς

mT: Θερμές, υγρές και συνήθως ασταθείς.

 

Πίνακας4.1 Ταξινόμηση των αερίων μαζών και τα χαρακτηριστικά τους.

 

 

Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη δεν δημιουργούνται αέριες μάζες, λόγω του γεγονότος ότι εκεί επικρατούν δυτικοί άνεμοι, οι οποίοι συμβάλουν στην ανάμιξη μεταξύ τροπικών και πολικών αερίων μαζών. Συχνά, μια πολύ ψυχρή ηπειρωτική πολική αέρια μάζα (cP) χαρακτηρίζεται ως ηπειρωτική αρκτική (cA – continental arctic),ενώ μια θαλάσσια τροπική (mT) μπορεί να χαρακτηρισθεί ως θαλάσσια ισημερινή (mE – maritime equatorial). Ωστόσο είναι εξαιρετικά δύσκολο να γίνει ο διαχωρισμός μεταξύ αρκτικών και πολικών αερίων μαζών (ιδίως όταν οι αρκτικές αέριες μάζες ταξιδέψουν πάνω από θερμότερα εδάφη), όπως επίσης και ο διαχωρισμός μεταξύ τροπικών και ισημερινών αερίων μαζών.

 

 

 

Σχήμα 4.1 Σχηματική ταξινόμηση των αερίων μαζών με τα χαρακτηριστικά τους.

 

 

Όταν η αέρια μάζα είναι ψυχρότερη από το υποκείμενο έδαφος τότε αυτή θερμαίνεται. Η συγκεκριμένη κατάσταση δημιουργεί αστάθεια του αέρα στα κατώτερα στρώματα και προκαλούνται ανοδικές κινήσεις και τυρβώδεις αναταράξεις. Εάν υπάρχει ταυτόχρονα και αρκετή υγρασία, τότε δημιουργούνται νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης (cumuliform) και υπάρχει περίπτωση εκδήλωσης βροχοπτώσεων και χιονοπτώσεων. Αντίθετα, τα κατώτερα στρώματα της αέριας μάζας ψύχονται από κάτω, όταν αυτή είναι θερμότερη από την επιφάνεια του εδάφους πάνω από το οποίο κινείται. Στην περίπτωση αυτή προκαλείται ευστάθεια με πολύ μικρή κατακόρυφη ανάμιξη, με αποτέλεσμα να αναπτύσσεται θερμοκρασιακή αναστροφή κοντά στην επιφάνεια του εδάφους, η οποία μπορεί να προκαλέσει επεισόδια ατμοσφαιρικής ρύπανσης και παγίδευσης των ρύπων κοντά στο έδαφος. Εάν υπάρχει αρκετή υγρασία στον αέρα μπορεί να δημιουργηθούν στρωματόμορφα νέφη (stratiform), ομίχλη ή δρόσος.

 

4.2. Είδη Μετώπων

 

Στο Σχήμα 4.2 απεικονίζεται ένας απλοποιημένος χάρτης καιρού, όπου αποτυπώνονται τα τέσσερα διαφορετικά είδη μετώπων. Στον χάρτη αυτό με κατεύθυνση από Δυτικά προς Ανατολικά, εμφανίζονται κατά σειρά τα παρακάτω μέτωπα: ένα ψυχρό μεταξύ των σημείων Β και Γ, ένα θερμό μεταξύ Γ και Δ, ένα στάσιμο μεταξύ των σημείων Α και Β και τέλος ένα συνεσφιγμένο μέτωπο μεταξύ των σημείων Γ και Ε. Στην επόμενη παράγραφο εξετάζονται οι ιδιότητες των μετώπων.

 

 

 

Σχήμα 4.2 Χάρτης καιρού όπου αποτυπώνονται συστήματα πίεσης στην επιφάνεια, αέριες μάζες και μέτωπα. Οι περιοχές με πράσινο χρώμα αντιστοιχούν στις ζώνες του υετού (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

 

4.2.1. Ψυχρό Μέτωπο

 

Ψυχρό μέτωπο είναι η τομή μιας ψυχρής μετωπικής επιφάνειας με την επιφάνεια του εδάφους. Οι ψυχρές μετωπικές επιφάνειες σχηματίζονται όταν δύο αέριες μάζες (ψυχρή και θερμή) βρίσκονται σε επαφή και κινούνται έτσι, ώστε η θερμή αέρια μάζα να προηγείται της ψυχρής. Το κινούμενο μέτωπο στο οποίο η ψυχρή αέρια μάζα ακολουθεί (και αντικαθιστά) την θερμή αέρια μάζα, που προηγείται, ονομάζεται ψυχρό. Για παράδειγμα, το ψυχρό μέτωπο στο Σχήμα 4.2 μεταξύ των σημείων Β και Γ αναπαριστά μία ζώνη, όπου ψυχρός, πολικός και ευσταθής αέρας αντικαθιστά θερμή, υγρή και ασταθή υποτροπική αέρια μάζα. Στους χάρτες καιρού τα ψυχρά μέτωπα σχεδιάζονται σαν συνεχείς μπλε γραμμές, ενώ τα τρίγωνα κατά μήκος του μετώπου δείχνουν με την κορυφή τους την κατεύθυνση της κίνησης.

Ο καιρός σε μια στενή περιοχή κοντά στο ψυχρό μέτωπο φαίνεται στο Σχήμα 4.3. Τα αποτυπωμένα δεδομένα στο χάρτη είναι οι αναφορές σταθμών εδάφους σε συγκεκριμένες πόλεις και περιλαμβάνουν στοιχεία θερμοκρασίας, σημείου δρόσου, παρόντα καιρού, πίεσης στη μέση στάθμη θάλασσας και διεύθυνσης και ταχύτητας ανέμου. Μεταξύ των δύο πλευρών του μετώπου υπάρχει μεγάλη διαφοροποίηση στην θερμοκρασία του αέρα και στο σημείο δρόσου. Υπάρχει επίσης μετατόπιση στη διεύθυνση των ανέμων επιφανείας, οι οποίοι πνέουν από νοτιοδυτικές διευθύνσεις μπροστά στο μέτωπο και από βορειοδυτικές πίσω από αυτό. Γενικά, προτού πλησιάσει το ψυχρό μέτωπο, οι άνεμοι είναι νότιοι ή νοτιοδυτικοί ασθενείς που μεταπίπτουν σε βόρειους – βορειοδυτικούς με το πέρασμα του. Μπροστά από το ψυχρό μέτωπο η πίεση ελαττώνεται και παίρνει την ελάχιστη τιμή της, συνήθως, μόλις το μέτωπο περάσει από τον σταθμό μέτρησης, ενώ παρουσιάζει απότομη αύξηση κατά τη διάβαση του μετώπου.

 

 

 

Σχήμα 4.3 Καιρική κατάσταση στην επιφάνεια του εδάφους που προκαλείται από ένα ψυχρό μέτωπο. Η περιοχή με πράσινο χρώμα υποδηλώνει τη ζώνη του υετού (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

Τα καιρικά φαινόμενα (κυρίως η ανάπτυξη των νεφών και ο υετός) αποτυπώνονται καλύτερα σε τρισδιάστατη αναπαράσταση, όπως στο Σχήμα 4.4. Καθώς η ψυχρή αέρια μάζα κινείται ταχύτερα από τη θερμή που προηγείται, ο ψυχρός αέρας, που είναι πυκνότερος και βαρύτερος, εισχωρεί κάτω από τον θερμό και τον αναγκάζει να κινηθεί ανατολικότερα. Ταυτόχρονα τον εξαναγκάζει και σε κατακόρυφη ανοδική κίνηση με όλες τις συνέπειες της αδιαβατικής εκτόνωσης που συνοδεύει αυτήν την προς τα πάνω κίνηση.

 

 

 

Σχήμα 4.4 Κατακόρυφη τομή μιας ψυχρής μετωπικής επιφάνειας και τα καιρικά φαινόμενα (νέφη, υετός, άνεμος) που τη συνοδεύουν (τροποποίηση από Thomson Higher Education).

 

 

Με την άνοδο του υγρού και ασταθούς αέρα, παρατηρείται συμπύκνωση και δημιουργούνται μια σειρά από νέφη που προκαλούν ραγδαίες βροχοπτώσεις, όπως: υψισωρείτες (Altocummulus- Ac) και υψιστρώματα (Altostratus- As), αλλά, κατά κύριο λόγο σωρείτες (Cummulus- Cu) και σωρειτομελανίες (Cummulonimbus- Cb). Στα ανώτερα στρώματα, ισχυροί δυτικοί άνεμοι μεταφέρουν μικρούς παγοκρυστάλλους (που σχηματίζονται στις κορυφές νεφών τύπου σωρειτομελανία Cb) και σχηματίζονται ψυχρά στρωματόμορφα νέφη αρκετά μακριά από το μέτωπο όπως: θυσανοστρώματα (Cirrostratus- Cs) και θύσανοι (Cirrus - Ci). Πίσω από το μέτωπο η θερμοκρασία του αέρα μειώνεται με σημαντικό ρυθμό, οι άνεμοι στρέφονται σε βορειοδυτικούς, η πίεση αυξάνεται και παύουν τα φαινόμενα. Καθώς ο αέρας γίνεται ξηρός, ο ουρανός καθαρίζει, εκτός από την ανάπτυξη λίγων σωρειτόμορφων νεφών (Cu) σε μεσαία ύψη (για τα είδη των νεφών βλέπε Παράρτημα του παρόντος Κεφαλαίου).

Στο Σχήμα 4.4 μπορεί επίσης να παρατηρήσει κανείς ότι η κλίση της μετωπικής επιφάνειας είναι απότομη, διότι κοντά στην επιφάνεια του εδάφους ο αέρας επιβραδύνεται λόγω της τριβής, ενώ στα ανώτερα στρώματα κινείται γρηγορότερα προς τα εμπρός. Μία τυπική κλίση της μετωπικής επιφάνειας για ένα ψυχρό μέτωπο που κινείται γρήγορα (περίπου με 13 m s-1) είναι 1:50. Αυτό σημαίνει ότι, αν κινηθούμε προς τα πίσω μέσα στην ψυχρή αέρια μάζα σε μία απόσταση 50 km από το μέτωπο, η μετωπική επιφάνεια θα είναι από πάνω μας σε ύψος 1 km. Ο τύπος των νεφικών σχηματισμών και η ένταση της βροχής εξαρτώνται από την ταχύτητα κίνησης της ψυχρής αέριας μάζας και από το είδος ισορροπίας του θερμού αέρα. Εάν ο ψυχρός αέρας κινείται αργά, τότε ο νεφικός σχηματισμός είναι μεγάλος και εκτείνεται σε αρκετά μεγάλη απόσταση πίσω από το μέτωπο. Εάν συμπέσει ο θερμός ανερχόμενος αέρας να είναι ξηρός, τότε αναπτύσσονται κυρίως στρωματόμορφα νέφη (πχ. μελανοστρώματα / nimbostratus) και είναι πολύ πιθανό να αναπτυχθεί και ομίχλη στις περιοχές με υετό. Αντίθετα, αν η ταχύτητα κίνησης του ψυχρού μετώπου είναι μεγάλη, ο νεφικός σχηματισμός περιορίζεται μπροστά από τη θέση του μετώπου σε μια στενή ζώνη και παρατηρείται μεγάλη κακοκαιρία. Η κατάσταση αυτή σε συνδυασμό με υγρό και ασταθή θερμό αέρα δίνει μπροστά από το μέτωπο μια συνεχή γραμμή έντονων καταιγίδων (γραμμή λαίλαπας – squall line/ Παράγραφος 4.4.5). Γενικά, ο υετός που προκαλείται από ψυχρά μέτωπα συνοδεύεται από καταιγίδες και αρκετές φορές από χιονοπτώσεις. Στον παρακάτω πίνακα (Πίνακας 4.2) παρουσιάζονται οι τυπικές μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός ψυχρού μετώπου.

 

 

Μετεωρολογικές

παράμετροι

Πριν το πέρασμα

Κατά το πέρασμα

Μετά το πέρασμα

Άνεμοι

Νότιοι ή νοτιοδυτικοί.

Σε ριπές, μεταβλητοί.

Δυτικοί ή βορειοδυτικοί.

Θερμοκρασία

Υψηλή.

Απότομη πτώση.

Σταθερά πτωτική.

Πίεση

Σταθερά πτωτική.

Φθάνει στην ελάχιστη τιμή και αυξάνεται απότομα.

Σταθερά ανοδική.

Νέφη

Ci, Cs και στη συνέχεια Tcu (towering cumulus) ή Cb.

Tcu (towering cumulus) ήCb.

Συχνά Cu και όταν το έδαφος είναι θερμό Sc.

Κατακρημνίσματα

Όμβροι κατά περιόδους.

Ισχυροί όμβροι ή χιόνι σε συνδυασμό πολλές φορές με χαλάζι, καταιγίδες και κεραυνούς.

Μείωση της έντασης των όμβρων, στη συνέχεια τερματισμός των φαινομένων.

Σημείο δρόσου

Σταθερά υψηλό

Απότομη πτώση

Πτωτικές τάσεις

 

Πίνακας4.2 Μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός ψυχρού μετώπου.

 

 

 

4.2.2. Θερμό Μέτωπο

 

Σε αναλογία με τα ψυχρά μέτωπα, όταν δύο αέριες μάζες (που βρίσκονται σε επαφή) κινούνται με τέτοιο τρόπο ώστε η θερμή μάζα να ακολουθεί την ψυχρή, τότε η επιφάνεια που τις χωρίζει ονομάζεται θερμή μετωπική επιφάνεια και η τομή της με το έδαφος είναι το θερμό μέτωπο. Τα θερμά μέτωπα αποτυπώνονται στους χάρτες καιρού με συνεχείς κόκκινες γραμμές, ενώ η διεύθυνση της κίνησης του μετώπου δίνεται από ημικύκλια, τα οποία σχεδιάζονται προς την περιοχή της ψυχρής αέριας μάζας (Σχήμα 4.5). Στο θερμό μέτωπο ο ελαφρύτερος θερμός αέρας που ακολουθεί, καθώς κινείται γρηγορότερα από την ψυχρή αέρια μάζα, ολισθαίνει πάνω από αυτήν κατά μήκος της μετωπικής επιφάνειας (Σχήμα 4.6). Παράλληλα, καθώς ο ψυχρός αέρας υποχωρεί, το θερμό μέτωπο προωθείται με αργούς ρυθμούς. Η μέση ταχύτητα ενός θερμού μετώπου είναι περίπου 6 m s-1 (η μισή από ένα ψυχρό μέτωπο). Αυτή η ολίσθηση του θερμού αέρα πάνω από τον ψυχρό έχει σαν συνέπεια την αδιαβατική εκτόνωση της θερμής αέριας μάζας και επομένως, εφόσον υπάρχει αρκετή ποσότητα υδρατμών, τον σχηματισμό εκτεταμένου συστήματος νεφών, που μπορεί να εκτείνεται μέχρι και 1500 km εμπρός από τη θέση του μετώπου. Η κλίση της μετωπικής επιφάνειας που χωρίζει τις δύο αέριες μάζες σε σχέση με το έδαφος είναι περίπου ίση με 1:300.

 

 

 

Σχήμα 4.5 Καιρική κατάσταση στην επιφάνεια εδάφους που προκαλείται από ένα θερμό μέτωπο. Η σκιαγραφημένη περιοχή υποδηλώνει τη ζώνη του υετού (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

Το θερμό μέτωπο σπάνια είναι ευδιάκριτο από μεγάλη απόσταση. Στις περιπτώσεις όμως που είναι ευδιάκριτο, η παρουσία του γίνεται αισθητή αρκετές ώρες πριν φτάσει στην περιοχή από την παρατήρηση των χαρακτηριστικών ειδών νεφών που το συνοδεύουν. Παρατηρώντας το Σχήμα 4.6 μπορούμε να δούμε ότι σε μεγάλη απόσταση από το θερμό μέτωπο (από 1000 έως 1500 km) η μόνη ένδειξη της ανάπτυξής του είναι η ύπαρξη νεφών σε μεγάλο ύψος, που ονομάζονται θύσανοι (νέφη θύσανοι-cirrus/Ci). Οι άνεμοι είναι ασθενείς μεταβλητοί και ο αέρας ψυχρός.

 

 

 

Σχήμα 4.6 Κατακόρυφη τομή μιας θερμής μετωπικής επιφάνειας και τα καιρικά φαινόμενα (νέφη, βροχή, άνεμος) που τη συνοδεύουν (τροποποίηση από Thomson Higher Education).

 

 

Προχωρώντας με κατεύθυνση προς το μέτωπο οι θύσανοι (Ci) δίνουν την θέση τους σε λεπτά νέφη, που ονομάζονται θυσανοστρώματα (Cirrostratus - Cs). Αυτά τα νέφη αποτελούνται κυρίως από παγοκρυστάλλους, που δημιουργούν ένα είδος φωτοστέφανου (halo) γύρω από τον Ήλιο. Προχωρώντας τα νέφη πυκνώνουν και σε πιο χαμηλά ύψη εμφανίζονται υψισωρείτες (Altocumulus – Ac) και υψιστρώματα (Altostratus – As). Προχωρώντας προς το μέτωπο και σε απόσταση περίπου 600 km από αυτό, τα νέφη γίνονται ακόμη πιο πυκνά και εμφανίζονται μελανοστρώματα (Nimbostratus – Ns). Στην περιοχή των μελανοστρωμάτων (Ns) σε απόσταση 300 - 400 km από το μέτωπο παρατηρείται και η ζώνη του υετού, που έχει μέτρια ένταση, αλλά συνήθως μεγάλη διάρκεια. Γενικά, οι υετοί θερμού μετώπου καλύπτουν μεγάλη έκταση, είναι συνεχείς και χωρίς πολλές διακυμάνσεις στην έντασή τους, με εξαίρεση τη καλοκαιρινή περίοδο, όπου ο ανερχόμενος αέρας είναι δυνητικά ασταθής. Κατά τη διάρκεια του χειμώνα ο υετός εκδηλώνεται κυρίως υπό μορφή χιονόπτωσης.

Καθώς προσεγγίζουμε το μέτωπο η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται ελαφρά και ξεκινά το ψιλόβροχο και η παρατεταμένη ασθενής βροχή. Πιο κοντά στο θερμό μέτωπο, αλλά πάντα μέσα στον ψυχρό τομέα, η ανάμειξη του θερμού/υγρού αέρα με τον ψυχρό/υγρό δημιουργεί ομίχλη και έναν τύπο νεφών που ονομάζονται στρώματα (νέφη στρώματα - Stratus/St). Τέλος, περνώντας μέσα στον θερμό τομέα του μετώπου οι μεταβολές του καιρού είναι μεν αξιοσημείωτες, αλλά λιγότερο έντονες από αυτές που παρατηρούνται κατά τη διέλευση ενός ψυχρού μετώπου. Η μεταβολή των καιρικών φαινομένων γίνεται βαθμιαία και όχι απότομα. Η θερμοκρασία και το σημείο δρόσου αυξάνονται, οι άνεμοι στρέφονται από νοτιοανατολικοί σε νότιους ή νοτιοδυτικούς και η ατμοσφαιρική πίεση σταθεροποιείται. Με το πέρασμα του μετώπου ο υετός σταδιακά σταματά, τα χαμηλά νέφη και η ομίχλη διαλύονται, εκτός από λίγους στρωματοσωρείτες (Stratocumulus/Sc), που εμφανίζονται σε μεγαλύτερο υψόμετρο που φθάνει περίπου στα 2 km (για τα είδη των νεφών βλέπε το Παράρτημα). Στον παρακάτω πίνακα (Πίνακας 4.3) παρουσιάζονται οι τυπικές Μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός θερμού μετώπου.

 

 

Μετεωρολογικές

παράμετροι

Πριν το πέρασμα

Κατά το πέρασμα

Μετά το πέρασμα

Άνεμοι

Νότιοι ή νοτιοανατολικοί.

Μεταβλητές διευθύνσεις

Νότιοι ή νοτιοδυτικοί

Θερμοκρασία

Χαμηλή, σταδιακά αργή άνοδος.

Σταθερή άνοδος.

Θέρμανση και μετά διατήρηση σε υψηλότερα από πριν επίπεδα.

Ατμοσφαιρική Πίεση

Συνήθως με πτωτική πορεία.

Σταθεροποίηση.

Ελαφρά άνοδος ακολουθούμενη από πτώση.

Νέφη

Εμφανίζονται κατά σειρά: Ci, Cs, As, Ns, St και ομίχλη κατά περίπτωση. Το καλοκαίρι εμφανίζονται και Cb.

 

 

Στρωματόμορφα.

Καθαρός ουρανός με διάσπαρτα Sc κυρίως το καλοκαίρι. Κατά τους θερινούς μήνες μπορεί να εμφανισθούν κατά περίπτωση και Cb.

Κατακρημνίσματα

Ελαφριά έως μέτρια βροχόπτωση, χιόνι, χιονόνερο ή ψιχάλες, όμβροι το καλοκαίρι.

Ψιχάλα ή και καθόλου.

Συνήθως δεν υπάρχουν κατακρημνίσματα. Μερικές φορές ελαφρά βροχόπτωση ή ελαφρός όμβρος.

Σημείο δρόσου

Σταθερά υψηλό.

Σταθερό.

Με ανοδικές τάσεις και στη συνέχεια σταθερό.

 

Πίνακας4.3 Μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός θερμού μετώπου.

 

 

 

4.2.3. Στάσιμο Μέτωπο

 

Στάσιμο ονομάζεται το μέτωπο που δεν παρουσιάζει αισθητή μετακίνηση. Δηλαδή, όταν μια ψυχρή και μια θερμή αέρια μάζα βρίσκονται σε επαφή και καμία από αυτές δεν εμφανίζει την τάση να εκτοπίσει την άλλη, τότε η τομή της διαχωριστικής τους επιφάνειας με την επιφάνεια του εδάφους καλείται στάσιμο μέτωπο. Σε έναν έγχρωμο χάρτη καιρού το στάσιμο μέτωπο αποτυπώνεται με μία εναλλασσόμενη κόκκινη και μπλε συνεχή γραμμή, όπως στο Σχήμα 4.2 (μεταξύ των σημείων Α και Β). Κόκκινα ημικύκλια σχεδιάζονται πάνω στις κόκκινες γραμμές με κατεύθυνση προς τον ψυχρό αέρα, υπονοώντας την κατεύθυνση της κίνησης του μετώπου στην υποθετική περίπτωση που η θερμή αέρια μάζα αρχίσει να εκτοπίζει την ψυχρή. Αντίστοιχα, μπλε τρίγωνα σχεδιάζονται πάνω στις μπλε γραμμές με κατεύθυνση προς τον θερμό αέρα, υπονοώντας την κατεύθυνση της κίνησης του μετώπου στην υποθετική περίπτωση που η ψυχρή αέρια μάζα αρχίσει να εκτοπίζει τη θερμή.

Το στάσιμο μέτωπο του Σχήματος 4.2 χωρίζει μια ηπειρωτική πολική αέρια μάζα (cP) από μία θαλάσσια πολική (mP). Οι άνεμοι επιφανείας πνέουν σχεδόν παράλληλα με το μέτωπο, αλλά σε αντίθετες διευθύνσεις στις δύο πλευρές του μετώπου. Κατά μήκος του μετώπου ο αέρας στα ανατολικά είναι πολύ ψυχρότερος από αυτόν στα δυτικά, εμφανίζεται αραιή νέφωση και καθόλου υετός, καθώς οι δύο αέριες μάζες είναι ξηρές στην συγκεκριμένη περίπτωση. Όταν ο θερμός αέρας έχει αρκετή υγρασία και επιτρέψουν οι συνθήκες να ανέβει πάνω από τον ψυχρό, τότε αναπτύσσεται νέφωση και ελαφρύς υετός σε μεγάλη έκταση μέσα στον ψυχρό τομέα του μετώπου (Σχήμα 4.7). Στην περίπτωση που οι συνθήκες επιτρέψουν την εκτόπιση του ψυχρού αέρα από τον θερμό, τότε το στάσιμο μέτωπο μετατρέπεται σε θερμό. Αντίθετα, αν ο ψυχρός αέρας αρχίζει να μετατοπίζει τον θερμό, αυτό συνοδεύεται με τη γένεση ενός ψυχρού μετώπου.

 

 

 

Σχήμα 4.7 Συνθήκες καιρού που δημιουργούνται από ένα στάσιμο μέτωπο, όταν η ψυχρή αέρια μάζα είναι θαλάσσια πολική (mP) και ο θερμός αέρας είναι αρκετά υγρός. Η περιοχή με πράσινο χρώμα υποδηλώνει τη ζώνη του υετού (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

 

4.2.4. Συνεσφιγμένο Μέτωπο

 

Τα ψυχρά μέτωπα κινούνται συνήθως ταχύτερα από τα θερμά. Αρκετές φορές λοιπόν συμβαίνει ένα ψυχρό μέτωπο να προλάβει κάποιο προπορευόμενο θερμό και τότε τα δύο μέτωπα σχηματίζουν ένα ενιαίο μέτωπο που ονομάζεται συνεσφιγμένο, ή απλούστερα σύσφιξη. Σε έναν έγχρωμο χάρτη καιρού επιφανείας το συνεσφιγμένο μέτωπο αναπαρίσταται με μία μωβ συνεχή γραμμή, πάνω στην οποία εναλλάσσονται τα τρίγωνα του ψυχρού μετώπου και τα ημικύκλια του θερμού. Και τα δύο σύμβολα είναι στραμμένα προς την κατεύθυνση της κίνησης (Σχήμα 4.2 μεταξύ των σημείων Γ και. Ε).

Ένα συνεσφιγμένο μέτωπο έχει τα χαρακτηριστικά της ψυχρής σύσφιξης στην περίπτωση που ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου είναι ψυχρότερος από τον ψυχρό αέρα του θερμού μετώπου. Τότε το συνεσφιγμένο μέτωπο φέρει τα χαρακτηριστικά ενός ψυχρού μετώπου. Στην περίπτωση αυτή ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου παραμένει στο έδαφος και ξεπερνάει γρήγορα το θερμό μέτωπο. Σε αντίθετη περίπτωση, αν δηλαδή ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου είναι θερμότερος από τον ψυχρό αέρα του θερμού μετώπου, η σύσφιξη καλείται θερμή και το μέτωπο έχει τα χαρακτηριστικά ενός θερμού μετώπου, το οποίο παραμένει στο έδαφος, αφού ο ψυχρός αέρας του είναι πιο κρύος (και άρα πιο βαρύς) από τον ψυχρό αέρα του αρχικού ψυχρού μετώπου.

Η ανάπτυξη μιας ψυχρής σύσφιξης αποτυπώνεται στο Σχήμα 4.8. Κατά μήκος της γραμμής Α – Α΄ το ψυχρό μέτωπο πλησιάζει γρήγορα το προπορευόμενο θερμό μέτωπο (Σχήμα 4.8β). Κατά μήκος της γραμμής Β – Β΄ το ψυχρό μέτωπο φθάνει το θερμό (Σχήμα 4.8γ) και στη συνέχεια, όπως φαίνεται κατά μήκος της γραμμής Γ – Γ΄ ωθεί προς τα πάνω και το θερμό μέτωπο και τη θερμή αέρια μάζα (Σχήμα 4.8δ). Με την προσέγγιση ενός τέτοιου μετώπου σε μία περιοχή τα καιρικά φαινόμενα μοιάζουν με αυτά ενός θερμού μετώπου (καθώς το θερμό προηγείται). Δηλαδή, ελαττώνεται η ατμοσφαιρική πίεση και αναπτύσσεται μέση και χαμηλή νέφωση που δίνει ασθενή υετό. Με το πέρασμα όμως του μετώπου ο καιρός γίνεται παρόμοιος με αυτόν του ψυχρού μετώπου και οι βροχές γίνονται εξαιρετικά έντονες. Τα πιο έντονα καιρικά φαινόμενα εμφανίζονται εκεί που το ψυχρό μέτωπο συναντά το θερμό, διότι στο συγκεκριμένο σημείο εστιάζονται οι μεγαλύτερες διαφορές στην θερμοκρασία και την υγρασία.

 

 

 

Σχήμα 4.8 (α) Αναπαράσταση σε οριζόντιο επίπεδο ενός συνεσφιγμένου μετώπου ψυχρού τύπου με τομές ΑΑ’, ΒΒ΄ και ΓΓ΄. Η ζώνη του υετού απεικονίζεται με πράσινο χρώμα. (β) Στην τομή ΑΑ’ το ψυχρό μέτωπο πλησιάζει το πιο αργό θερμό, (γ) στην τομή ΒΒ’ το προλαβαίνει και (δ) στην τομή ΓΓ’ το εξωθεί προς τα πάνω.

 

 

Στο Σχήμα 4.9 φαίνεται η ανάπτυξη ενός συνεσφιγμένου μετώπου θερμού τύπου. Στη συγκεκριμένη περίπτωση, όταν το ψυχρό μέτωπο (Σχήμα 4.9β) συναντήσει το θερμό, ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου δεν έχει την ικανότητα να ωθήσει προς τα πάνω τον ψυχρότερο από αυτόν ψυχρό αέρα του θερμού μετώπου. Τότε το ψυχρό μέτωπο ανέρχεται στη μετωπική επιφάνεια του θερμού μετώπου όπως φαίνεται κατά μήκος της γραμμής Ε – Ε΄ του Σχήματος (Σχήμα 4.9γ). Τα καιρικά φαινόμενα που συνοδεύουν μια ανάλογη κατάσταση είναι παρόμοια με αυτά ενός θερμού μετώπου.

 

 

 

Σχήμα 4.9 (α) Αναπαράσταση σε οριζόντιο επίπεδο ενός συνεσφιγμένου μετώπου θερμού τύπου με τομές ΔΔ’ και ΕΕ’, (β) στην τομή ΔΔ’ το ψυχρό μέτωπο πλησιάζει το πιο αργό θερμό και (γ) στην τομή ΕΕ’ το προλαβαίνει καθώς ο ελαφρύτερος (διότι είναι θερμότερος) ψυχρός αέρας πίσω από το ψυχρό μέτωπο αναρριχάται πάνω από τον βαρύτερο ψυχρό αέρα μπροστά από το θερμό μέτωπο.

 

 

Στον Πίνακα 4.4 παρουσιάζονται οι τυπικές μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός συνεσφιγμένου μετώπου. Τα μετωπικά συστήματα που περιγράφηκαν παραπάνω είναι στην πραγματικότητα τμήματα μεγαλύτερων καταιγιδοφόρων συστημάτων, που είναι οι κυκλώνες (υφέσεις) των μέσων γεωγραφικών πλατών. Ακολουθεί λεπτομερής ανάπτυξη των συγκεκριμένων συστημάτων.

 

 

Μετεωρολογικές

παράμετροι

Πριν το πέρασμα

Κατά το πέρασμα

Μετά το πέρασμα

Άνεμοι

Ανατολικοί, νότιοι ή νοτιοανατολικοί.

Μεταβλητές διευθύνσεις

Δυτικοί  ή βορειοδυτικοί

Θερμοκρασία

Ψυχρός τύπος

Χαμηλή ή εξαιρετικά χαμηλή.

Πτωτική τάση

Χαμηλότερη από πριν

Θερμός τύπος

Εξαιρετικά χαμηλή

Ανοδική τάση

Ηπιότερη από πριν

Ατμοσφαιρική Πίεση

Συνήθως με πτωτική πορεία.

Φθάνει στο χαμηλότερο επίπεδο.

Συνήθως αυξάνεται.

Νέφη

Εμφανίζονται κατά σειρά: Ci, Cs, As, Ns.

Ns, μερικές φορές towering cumulus (Tcu) και Cb

Ns, As ή διάσπαρτα Cu

Κατακρημνίσματα

Ελαφριά, μέτρια ή ισχυρή βροχόπτωση.

Ελαφριά, μέτρια ή ισχυρή συνεχής βροχόπτωση ή και όμβροι.

Ελαφριά προς μέτρια βροχόπτωση, που καταλήγει σε τερματισμό των φαινομένων.

Σημείο δρόσου

Σταθερό.

Συνήθως εμφανίζει ελαφρά πτώση, ειδικότερα στην ψυχρή σύσφιξη..

Ελαφρά πτώση, υπάρχει περίπτωση ελαφριάς ανόδου σε θερμή σύσφιξη.

 

Πίνακας4.4Μετεωρολογικές συνθήκες που συνδέονται με το πέρασμα ενός συνεσφιγμένου μετώπου.

 

 

 

4.3. Συστήματα Καιρού (Κυκλωνικά και Αντικυκλωνικά Συστήματα)

 

4.3.1. Κυκλώνες ή Υφέσεις

 

Κυκλώνας, ύφεση ή βαρομετρικό χαμηλό καλείται το σύστημα το οποίο στην επιφάνεια του εδάφους εμφανίζει τιμές της ατμοσφαιρικής πίεσης μικρότερες από αυτές που παρουσιάζει η γύρω περιοχή. Στους χάρτες καιρού η ύφεση απεικονίζεται με κλειστές, κυκλικές ή ελλειψοειδείς ισοβαρείς καμπύλες, ενώ η πίεση ελαττώνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο.

Ο άνεμος κινείται παράλληλα προς τις ισοβαρείς και στο Βόρειο Ημισφαίριο ακολουθεί την κυκλωνική κυκλοφορία (η ροή του είναι αντίστροφη από την κίνηση των δειχτών του ρολογιού). Το αντίθετο συμβαίνει στο Νότιο Ημισφαίριο. Κοντά στο έδαφος (επειδή υπάρχει ανάπτυξη της δύναμης τριβής-Παράγραφος 3.6) ό άνεμος τέμνει τις ισοβαρείς με μικρή γωνία, συγκλίνοντας προς το κέντρο (Σχήμα 4.10α). Αποτέλεσμα της σύγκλισης των ανέμων, είναι η δημιουργία ανοδικών κινήσεων στην περιοχή του κέντρου του συστήματος, γεγονός που έχει σαν συνέπειες τον σχηματισμό νεφών, υετού κλπ. Συνεπώς μια ύφεση είναι ένα σύστημα που έχει σαν κύριο χαρακτηριστικό την κακοκαιρία (Σχήμα 4.10β). Σε μέσα γεωγραφικά πλάτη οι υφέσεις συνήθως κινούνται από δυτικά προς ανατολικά με ταχύτητες (των κέντρων τους) από 30-50 km h-1.

 

 

 

Σχήμα 4.10 (α) Κατανομή ισοβαρών ανά 4 hPa σε περιοχή ανάπτυξης μίας ύφεσης. (β) Άνεμοι και κινήσεις του αέρα που οφείλονται στην ύπαρξη υφέσεως στην επιφάνεια του εδάφους (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

 

4.3.2. Κυκλώνες των Μέσων Γεωγραφικών Πλατών

 

Μετά τον Α΄ Παγκόσμιο Πόλεμο μια ομάδα επιστημόνων από τη Νορβηγία (Vilhelm Bjerknes, Jacob Bjerknes, Halvor Soldberg και Tom Bergeron) ανέπτυξαν ένα μοντέλο, με το οποίο εξηγούσαν τον κύκλο ζωής μιας υποτροπικής καταιγίδας. Ο όρος υποτροπική καταιγίδα αναφέρεται σε καταιγίδες που αναπτύσσονται σε μεσαία και μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη και μακριά από τους τροπικούς. Η θεωρία τους έγινε γνωστή ως «η θεωρία του πολικού μετώπου» ή ως «Νορβηγικό μοντέλο». Με βάση αυτό το μοντέλο ο κυκλώνας αναπτύσσεται κατά μήκος ενός πολικού μετώπου και αποτελείται από δύο διαφορετικές αέριες μάζες, που είναι συνήθως μια κρύα πολική και μια θερμή τροπική. Τα στάδια της ανάπτυξης ενός υποτροπικού κυκλώνα αποτυπώνονται σχηματικά στο Σχήμα 4.11.

Στο Σχήμα 4.11α παρατηρείται ένα στάσιμο μέτωπο δηλαδή μία επιφάνεια ασυνέχειας ανάμεσα σε δύο αέριες μάζες, που παρουσιάζουν μια σχετική κίνηση μεταξύ τους. Βόρεια και παράλληλα του μετώπου ψυχρές πολικές αέριες μάζες κινούνται προς τα δυτικά (ανατολικοί άνεμοι), ενώ νότια θερμές θαλάσσιες τροπικές αέριες μάζες κινούνται προς τα ανατολικά (δυτικοί άνεμοι). Υπό ευνοϊκές συνθήκες, η επιφάνεια ασυνέχειας μπορεί να υποστεί μια διαταραχή και να εμφανίσει έναν ελαφρύ κυματισμό. Το κύμα που δημιουργείται ονομάζεται μετωπικό κύμα. Παρατηρώντας σε χάρτη καιρού τον σχηματισμό ενός μετωπικού κύματος η κατάσταση μοιάζει με τη δημιουργία ενός θαλάσσιου κύματος, όπως αυτό πλησιάζει στην ακτή. Δηλαδή, δημιουργείται, αναπτύσσεται, σπάει και τέλος διαλύεται. Αυτός είναι και ο λόγος που τα συστήματα κυκλωνικών καταιγίδων είναι γνωστά και σαν κυκλωνικά κύματα.

Εάν συμβεί ο κυματισμός να είναι ασταθής, τότε επεκτείνεται, και συνοδεύεται με τη δημιουργία μιας μετωπικής ύφεσης σε πρώιμο στάδιο ανάπτυξης (Σχήμα 4.11β). Στο συγκεκριμένο σχήμα παρατηρείται ένα ψυχρό μέτωπο στα δυτικά που σπρώχνει τον αέρα σε νότιες διευθύνσεις, ενώ ένα θερμό μέτωπο στα ανατολικά κινείται προς βόρειες διευθύνσεις. Το σημείο με τη χαμηλότερη πίεση είναι το σημείο τομής των δύο μετώπων. Καθώς ο ψυχρός αέρας μετατοπίζει τον θερμό προς τα πάνω (κατά μήκος του ψυχρού μετώπου) εμφανίζεται μια στενή ζώνη υετού (πράσινο χρώμα στο σχήμα).

Κατευθυνόμενο το σύστημα από την κυκλοφορία της ανώτερης ατμόσφαιρας, κινείται τυπικά ανατολικά-βορειοανατολικά, συνεχίζει την εξέλιξή του και δημιουργείται μια τυπική ύφεση σε ώριμο στάδιο, η οποία συνεχίζει να εξελίσσεται, ενώ το εύρος του κυματισμού της αυξάνεται. Ταυτόχρονα αναπτύσσεται μια ζώνη θερμού αέρα ανάμεσα στα δύο μέτωπα, που λέγεται θερμός τομέας της ύφεσης. Η ατμοσφαιρική πίεση στο κέντρο είναι αρκετά χαμηλότερη από πριν, και οι ισοβαρείς πυκνώνουν αρκετά στην κορυφή του κύματος (Σχήμα. 4.11γ). Λόγω της πύκνωσης των ισοβαρών δημιουργείται ισχυρή κυκλωνική ροή, καθώς ο αέρας στροβιλίζεται αντίθετα από τους δείκτες του ρολογιού και με κλίση προς το κέντρο του χαμηλού. Μπροστά από το θερμό μέτωπο αναπτύσσεται μια ευρεία ζώνη υετού, ενώ μια πιο στενή ζώνη εμφανίζεται παράλληλα και πίσω από το ψυχρό μέτωπο. Μέσα στο θερμό τομέα ο καιρός είναι νεφελώδης, χωρίς να αποκλείονται σποραδικές βροχοπτώσεις εάν ο αέρας είναι ασταθής. Η ενέργεια που τροφοδοτεί το σύστημα προέρχεται από διάφορες πηγές, όπως: α) από την άνοδο των αερίων μαζών με ταυτόχρονη εισροή ψυχρού αέρα για την κάλυψη του κενού στην επιφάνεια και μετατροπή της δυναμικής ενέργειας σε κινητική, β) από τη συμπύκνωση των υδρατμών, η οποία προσφέρει ενέργεια στο σύστημα υπό μορφή λανθάνουσας θερμότητας και γ) από τη σύγκλιση του επιφανειακού αέρα προς το κέντρο του χαμηλού, με αποτέλεσμα την αύξηση της ταχύτητας των αερίων μαζών, γεγονός που προσφέρει στο σύστημα επιπλέον κινητική ενέργεια.

 

 

 

Σχήμα 4.11 Ο ιδεατός κύκλος ζωής ενός υποτροπικού κυκλώνα στο Βόρειο Ημισφαίριο σύμφωνα με το Νορβηγικό μοντέλο. Κατά τη διάρκεια του κύκλου ζωής του, το σύστημα κινείται ανατολικά. Το μικρό βέλος δίπλα στο κάθε L δείχνει την κατεύθυνση της κίνησης της καταιγίδας (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

Καθώς το σύστημα κινείται ανατολικά, η πίεση στο κέντρο εξακολουθεί να μειώνεται, οι άνεμοι ενισχύονται και καθώς το ψυχρό μέτωπο κινείται ταχύτερα από το θερμό, ο θερμός τομέας περιορίζεται (Σχήμα 4.11δ). Στη συγκεκριμένη φάση η καταιγίδα είναι πιο έντονη, ενώ σύννεφα και υετός καλύπτουν μια μεγάλη περιοχή. Προοδευτικά ο θερμός τομέας συνεχίζει να περιορίζεται, και τελικά το ψυχρό μέτωπο συναντά το θερμό σχηματίζοντας ένα συνεσφιγμένο μέτωπο (Σχήμα. 4.11ε). Το σύστημα σταδιακά διαλύεται λόγω της ύπαρξης ψυχρού αέρα και στις δύο πλευρές του συνεσφιγμένου μετώπου. Χωρίς την προσφορά ενέργειας από τον ανερχόμενο θερμό και υγρό αέρα η ύφεση διαλύεται και μετατρέπεται σε ομογενή στρόβιλο, που πολύ γρήγορα εξαφανίζεται (Σχήμα. 4.11στ). Οι φάσεις της ύφεσης, από την αρχική διαταραχή μέχρι την πλήρη της ανάπτυξη, διαρκούν συνήθως 12-24 ώρες. Στη συνέχεια, η διάλυσή της διαρκεί 2-3 ημέρες.

Οι μετωπικές υφέσεις σπάνια εμφανίζονται μεμονωμένες. Συνήθως εντοπίζονται σε ομάδες (2, 3 ή περισσότερες) που ακολουθούν η μία την άλλη, σχηματίζοντας μια “οικογένεια υφέσεων”. Στο Σχήμα 4.12 απεικονίζονται πάνω από τις Η.Π.Α. μια σειρά από κυκλώνες σε διάφορα στάδια ανάπτυξης κατά μήκος του πολικού μετώπου κατά τη χειμερινή περίοδο. Εύκολα φαίνονται στα βόρεια του μετώπου ψυχροί αντικυκλώνες, ενώ στα νότια και πάνω από τον Ατλαντικό Ωκεανό βρίσκεται το θερμό υψηλό των Βερμούδων. Στην εικόνα το Χαμηλό 1 μόλις που αρχίζει να δημιουργείται, το Χαμηλό 2 είναι μια τυπική μορφή ύφεσης, και το σύστημα κοντά στην Ισλανδία (Χαμηλό 3) είναι μια συνεσφιγμένη ύφεση σε φάση ωρίμανσης (οδηγός). Όταν διαλυθεί η ύφεση οδηγός , τη θέση της καταλαμβάνει η επόμενη, ενώ παράλληλα στην ουρά σχηματίζεται μια νέα ύφεση από τον κυματισμό του πολικού μετώπου.

 

 

 

Σχήμα 4.12 Οικογένεια υφέσεων κατά μήκος του πολικού μετώπου (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology). Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε διαδραστικά την κίνηση πάνω από τον ελλαδικό χώρο ενός βαρομετρικού χαμηλού με θερμό και ψυχρό μέτωπο τα οποία συνενώνονται σε συνεσφιγμένο μέτωπο (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

 

4.3.3. Αντικυκλώνες

 

Αντικυκλώνας ή κέντρο υψηλών πιέσεων ή βαρομετρικό υψηλό καλείται το σύστημα, το οποίο στο κέντρο του και στην επιφάνεια του εδάφους παρουσιάζει τιμές ατμοσφαιρικής πίεσης μεγαλύτερες από τις αντίστοιχες που επικρατούν στη γύρω περιοχή. Στους χάρτες καιρού ένας αντικυκλώνας απεικονίζεται με κλειστές ισοβαρείς (περίπου κυκλικές ή ελλειπτικές), όπου η πίεση αυξάνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο (Σχήμα. 4.13α). Οι άνεμοι κινούνται παράλληλα προς τις ισοβαρείς με ένταση που αυξάνεται από το κέντρο προς την περιφέρεια, και στο Βόρειο Ημισφαίριο ακολουθούν την αντικυκλωνική κυκλοφορία (η ροή του αέρα είναι σύμφωνη με την κίνηση των δεικτών του ρολογιού). Κοντά στην επιφάνεια του εδάφους, λόγω της τριβής, οι άνεμοι εμφανίζουν απόκλιση από το κέντρο προς την περιφέρεια του συστήματος. Η συγκεκριμένη ροή έχει σαν αποτέλεσμα να εμφανίζεται καθοδική κίνηση του αέρα στο κέντρο του συστήματος για να αντισταθμίζεται η απώλεια μάζας του, λόγω της οριζόντιας απόκλισης (Σχήμα. 4.13β).

 

 

 

Σχήμα 4.13 (α) Κατανομή ισοβαρών ανά 4 hPa σε περιοχή ανάπτυξης αντικυκλώνα. (β) Άνεμοι και κινήσεις του αέρα που οφείλονται στην ύπαρξη αντικυκλωνικού συστήματος στην επιφάνεια του εδάφους (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

Στην περιοχή του κέντρου του αντικυκλώνα επικρατεί νηνεμία ή οι άνεμοι είναι ασθενείς. Ο αέρας εξαιτίας της καθοδικής του κίνησης θερμαίνεται αδιαβατικά και έτσι στην περιοχή επικρατεί συνήθως καλοκαιρία. Η θέρμανση του αέρα ευθύνεται για την εμφάνιση στρώματος θερμοκρασιακής αναστροφής καθώς δημιουργείται (από την αδιαβατική θέρμανση) αέρια μάζα θερμότερη από αυτήν που βρίσκεται κοντά στο έδαφος. Γενικά:

 

·         Οι αντικυκλώνες χαρακτηρίζονται από καλό καιρό με μέτριους ανέμους. Οι άνεμοι μπορεί να είναι ισχυροί στην περιφέρεια του αντικυκλώνα, κυρίως σε περιπτώσεις γειτνίασης με βαρομετρικό χαμηλό.

·         Στην περίπτωση που ο αντικυκλώνας είναι εξασθενημένος, μπορεί να διέλθουν μέσα από αυτόν μετωπικές επιφάνειες μεταφέροντας τα αντίστοιχα πρότυπα καιρού (κακοκαιρία, βροχοπτώσεις κτλ).

·         Κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού, εξαιτίας της υπερθέρμανσης του εδάφους, μπορεί να δημιουργηθούν συστήματα κατακόρυφης ανάπτυξης, μικρής διάρκειας και τοπικού χαρακτήρα με ραγδαίες βροχοπτώσεις.

·         Στις κεντρικές περιοχές των αντικυκλώνων, ιδίως κατά τη διάρκεια της ψυχρής περιόδου, σχηματίζεται ομίχλη από ακτινοβολία.

 

Οι αντικυκλώνες ανάλογα με τον τρόπο δημιουργίας τους, την κινητική τους κατάσταση και τη συμπεριφορά τους διαιρούνται σε τρεις κατηγορίες: τους μόνιμους, τους εποχιακούς και τους κινητούς. Επί πλέον, ανάλογα με την τιμή της θερμοκρασίας που επικρατεί στην κεντρική τους περιοχή χωρίζονται σε δύο κατηγορίες: τους ψυχρούς και τους θερμούς.

Στους ψυχρούς αντικυκλώνες ο αέρας στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας είναι γενικά πιο ψυχρός από τον αέρα στις γειτονικές περιοχές. Η θερμοκρασία και η πίεση στους συγκεκριμένους αντικυκλώνες ελαττώνεται γρήγορα με το ύψος και έτσι η κατακόρυφη έκτασή τους είναι μικρή φθάνοντας τα 2-3 km από το έδαφος. Συνήθως οι εποχιακοί αντικυκλώνες (Σιβηρικός, Καναδικός κ.α.) ανήκουν στους ψυχρούς αντικυκλώνες. Στους θερμούς αντικυκλώνες ο αέρας σε όλες τις στάθμες είναι πιο θερμός από τον αντίστοιχο που περιβάλλει τον αντικυκλώνα. Σε αντίθεση με τους ψυχρούς, οι θερμοί αντικυκλώνες εκτείνονται σε μεγαλύτερο ύψος και αυξάνουν την έντασή τους με την αύξηση του ύψους. Τέτοιοι αντικυκλώνες είναι κυρίως οι μόνιμοι αντικυκλώνες.

 

4.3.4. Σφήνες Εξάρσεων και Σφήνες Υφέσεων

 

Στην ανώτερη ατμόσφαιρα εμφανίζονται διαταραχές κατά τις οποίες οι ισοβαρείς καμπύλες εμφανίζουν μορφές πέρα από τις κλασικές, όπως είναι οι κυκλώνες και οι αντικυκλώνες. Τέτοιες χαρακτηριστικές διαταραχές είναι οι σφήνες εξάρσεων (ridges) και οι σφήνες υφέσεων (troughs) (Σχήμα 4.14β). Η σφήνα εξάρσεως είναι μια αντικυκλωνική προεξοχή σε σχήμα Λ που εισχωρεί συνήθως ανάμεσα σε δύο υφέσεις. Στη συγκεκριμένη περίπτωση η βαρομετρική πίεση αυξάνεται, όπως και στον αντικυκλώνα, από την περιφέρεια προς το κέντρο. Σε αντιδιαστολή η σφήνα υφέσεως είναι μια κυκλωνική προεξοχή σε σχήμα V, που εισχωρεί συνήθως ανάμεσα σε δύο περιοχές υψηλών πιέσεων. Στην περίπτωση αυτή η βαρομετρική πίεση μειώνεται, όπως και στον κυκλώνα, από την περιφέρεια προς το κέντρο.

Όπως φαίνεται στο Σχήμα 4.14α στις Δυτικές Η.Π.Α. έχει αναπτυχθεί στην επιφάνεια ένα βαρομετρικό χαμηλό που γειτονεύει με έναν αντικυκλώνα στα ανατολικά. Ταυτόχρονα στα 500 hPa έχει αναπτυχθεί μια σφήνα υφέσεως πάνω από το χαμηλό επιφάνειας, ενώ πάνω από τον αντικυκλώνα της επιφάνειας εντοπίζεται μία σφήνα εξάρσεως (Σχήμα 4.14β). Οι ισόθερμες (διακεκομμένες γραμμές) κλίνουν προς τα βόρεια, γεγονός που καταδεικνύει ότι χαμηλές πιέσεις στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας συνοδεύονται από ψυχρό αέρα στα ανώτερα στρώματα, ενώ το αντίθετο συμβαίνει όταν στα χαμηλά στρώματα της ατμόσφαιρας επικρατούν υψηλές πιέσεις. Τα βέλη στο χάρτη των 500 hPa δείχνουν ότι οι άνεμοι πνέουν παράλληλα στις ισοϋψείς από τα Δυτικά προς τα Ανατολικά.

 

 

 

Σχήμα 4.14 (α) Χάρτης επιφανείας με περιοχές χαμηλών (L) και υψηλών πιέσεων (H). Οι συνεχείς γραμμές αντιστοιχούν σε ισοβαρείς καμπύλες και (β) Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hPa) για την ίδια ημέρα. Οι συνεχείς γραμμές είναι ισοπληθείς γεωδυναμικού ύψους, ενώ οι διακεκομμένες αντιστοιχούν σε ισόθερμες (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

 

4.3.5. Ανάπτυξη και Διάλυση Κυκλώνων και Αντικυκλώνων

 

Έστω ότι στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας υπάρχει ένα βαρομετρικό χαμηλό, ακριβώς επάνω από ένα χαμηλό επιφανείας, τότε το σύστημα θα διαλυθεί πολύ γρήγορα, αμέσως μετά την δημιουργία του. Η εξήγηση είναι απλή και φαίνεται στο Σχήμα 4.15 (αριστερό τμήμα του σχήματος). Καθώς ο αέρας κινείται στην επιφάνεια του εδάφους με κλίση προς το κέντρο του χαμηλού (λόγω τριβής) υπάρχει σύγκλιση των αερίων μαζών, με αποτέλεσμα τη συσσώρευση του αέρα στα ανώτερα στρώματα. Η συσσώρευση οφείλεται στον συνεχή στροβιλισμό του αέρα γύρω από το κέντρο του χαμηλού (εκεί δεν υπάρχει τριβή), ο οποίος δεν απομακρύνεται. Μια τέτοια κατάσταση οδηγεί στην αύξηση της πυκνότητας (μάζας) του αέρα στην επιφάνεια και συνεπώς στην αύξηση της πίεσης, με αποτέλεσμα τη διάλυση του βαρομετρικού χαμηλού.

 

 

 

Σχήμα 4.15 Εάν χαμηλά και υψηλά σε ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας βρίσκονται συνεχώς ακριβώς πάνω από χαμηλά και υψηλά επιφανείας, τότε τα συστήματα επιφανείας γρήγορα θα εξασθενήσουν και θα διαλυθούν (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

Ανάλογη εξέλιξη αναμένεται αν πάνω από ένα αντικυκλωνικό σύστημα επιφανείας αναπτύσσεται ένας αντικυκλώνας ανώτερης ατμόσφαιρας (δεξιό τμήμα του Σχήματος 4.15). Στην επιφάνεια οι άνεμοι αποκλίνουν (λόγω τριβής), με αποτέλεσμα να απομακρύνεται μάζα αέρα από το κέντρο. Αν δεν καλυφθεί με κάποιο τρόπο το κενό μάζας, η ατμοσφαιρική πίεση στο κέντρο του αντικυκλώνα μειώνεται και το σύστημα διαλύεται. Για να καλυφθεί το κενό μάζας θα έπρεπε στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας να υπάρχει σύγκλιση των αερίων μαζών που να ωθεί μάζες αέρα προς τα κάτω. Αυτό όμως δεν μπορεί να συμβεί όταν υπάρχει αντικυκλώνας στα ανώτερα στρώματα, καθώς ο αέρας στροβιλίζεται συνεχώς παράλληλα στις ισοϋψείς καμπύλες και γύρω από το κέντρο του υψηλού (εκεί δεν υπάρχει τριβή), χωρίς να υπάρχει ένας μηχανισμός να ωθήσει τον αέρα προς τα κάτω.

 

 

 

Σχήμα 4.16 Σύγκλιση, απόκλιση και κατακόρυφες κινήσεις που συνοδεύονται με βαρομετρικά συστήματα στην επιφάνεια (τροποποίηση από Ahrens C. D, Essentials of Meteorology).

 

 

Με βάση τα παραπάνω, για να διατηρηθούν ή και να ενισχυθούν αντικυκλωνικά και κυκλωνικά συστήματα επιφανείας θα πρέπει στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας να πνέουν οι άνεμοι με τέτοιο τρόπο έτσι ώστε να υπάρχουν ζώνες σύγκλισης (convergence) και απόκλισης (divergence) των αερίων μαζών αντίστοιχα. Πρέπει να υπάρχει σύγκλιση πάνω από αντικυκλώνα και απόκλιση πάνω από χαμηλό. Όπως φαίνεται στο Σχήμα 4.16, υπάρχει μία σφήνα υφέσεως στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας. Η σύγκλιση των αερίων μαζών ψηλά οδηγεί σε συσσώρευση αέρα πάνω από το βαρομετρικό υψηλό επιφανείας, ο οποίος ωθείται προς τα κάτω και αναπληρώνει τη μάζα του αέρα στα χαμηλότερα στρώματα, που αποκλίνει. Το αντίθετο ακριβώς συμβαίνει πάνω από το βαρομετρικό χαμηλό επιφανείας. Ο αέρας λόγω σύγκλισης στην επιφάνεια ανέρχεται και αποκλίνει σε μεγαλύτερα ύψη στην ατμόσφαιρα. Για την ενίσχυση του χαμηλού επιφανείας πρέπει η σφήνα υφέσεως να βρίσκεται δυτικά του κέντρου του.

Ανάλογος μηχανισμός συνέργειας της ανώτερης ατμόσφαιρας με την επιφάνεια επικρατεί κατά τη φάση δημιουργίας ενός οργανωμένου βαρομετρικού χαμηλού, η οποία ονομάζεται κυκλογένεση. Στη συγκεκριμένη φάση η απόκλιση στην ανώτερη ατμόσφαιρα θα πρέπει να είναι μεγαλύτερη από τη σύγκλιση στην επιφάνεια, με αποτέλεσμα περισσότερος αέρας να ανέλθει από τα κατώτερα στρώματα και η επιφανειακή πίεση στο κέντρο του χαμηλού να ελαττώνεται. Αυτός είναι και ο λόγος για τον οποίο τα κέντρα των οργανωμένων βαρομετρικών χαμηλών βρίσκονται μπροστά από τις σφήνες υφέσεως στην ανώτερη ατμόσφαιρα (Σχήμα 4.17). Αντίθετα, όταν η απόκλιση στην ανώτερη ατμόσφαιρα είναι μικρότερη από την επιφανειακή σύγκλιση τότε περιορίζονται οι ανοδικές κινήσεις αερίων μαζών, με αποτέλεσμα η επιφανειακή πίεση να αυξάνει και η ύφεση να εξασθενεί (κυκλόλυση).

 

 

 

Σχήμα 4.17 Αναπαράσταση της διαδικασίας κυκλογένεσης και κυκλόλυσης (τροποποίηση από Ahrens C. D., Essentials of Meteorology).

 

 

 

4.4. Μηχανισμός Δημιουργίας Νεφών και Καταιγίδων

 

Η νέφωση αποτελεί το πιο ευδιάκριτο χαρακτηριστικό της Γης, όταν την παρατηρεί κανείς από το διάστημα. Ανά πάσα στιγμή περίπου η μισή επιφάνειά της καλύπτεται από νέφη, που φθάνουν μερικές φορές σε ύψη μέχρι και στα 20 km. Σύμφωνα με τον Διεθνή Άτλαντα Νεφών ως νέφη χαρακτηρίζονται: οι «Ορατές συσσωρεύσεις μικρών σωματιδίων υγρού νερού ή πάγου στην ελεύθερη ατμόσφαιρα» (International Cloud Atlas, 1956). Είναι, δηλαδή, οι ορατοί ατμοσφαιρικοί σχηματισμοί που αιωρούνται στην ατμόσφαιρα και αποτελούνται από υδροσταγόνες, παγοκρυστάλλους ή και από συνδυασμό τους.

Τα νέφη επηρεάζουν με διάφορους τρόπους την ατμοσφαιρική κατάσταση στο σύνολό της. Διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο στο παγκόσμιο ισοζύγιο του νερού, στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας και εν γένει στη διαμόρφωση του παγκόσμιου κλίματος. Συμμετέχουν στην απορρόφηση και ανάκλαση της ηλιακής ακτινοβολίας, τροποποιούν τη θερμοκρασία του αέρα, την ατμοσφαιρική πίεση και το πεδίο του ανέμου, παράγουν κατακρημνίσματα και τέλος συμβάλλουν τόσο στη γρήγορη ανάμειξη κατά την κατακόρυφη διεύθυνση διαφόρων αερίων με τον ατμοσφαιρικό αέρα, όσο και στην απομάκρυνση αερίων και σωματιδίων από αυτόν. Η κατανόηση της γένεσης, της ανάπτυξης και γενικά της συμπεριφοράς των νεφών είναι απαραίτητη σε πολλούς τομείς, με τους οποίους ασχολούνται οι επιστήμες της ατμόσφαιρας.

Είναι κοινός τόπος ότι οι σχηματισμοί νερού στην ατμόσφαιρα προέρχονται από τη συμπύκνωση των υδρατμών του ατμοσφαιρικού αέρα. Επομένως, για να σχηματισθούν τα νέφη θα πρέπει ο αέρας να είναι αρκετά υγρός, να δράσει ένας μηχανισμός κατακόρυφων ανοδικών κινήσεων (αστάθεια στην ατμόσφαιρα, μέτωπα, επίδραση του ανάγλυφου της περιοχής), να υπάρχουν πυρήνες συμπύκνωσης (condensation nuclei) και τέλος να έχει αναπτυχθεί μια διαδικασία ψύξης (cooling process). Καθοριστική επίσης παράμετρος για τον κύκλο ζωής ενός νέφους αποτελεί η θερμοκρασία της αέριας μάζας και η διαφορά θερμοκρασίας σε σχέση με αυτήν του περιβάλλοντος.

Οι καταιγίδες είναι ένα από τα πιο σημαντικά φαινόμενα μέσης κλίμακας (10-100 km έκταση). Οι μηχανισμοί που οδηγούν στην ανάπτυξή τους είναι ανάλογοι με τους μηχανισμούς με τους οποίους σχηματίζονται τα νέφη και διακρίνονται σε δύο κατηγορίες: στις δυναμικές και στις καταιγίδες αέριας μάζας. Εάν η ανύψωση του αέρα και η ανάπτυξη των νεφών οφείλεται σε κάποιο δυναμικό αίτιο, εάν δηλαδή είναι μία μετωπική επιφάνεια ή κάποιος ορεινός όγκος, τότε οι δυναμικές καταιγίδες χαρακτηρίζονται σαν μετωπικές ή ορεογραφικές αντίστοιχα.

Εκτός από τα δυναμικά αίτια, καταιγίδες αναπτύσσονται και λόγω της έντονης θέρμανσης των αερίων μαζών από την επιφάνεια του εδάφους. Συνέπεια της θέρμανσης είναι η έναρξη ανοδικών κινήσεων, η σύγκλιση αέριων μαζών, η πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης στην επιφάνεια του εδάφους και η αύξηση της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας. Οι καταιγίδες αυτού του τύπου χαρακτηρίζονται σαν καταιγίδες αέριας μάζας και εκδηλώνονται κατά τις μεσημβρινές και πρώτες απογευματινές ώρες, όταν σημειώνονται οι υψηλότερες θερμοκρασίες στην επιφάνεια του εδάφους.

 

4.4.1. Μικροφυσικές Διεργασίες στα Θερμά Νέφη

 

Σύμφωνα με τα παραπάνω, η ψύξη του αέρα κατά την ανύψωση του, όταν υπάρχει επαρκής ποσότητα υγρασίας, μπορεί να προκαλέσει την συμπύκνωση των υδρατμών σε λεπτά νεφοσταγονίδια ή μικρούς παγοκρυστάλλους (ανάλογα με την επικρατούσα θερμοκρασία). Πολλές φορές, λόγω απελευθέρωσης λανθάνουσας θερμότητας συμπύκνωσης, παρατηρείται επιτάχυνση της κίνησης του αέρα προς το επίπεδο συμπύκνωσης, ενώ η αύξηση της υγρασίας του αέρα μειώνει το ύψος, που απαιτείται για να γίνει η έναρξη της συμπύκνωσης. Το επίπεδο στο οποίο αρχίζει η συμπύκνωση είναι εκείνο στο οποίο η θερμοκρασία της ανερχόμενης αέριας μάζας εξισώνεται με το σημείο δρόσου και ονομάζεται LCL (Lifting Condensation Level). Στο ύψος αυτού του επιπέδου οριοθετείται και η βάση του νέφους. Περισσότερα στοιχεία για το LCL δίνονται στην Παράγραφο 2.17.

Σημαντικό στάδιο για την υγροποίηση των υδρατμών στα νέφη αποτελεί μια διεργασία γνωστή ως πυρηνοποίηση (nucleation process), κατά την οποία τα μόρια του νερού διατάσσονται στην ατμόσφαιρα πιο οργανωμένα, όταν ο αέρας γίνει υπέρκορος ως προς το νερό κατά την άνοδο και την αδιαβατική ψύξη του. Επειδή η υγροποίηση απαιτεί τη δημιουργία διεπιφάνειας μεταξύ της υγρής και της αέριας φάσης, είναι απαραίτητη η ύπαρξη υγροσκοπικών αερολυμάτων. Αυτά λειτουργούν ως πυρήνες συμπύκνωσης (condensation nuclei) γύρω από τους οποίους συμπυκνώνονται οι υδρατμοί μετά την ψύξη τους. Με τη συγκεκριμένη διαδικασία σχηματίζονται στοιχειώδεις υδροσταγόνες (Μαυροματίδης, 2003). Όταν ο πυρήνας αποτελείται από μόρια νερού, η υγροποίηση συμβαίνει με συνένωση μορίων νερού σε υγρή φάση μετά από τυχαίες συγκρούσεις. Αυτή η διεργασία, που καλείται ομογενής πυρηνοποίηση, έχει μεγάλες ενεργειακές απαιτήσεις και πραγματοποιείται πολύ δύσκολα. Στην ουσία είναι πολύ σπάνιο φαινόμενο, διότι για να συμβεί πρέπει να υπάρξει υπερκορεσμός στην ατμόσφαιρα σε μεγάλο βαθμό (300-400%) σε συνδυασμό με πολύ χαμηλές θερμοκρασίες (μικρότερες από –36 °C), ενώ στα φυσιολογικά νέφη ο υπερκορεσμός σπάνια υπερβαίνει το 1% (Wallace and Hobbs, 2006). Σύμφωνα με τους Pruppacher and Klett (1997) ομογενής πυρηνοποίηση υδροσταγόνων από υπερκορεσμένους υδρατμούς μπορεί να πραγματοποιηθεί μόνο στο εργαστήριο και δεν είναι δυνατόν να συμβεί στην ατμόσφαιρα. Αντίθετα, ευνοείται η διαδικασία που είναι γνωστή ως ετερογενής πυρηνοποίηση και αφορά διεργασίες κατά τις οποίες ο πυρήνας έχει διαφορετική προέλευση, όπως: σκόνη, προϊόντα καύσης, κρύσταλλοι άλατος.

Το μικρότερο σωματίδιο, που μπορεί να παρατηρηθεί χωρίς ιδιαίτερα όργανα σε ένα νέφος, είναι μία υδροσταγόνα ή ένας κρύσταλλος πάγου (π.χ. νιφάδα χιονιού). Για να φθάσει μία υδροσταγόνα σε μεγέθη κατακρημνίσιμα, έτσι ώστε να προκληθεί ϋετός, θα πρέπει να αυξηθεί το μέγεθος των αρχικών σταγονιδίων σε πολύ μεγάλο βαθμό. Η τελική διάμετρος μπορεί να φθάσει να είναι ίσως και 106 φορές μεγαλύτερη από την αρχική διάμετρο (0,1 μm περίπου). Αυτή η διαδικασία μπορεί να είναι αργή, μπορεί όμως να είναι και εξαιρετικά σύντομη, ανάλογα με τον τύπο του νέφους. Έχει αναφερθεί ότι για το σχηματισμό υδροσταγόνων σε νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης απαιτείται χρόνος μικρότερος ενδεχομένως και από 10 λεπτά της ώρας. Οι υδροσταγόνες αρχίζουν να πέφτουν όταν οι δυνάμεις βαρύτητας υπερνικήσουν την αιώρηση που δημιουργεί η τυρβώδης διάχυση. Η πτώση των υδροσταγόνων γίνεται με επιτάχυνση που συνεχώς μειώνεται, λόγω της αντίστασης του αέρα. Όταν η επιτάχυνση μηδενισθεί, τότε οι υδροσταγόνες αποκτούν σταθερή οριακή ταχύτητα, γνωστή σαν οριακή ταχύτητα πτώσης (terminal fall velocity). Στην πραγματικότητα αυτή η ταχύτητα είναι αμελητέα για σταγόνες με ακτίνα μικρότερη από 0,1 mm, η οποία θεωρείται και το κατώφλι για να πέσει μια υδροσταγόνα στη γη σαν κατακρήμνισμα (Pruppacher and Klett, 1997). Και στις δύο κατηγορίες υδροσταγόνων (ψιχάλα/drizzle και σταγόνες βροχής/rain droplets) η ταχύτητα πτώσης είναι συνάρτηση της ακτίνας τους.

Ο βασικός μηχανισμός αύξησης του μεγέθους των υδροσταγόνων είναι ο μηχανισμός της σύμφυσης των νεφοσταγονιδίων (coalescence process). Ο συγκεκριμένος μηχανισμός βασίζεται στον σχηματισμό μιας μόνο υγρής σταγόνας από την ένωση δύο ή περισσότερων σταγόνων που συγκρούονται μεταξύ τους (collision). Οι σταγόνες του νέφους, που έχουν λίγο μεγαλύτερη ταχύτητα πτώσης από τον μέσο όρο, συγκρούονται με μικρότερες σταγόνες που βρίσκονται στο δρόμο τους και συνενώνονται, αυξάνοντας έτσι το μέγεθος τους. Η διεργασία πραγματοποιείται στα θερμά νέφη, όπου με τις συγκρούσεις μεταξύ των νεφοσταγονιδίων επιτυγχάνεται η αύξηση της μάζας τους σε μεγέθη κατακρημνίσιμα. Κατά τον Johnson (1993) η διαδικασία αύξησης του μεγέθους των υδροσταγόνων με συλλογή άλλων και συνένωση μεταξύ τους (collision – coalescence) γίνεται σε δύο στάδια. Κατά το πρώτο στάδιο δημιουργούνται εμβρυακές σταγόνες σε μεγέθη κατάλληλα για να αρχίσει η συνένωση (ακτίνες > 20 μm). Κατά το δεύτερο στάδιο γίνεται η ανάπτυξη των σταγόνων σε μεγέθη ικανά για να προκληθεί υετός, γεγονός βέβαια που εξαρτάται και από παράγοντες του περιβάλλοντος. Διακρίνονται δύο θεωρητικά μοντέλα συλλογής: η συνεχής συλλογή και η τυχαία συλλογή.

Η δυνατότητα για σύγκρουση εξαρτάται από τη σχετική ροή του αέρα γύρω από τη σταγόνα που πέφτει. Τα μικρότερα σωματίδια μπορεί να βγουν έξω από τη διαδρομή μεγαλύτερων σωματιδίων (δραστικότητα σύγκρουσης < 1), ενώ μικρά σωματίδια που δεν είναι ακριβώς μέσα στη διαδρομή των μεγαλύτερων σωματιδίων μπορεί να ωθηθούν προς την τροχιά τους και να συγκρουσθούν (δραστικότητα σύγκρουσης > 1). Στο παρακάτω σχήμα (Σχήμα 4.18α) φαίνεται μια σταγόνα ακτίνας r1 (σταγόνα συλλέκτης) που πλησιάζει μια σταγόνα μικρότερης ακτίνας r2. Καθώς η σταγόνα συλλέκτης πλησιάζει τη μικρότερη, αυτή τείνει να ακολουθήσει τις ρευματογραμμές γύρω από τον συλλέκτη και ως εκ τούτου υπάρχει περίπτωση να αποφευχθεί η σύγκρουση. Η παράμετρος y αναπαριστά τη μέγιστη (κρίσιμη) απόσταση για να υπάρξει σύγκρουση και είναι η απόσταση μεταξύ του κέντρου του μικρού νεφοσταγονιδίου και της κατακόρυφης, που περνά από το κέντρο της σταγόνας συλλέκτη (η μέτρηση γίνεται όταν οι δύο σταγόνες βρίσκονται σε μεγάλη απόσταση). Αν η απόσταση είναι μικρότερη ή ίση με το y τότε συμβαίνει σύγκρουση και συλλογή της μικρότερης σταγόνας από τη μεγαλύτερη. Φυσικά, συμβαίνει το αντίθετο όταν η απόσταση των δύο κέντρων υπερβαίνει την απόσταση y.

 

 

 

Σχήμα 4.18 Σχηματική αναπαράσταση α) της σχετικής κίνησης ενός μικρού νεφοσταγονιδίου σε σχέση με την κίνηση μιας υδροσταγόνας – συλλέκτη. Το y είναι η μέγιστη τιμή της παραμέτρου σύγκρουσης για το νεφοσταγονίδιο ακτίνας r2 από μία μεγάλη υδροσταγόνα –συλλέκτη ακτίνας r1 και β) του μοντέλου συνεχούς συλλογής για την αύξηση του μεγέθους μιας υδροσταγόνας με τη διαδικασία της σύμφυσης μετά από σύγκρουση μικρότερων υδροσταγόνων με μία μεγαλύτερη κατά τη διάρκεια της πτώσης της μέσα στην ατμόσφαιρα (τροποποίηση από Wallace J.M. and P.V. Hobbs, 2006: Atmospheric Science - An Introductory Survey).

 

 

Εκτός του παραπάνω μηχανισμού, μια σταγόνα μπορεί υπό προϋποθέσεις να συνεχίσει να μεγαλώνει συμπυκνώνοντας νερό επάνω της. Αυτό μπορεί να συμβεί εφόσον η πίεση των υδρατμών του περιβάλλοντα αέρα είναι μεγαλύτερη από την πίεση των ατμών που βρίσκονται σε επαφή με τη σταγόνα. Επίσης κατά μία υπόθεση, υπερμεγέθη αερολύματα στην ατμόσφαιρα μπορεί να λειτουργήσουν ανάλογα με τις εμβρυακές υδροσταγόνες και να συντελέσουν στην αύξηση του μεγέθους των σταγόνων με συλλογή άλλων και συνένωση. Από παρατηρήσεις είναι γνωστή η ύπαρξη σημαντικών ποσοτήτων αερολυμάτων με μεγέθη μεγαλύτερα από 100 μm. Έχει υπολογισθεί ότι αυτά τα σωματίδια είναι αρκετά σε πλήθος και μπορούν να συμβάλλουν στη γρήγορη ανάπτυξη υδροσταγόνων σε μεγέθη τέτοια, ώστε να μπορούν να πέσουν και σαν κατακρημνίσματα. Κάτι τέτοιο μπορεί να συμβεί ακόμη και σε περιπτώσεις ηπειρωτικών νεφών και σε συνθήκες ευστάθειας.

Ο Langmuir (1948) εισηγήθηκε ότι, μόλις μια υδροσταγόνα φθάσει σε ένα κρίσιμο μέγεθος (~ 6 mm σε διάμετρο), σπάει σε μικρότερα κομμάτια λόγω υδροδυναμικής αστάθειας. Κάθε κομμάτι υπέθεσε ότι λειτουργεί σαν εμβρυακό σωματίδιο, που μπορεί να αναπτυχθεί στο κατάλληλο μέγεθος, να ξανασπάσει και να παράξει επιπλέον εμβρυακές σταγόνες βροχής. Η συγκεκριμένη θεωρία ονομάστηκε θεωρία της «αλυσιδωτής αντίδρασης» για παραγωγή σταγόνων βροχής σε θερμά νέφη. Οι Farley και Chen (1975), μετά από προσομοιώσεις που έκαναν χρησιμοποιώντας αριθμητικό μοντέλο, κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι για να ισχύσει η θεωρία του Langmuir θα πρέπει να υπάρχουν μέσα στο νέφος ανοδικές κινήσεις της τάξης των 10 ms-1, ενώ η σύγκρουση μεταξύ των υδροσταγόνων φαίνεται να είναι απαραίτητη προϋπόθεση για τη διάσπασή τους. Στο Σχήμα 4.19 αναπαριστώνται οι τρεις βασικοί τύποι διάσπασης υδροσταγόνων μετά από σύγκρουση. Οι πιθανότητες για τον κάθε τύπο διάσπασης (ανάλογα με τη μορφή των υδροσταγόνων) είναι: μορφή φύλλων (55%), μορφή αυχένα (27%) και μορφή δίσκων (18%).

 

 

image_3_new.jpg

 

Σχήμα 4.19 Σχηματική αναπαράσταση των τριών τύπων της διάσπασης που ακολουθεί τη σύγκρουση δύο υδροσταγόνων (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, 2006: Atmospheric Science - An Introductory Survey).

 

 

 

4.4.2. Μικροφυσικές Διεργασίες στα Ψυχρά Νέφη

 

Η μελέτη των μικροφυσικών διαδικασιών της στερεής φάσης του νερού είναι εξαιρετικά πολύπλοκη, λόγω της ποικιλομορφίας των παγοκρυστάλλων, αλλά και του μεγάλου αριθμού των φυσικών διαδικασιών που οδηγούν στην μορφοποίηση τους. Η υπάρχουσα γνώση, εξάλλου, σε ότι αφορά την φυσική του πάγου, δεν είναι ολοκληρωμένη. Σε πολλές περιπτώσεις, όπου εμφανίζεται το νερό ως στερεό, δεν είναι επαρκείς οι πληροφορίες που έχουν συλλεχθεί από θεωρητικά ή αριθμητικά μοντέλα ή ακόμη και από παρατηρήσεις. Οι παγοκρύσταλλοι μορφοποιούνται στην ατμόσφαιρα με τρεις τρόπους:

 

·         Με συμπύκνωση της υδροσταγόνας γύρω από ένα πυρήνα παγοποίησης (ετερογενής πυρηνοποίηση).

·         Με δευτερεύοντες μηχανισμούς με τους οποίους οι εμβρυακοί παγοκρύσταλλοι, που μορφοποιήθηκαν με την προηγούμενη διαδικασία, πολλαπλασιάζονται.

·         Με ομογενή πυρηνοποίηση σε θερμοκρασίες κάτω από –40 °C.

 

Αξίζει να σημειωθεί ότι, όπως εξάγεται τόσο από θεωρητικά όσο και από εμπειρικά αποτελέσματα, ομογενής πυρηνοποίηση μπορεί να συμβεί σε θερμοκρασίες χαμηλότερες από –30 έως και –40 °C, ανάλογα με το μέγεθος των σταγόνων. Πάντως, σε κάθε περίπτωση η υδροσταγόνα παγώνει με ομογενή πυρηνοποίηση αν η θερμοκρασία είναι μικρότερη από –40 °C. Η ομογενής πυρηνοποίηση ενός σωματιδίου πάγου από νερό σε υγρή φάση είναι ανάλογη με την ομογενή πυρηνοποίηση των υδροσταγόνων από την αέρια φάση και αποτελεί τον ρυθμιστικό μηχανισμό για τον σχηματισμό στην ατμόσφαιρα νεφών τύπου cirrus. Το τμήμα ενός νέφους με θερμοκρασίες κάτω από -40 °C, αποτελείται μόνο από παγωμένα υδρομετέωρα. Όμως, σε ένα πραγματικό νέφος, όταν οι θερμοκρασίες είναι μεγαλύτερες από -40 °C, υπάρχει η πιθανότητα να συνυπάρχουν και σταγόνες νερού σε υγρή φάση (υπέρτηκτες/supercooled), παρόλο που το σημείο πήξης του νερού είναι 0 °C. Υπέρτηκτες υδροσταγόνες παρατηρήθηκαν σε νέφη με έκταση καθ’ ύψος πάνω από 2,5 km και θερμοκρασία βάσης περίπου 7 °C. Η δημιουργία παγοκρυστάλλου από υδρατμούς πρέπει να αποκλειστεί, καθώς έχει αποδειχθεί ότι, σε ατμόσφαιρα υπέρκορη σε υδρατμούς και σε θερμοκρασίες από 0 έως –70 °C, ο πάγος σχηματίζεται αποκλειστικά από υπέρτηκτες υδροσταγόνες. Ο άμεσος σχηματισμός σωματίδιων πάγου από την αέρια φάση απαιτεί θερμοκρασίες μικρότερες από -70 °C με ατμοσφαιρικό υπερκορεσμό της τάξης 1000%. Είναι, συνεπώς, προφανές πως στην ατμόσφαιρα μπορούν να δημιουργηθούν σωματίδια πάγου με ομογενή πυρηνοποίηση αποκλειστικά από την υγρή φάση του νερού.

Η υδροσταγόνα μπορεί να μετατραπεί σε παγοκρύσταλλο ευκολότερα, αν περιέχονται σ’ αυτήν πυρήνες παγοποίησης (ετερογενής πυρηνοποίηση) σε αντιστοιχία με τους πυρήνες συμπύκνωσης στα θερμά νέφη. Παρατηρήσεις από μελέτες του κεντρικού τμήματος νιφάδων χιονιού οδηγούν στο συμπέρασμα ότι οι τυπικοί διάμετροι των πυρήνων παγοποίησης κυμαίνονται από 0.1 μm έως και 15 μm, με επικρατούσες τιμές αυτές μεταξύ των 0.5 και 5 μm. Τα μόρια του νερού συλλέγονται στην επιφάνεια του σωματιδίου και σχηματίζουν ένα παγοσωματίδιο, που μπορεί να μεγαλώσει σε μέγεθος και να προκαλέσει το πάγωμα της σταγόνας. Η ετερογενής πυρηνοποίηση πραγματοποιείται σε πολύ υψηλότερες θερμοκρασίες από την ομογενή. Μπορεί να πραγματοποιηθεί σε θερμοκρασίες μεγαλύτερες από –10 °C, αν και οι ιδανικές θερμοκρασίες κυμαίνονται στους –15 °C. Βέβαια, μπορεί να προϋπάρχουν στο νέφος εμβρυακοί παγοκρύσταλλοι, οπότε οι υδροσταγόνες μπορεί να παγώσουν και σε μεγαλύτερες θερμοκρασίες (~-5 °C). Πειράματα έδειξαν ότι η χημική σύσταση των σωματιδίων παίζει σημαντικό ρόλο στη διαδικασία της ετερογενούς πυρηνοποίησης. Ανάλογα με τη χημική τους σύσταση, άλλα σωματίδια λειτουργούν σαν πυρήνες και έτσι δημιουργούνται κρύσταλλοι πάγου μετά από επαφή με υδροσταγόνα (πυρηνοποίηση επαφής/contact nucleation), και άλλα λειτουργούν ως πυρήνες πάνω στους οποίους συμπυκνώνονται και παγώνουν οι υδροσταγόνες (παγοποίηση συμπύκνωσης/condensation freezing).

Οι παγοκρύσταλλοι αυξάνονται σε μέγεθος μετά από διάχυση υδρατμών του περιβάλλοντος προς τον κρύσταλλο. Αυτή η διαδικασία ονομάζεται εναπόθεση. Για παράδειγμα, σε ένα μικτό νέφος που κυριαρχείται από υδροσταγόνες σε υπέρτηξη, ο αέρας είναι, σχεδόν, κορεσμένος ως προς το υγρό νερό και υπέρκορος ως προς τον πάγο (στους –20 °C ο αέρας είναι υπέρκορος ως προς τον πάγο κατά 21%). Σε μικτά νέφη οι παγοκρύσταλλοι μεγαλώνουν με συμπύκνωση υδρατμών πιο γρήγορα σε σχέση με τις υδροσταγόνες. Οι παγοκρύσταλλοι μπορεί να αυξήσουν το μέγεθός τους και με συλλογή άλλων σωματιδίων πάγου (συνήθως πολύ μικρών σε μέγεθος) και τότε η διαδικασία ονομάζεται συσσώρευση (aggregation). Η συσσώρευση εξαρτάται άμεσα από τη θερμοκρασία. Είναι ένα φαινόμενο εξαιρετικά πολύπλοκο, λόγω των διαφόρων σχημάτων και των διαφόρων προσανατολισμών των κρυστάλλων κατά την κίνησή τους στην ατμόσφαιρα (Cotton and Anthes, 1989). Σε θερμοκρασίες υψηλότερες των –5 °C, η πιθανότητα για συνένωση των κρυστάλλων γίνεται πολύ μεγαλύτερη, διότι η επιφάνεια των κρυστάλλων αποκτά κολλώδη υφή. Η επαύξηση της μάζας των παγοκρυστάλλων στα ψυχρά νέφη μπορεί να γίνει και με την απορρόφηση γειτονικών υγρών σταγόνων, όπου σε θερμοκρασίες μικρότερες του μηδενός συνυπάρχουν παγοκρύσταλλοι με νεφοσταγονίδια. Εάν τα σωματίδια πάγου συλλέξουν υδροσταγόνες, τότε αυτές παγώνουν με την επαφή και η διαδικασία ονομάζεται πάχνιασμα (riming). Η αύξηση του μεγέθους των παγοκρυστάλλων με πάχνιασμα είναι φαινόμενο, που συμβαίνει πολύ συχνά στη φύση, και είναι παρόμοια διαδικασία με το μηχανισμό collision-coalescence, που ισχύει στα θερμά νέφη για τις υδροσταγόνες. Σε περίπτωση που τα νεφοσταγονίδια παγώσουν πριν ενωθούν με τους παγοκρυστάλλους τότε συμβαίνει η διεργασία της πρόσφυσης (accretion).

 

4.4.3. Καταιγίδες των Μέσων Γεωγραφικών Πλατών (Δυναμικές Μετωπικές Καταιγίδες)

 

Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη το μεγαλύτερο ποσό βροχόπτωσης σχετίζεται με τα βαρομετρικά χαμηλά και με τα μετωπικά συστήματα, τα οποία είναι κυρίως υπεύθυνα για τη δημιουργία ραγδαίων καταιγίδων. Τα συγκεκριμένα συστήματα φαίνεται ότι επηρεάζονται από την επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας, την αισθητή και τη λανθάνουσα ροή θερμότητας, ιδιαίτερα πάνω από τις θαλάσσιες επιφάνειες, καθώς και από τα φυσιογραφικά χαρακτηριστικά της περιοχής. Στο Σχήμα 4.20 παρουσιάζεται σχηματικά ιδεατό μοντέλο βαρομετρικού χαμηλού σε τρία στάδια ανάπτυξης, ενώ στο Σχήμα 4.21 παρουσιάζονται οι κινήσεις του αέρα και η κατανομή των νεφών σε κυκλωνικό σύστημα μέσων γεωγραφικών πλατών. Μπροστά από το θερμό μέτωπο σχηματίζονται, όπως προαναφέρθηκε, εκτεταμένα στρωματόμορφα νέφη, καθώς ο αέρας στον θερμό τομέα αναρριχάται πάνω από τον ψυχρό και πυκνό αέρα. Η συγκεκριμένη κίνηση του αέρα δημιουργεί εκτεταμένες και σχεδόν ομοιόμορφες βροχοπτώσεις, που παρουσιάζουν μέγιστη τιμή με το πέρασμα του μετώπου. Το ψυχρό μέτωπο ακολουθείται, συνήθως, από καλά οργανωμένο νεφικό σύστημα. Ανάλογα με την κλίση του μετώπου, καθώς ο ψυχρός αέρας εισχωρεί κάτω από τον θερμό, εμφανίζονται κατά κύριο λόγο νέφη ανοδικής μεταφοράς (cumulonimbus, altocumulus). Συνήθως, οι ισχυρές καταιγίδες παρουσιάζονται ακριβώς μπροστά και πάνω από τη «μύτη» του ψυχρού μετώπου. Στη περίπτωση που ο θερμός ανερχόμενος αέρας είναι ξηρός, τότε αναπτύσσονται κυρίως στρωματόμορφα νέφη (πχ. μελανοστρώματα/nimbostratus) και είναι πολύ πιθανό να αναπτυχθεί και ομίχλη στις περιοχές με υετό.

 

 

image_4.jpg

 

Σχήμα 4.20 Σχηματική αναπαράσταση τεσσάρων σταδίων του κύκλου ζωής ενός κυκλώνα, σύμφωνα με το Νορβηγικό μοντέλο του πολικού μετώπου. (Άνω μέρος) αναπαριστώνται οι ισοβαρείς της πίεσης στην επιφάνεια της θάλασσας και τα μέτωπα. Το σκιασμένο τμήμα υπονοεί τις περιοχές όπου υπάρχουν κατακρημνίσματα. (Κάτω μέρος) ισόθερμες (μαύρες γραμμές) και ροή του αέρα (έγχρωμα βέλη) σε σχέση με το κινούμενο κέντρο του κυκλώνα (κόκκινη τελεία). Τα κόκκινα βέλη παρουσιάζουν τη ροή στον θερμό τομέα, ενώ τα μπλε βέλη τη ροή της ψυχρής αέριας μάζας (τροποποίηση από  Wallace J.M. and P.V. Hobbs, 2006: Atmospheric Science - An Introductory Survey).

 

 

 

 

image_5.jpg

 

Σχήμα 4.21 Ιδεατή κατακόρυφη τομή ενός κυκλώνα των μέσων γεωγραφικών πλατών (Μαυροματίδης, 2003).

 

 

Οι τύποι ζωνών βροχόπτωσης, που σχετίζονται με τα μέτωπα σε τυπικό κυκλώνα μέσων γεωγραφικών πλατών (στο οριζόντιο επίπεδο), καταγράφονται στο Σχήμα 4.22. Οι συγκεκριμένες ζώνες έχουν προσδιορισθεί από μελέτες, που έγιναν κατά καιρούς, με δεδομένα τηλεπισκόπισης και πτήσεων αεροσκαφών. Οι ζώνες βροχόπτωσης του θερμού μετώπου εκτείνονται παράλληλα στο θερμό μέτωπο, όπου υπάρχει ένα εκτεταμένο καθ’ ύψος στρώμα θερμού και υγρού αέρα. Οι ζώνες του ψυχρού μετώπου είναι δύο ειδών. Υπάρχουν εκτεταμένες ζώνες βροχόπτωσης (πλάτος 50 km), που εκτείνονται παράλληλα στο ψυχρό μέτωπο και εντοπίζονται πίσω από αυτό, ενώ οι ζώνες μικρότερου πλάτους (5 km) βρίσκονται πολύ κοντά στο ψυχρό μέτωπο και οφείλονται σε έντονη σύγκλιση. Υπάρχουν, βέβαια, και οι ζώνες του θερμού τομέα με πλάτος της τάξης των 50 km που καταλαμβάνουν την περιοχή μπροστά και παράλληλα στο ψυχρό μέτωπο και ζώνες που βρίσκονται πίσω από το μέτωπο. Σε ένα τυπικό συνεσφιγμένο μέτωπο, τα δύο κύρια νεφικά συστήματα συγχωνεύονται σε ένα απλό. Το μεγαλύτερο μέρος της βροχόπτωσης, που οφείλεται σε καταιγίδες αυτού του τύπου, συγκεντρώνεται σε μέσης κλίμακας ζώνες βροχόπτωσης, που έχουν τυπική έκταση 103-104 km2 και χρόνο ζωής μερικές ώρες. Η πιο έντονη βροχόπτωση, μέσα στη ζώνη, εντοπίζεται σε περιοχές, που περιέχουν αρκετά ξεχωριστά κύτταρα ανοδικής μεταφοράς.

 

 

image_6.jpg

 

Σχήμα 4.22 Σχηματική αναπαράσταση της μορφής των νεφών και της βροχόπτωσης, που οφείλονται σε ένα ώριμο κυκλώνα των μέσων γεωγραφικών πλατών (τροποποίηση από Matejka et al., 1980).

 

 

 

4.4.4. Επίδραση της Τοπογραφίας στην Ανάπτυξη Κατακρημνισμάτων (Δυναμικές Ορεογραφικές Καταιγίδες)

 

Όταν ένα ρεύμα αέρα συναντήσει ένα εμπόδιο από την τοπογραφία, όπως για παράδειγμα έναν ορεινό όγκο, τότε αναγκάζεται να κινηθεί προς τα πάνω. Καθώς ο αέρας αναρριχάται στις πλαγιές του όρους εκτονώνεται και ψύχεται αδιαβατικά. Οι παραγόμενες κατακόρυφες ταχύτητες του αέρα εξαρτώνται από την ταχύτητα και τη διεύθυνση του ανέμου και αποκτούν εντάσεις μέχρι 10 ms-1. Πολλές φορές, λόγω διατάραξης της ροής του αέρα πάνω από το όρος, ο υγρός αέρας ξεπερνά το επίπεδο συμπύκνωσης (LCL) και σχηματίζεται νέφωση (Μαυροματίδης, 2003). Ο ακριβής τύπος του νέφους, που σχηματίζεται, εξαρτάται από την ποσότητα της υγρασίας της αέριας μάζας και την κατάσταση ευστάθειας της ατμόσφαιρας.

Το πρώτο κύμα στις ρευματογραμμές σχηματίζεται πάνω από τον ορεινό όγκο, ονομάζεται ορεογραφικό κύμα και παράγει τα ορεογραφικά νέφη. Η περιεκτικότητα σε νερό ενός τέτοιου νέφους φθάνει τη μέγιστη τιμή της στην προσήνεμη πλαγιά του όρους, ενώ η περιεκτικότητα σε πάγο, αν η θερμοκρασία είναι αρκετά χαμηλή, φτάνει το μέγιστο στην κορυφή. Η κορυφή του νέφους στην προσήνεμη πλευρά του όρους βρίσκεται χαμηλότερα απ’ ότι στην υπήνεμη, διότι η βροχή στην προσήνεμη πλευρά αφαιρεί νερό από τον αέρα, ενώ στην υπήνεμη πλευρά τα νέφη δίνουν κατακρημνίσματα, καθώς κινείται ο αέρας προς τα κάτω. Τα ορεογραφικά νέφη μπορεί, κατά περίπτωση, να είναι εκτεταμένα και πολύ σημαντικά σε περιοχές όπου εκτείνονται οροσειρές. Εάν οι συνθήκες είναι κατάλληλες, τότε μπορεί να υπάρξει διατάραξη της ροής του αέρα στην υπήνεμη πλευρά του όρους. Στην περίπτωση αυτή δημιουργείται μια σειρά από κύματα Lee, λόγω των οποίων μορφοποιούνται σύννεφα, σε διάφορα επίπεδα, ανάλογα με την υγρασία του αέρα, που είναι γνωστά σαν σύννεφα Lee. Νεώτερες θεωρίες ερμηνεύουν τα ορεογραφικά κύματα Lee σαν ταλαντώσεις, που έχουν προκληθεί σε ευσταθή στρωματόμορφη ατμόσφαιρα.

Η κλασική θεώρηση για την ανάπτυξη νεφών και καταιγίδων λόγω της ορεογραφίας βασίζεται στην ψύξη του αέρα, καθώς ρέει ανοδικά πάνω από τα βουνά, με επακόλουθο τη συμπύκνωση των υδρατμών και τελικά τη βροχόπτωση. Αυτός ο μηχανισμός είναι γνωστός σαν μηχανισμός «ομαλής αναρρίχησης» (smooth forced ascent). Βέβαια, υπάρχουν κάποια προβλήματα σχετικά με τον προαναφερόμενο μηχανισμό, καθώς ο συνολικός χρόνος που απαιτείται για να σχηματισθούν κατακρημνίσματα είναι αρκετές φορές μεγαλύτερος από αυτόν που απαιτείται για να ξεπεράσει ο αέρας τη συνολική έκταση του ορεινού όγκου. Σαν μια πιθανή λύση του προβλήματος έχει προταθεί ο μηχανισμός «seeder-feeder». Σύμφωνα με αυτό το μηχανισμό, τα ανώτερα στρώματα του νέφους τροφοδοτούν τα κατώτερα με σωματίδια πάγου, βοηθώντας, έτσι, στην ταχύτερη ανάπτυξη των κατακρημνισμάτων.

Στο Σχήμα 4.23 συνοψίζονται οι μηχανισμοί με τους οποίους αναπτύσσονται ορεογραφικά νέφη, που προκαλούν κατακρημνίσματα. Συνοπτικά οι μηχανισμοί αυτοί περιγράφονται ως εξής (Houze, 1993):

 

·         Μηχανισμός seeder-feeder: Προτάθηκε από τον Bergeron (1950, 1968) για να εξηγήσει τον εμπλουτισμό των κατακρημνισμάτων πάνω από μικρούς λόφους. Βρήκε ευρεία αποδοχή και θεωρείται πολύ σημαντικός μηχανισμός για τη βροχόπτωση από στρωματόμορφα νέφη. Με βάση τον συγκεκριμένο μηχανισμό τα κατακρημνίσματα από ένα νέφος, που βρίσκεται ψηλά, μπορούν να εμπλουτισθούν, καθώς περνούν μέσα από ένα νέφος που βρίσκεται σε χαμηλότερο επίπεδο. Το νέφος τροφοδότης μπορεί να είναι ένα νέφος stratus ή cumulus, το οποίο ενδεχομένως από μόνο του να μην προκαλούσε βροχόπτωση.

·         Συμπύκνωση λόγω αναρρίχησης αερίων μαζών: Καθώς ο αέρας αναρριχάται στις πλαγιές του όρους, εκτονώνεται και ψύχεται αδιαβατικά. Εάν υπάρχει αρκετή υγρασία, τότε μπορεί να επέλθει συμπύκνωση των υδρατμών μέσα στο οριακό στρώμα και να σχηματισθούν νέφη εκτεταμένα καθ’ ύψος.

·         Ανοδική μεταφορά (convection) λόγω της ορεογραφίας: Κάθε κίνηση του αέρα προς τα πάνω, ακολουθώντας την κλίση του όρους, μπορεί να προκαλέσει σύγκλιση και ανοδική μεταφορά, αν ο αέρας είναι αρκετά υγρός και ασταθής (upslope convection). Μερικές φορές, επειδή η ροή του αέρα πάνω από ανώμαλη επιφάνεια γίνεται σύνθετη, ο αέρας αναρριχάται σε μεγάλα ύψη για μια αξιοσημείωτη απόσταση κινούμενος αντίθετα από την κλίση του βουνού (upstream convection).

·         Ανοδική μεταφορά λόγω θέρμανσης:. Η θέρμανση των πλαγιών από τον ήλιο προκαλεί ανοδικές κινήσεις και σύγκλιση στην κορυφή του βουνού.

·         Ανοδική μεταφορά (convection) στην υπήνεμη πλευρά του όρους: Η ροή του αέρα γύρω από ένα απομονωμένο βουνό έχει ως συνέπεια την εμφάνιση ανοδικής μεταφοράς στην υπήνεμη πλευρά του βουνού.

·         Ενίσχυση της ανοδικής μεταφοράς στην υπήνεμη πλευρά του όρους: Πολλές φορές έντονη ανοδική μεταφορά, που προκαλείται στην προσήνεμη πλευρά, ενισχύεται στην υπήνεμη. Αυτή η ενίσχυση οφείλεται, αφενός, σε ανοδική κίνηση του αέρα στα μεσαία στρώματα της ατμόσφαιρας συνδεόμενη με κατακόρυφα διαδιδόμενο κύμα που προκαλείται από τη ροή επάνω από το βουνό, και αφετέρου, σε θέρμανση των χαμηλών στρωμάτων στην υπήνεμη πλευρά που προκαλεί ανοδικές κινήσεις.

 

 

 

 

Σχήμα 4.23 Μηχανισμοί ανάπτυξης βροχοπτώσεων από την ορεογραφία. α) μηχανισμός seeder-feeder, β) συμπύκνωση λόγω αναρρίχησης των αερίων μαζών, γ) σύγκλιση και ανοδική μεταφορά ακολουθώντας την κλίση του όρους (upslope convection), δ) αναρρίχηση του αέρα αντίθετα από την κλίση του όρους (upstream convection), ε) ανοδική μεταφορά λόγω θέρμανσης, στ) πρόκληση ανοδικής μεταφοράς στην υπήνεμη πλευρά του όρους και ζ) ενίσχυση της ανοδικής μεταφοράς στην υπήνεμη πλευρά του όρους (αναδημοσίευση από Μαυροματίδης, 2003).

 

 

 

4.4.5. Καταιγίδες Αέριας Μάζας

 

Οι συγκεκριμένες καταιγίδες συναντώνται σε περιοχές που καλύπτονται από σχετικά θερμές και υγρές αέριες μάζες, όπως οι περιοχές των τροπικών. Εμφανίζονται, επίσης, σε μέσα γεωγραφικά πλάτη λόγω της μεταφοράς θερμών τροπικών αέριων μαζών (mT), κυρίως κατά τη θερινή περίοδο. Τα νέφη, που αναπτύσσονται, είναι νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης (cumulus ή cumulonimbus) που δίνουν σημαντικές βροχοπτώσεις. Με βάση αρχικές θεωρήσεις το κύτταρο αποτελεί θεμελιώδη δομική μονάδα ενός νέφους cumulonimbus (Byers and Braham, 1949). Ένα τυπικό κύτταρο μιας καταιγίδας αέριας μάζας εξελίσσεται σε τρία στάδια: το στάδιο της ανάπτυξης, το στάδιο της ωρίμανσης και το στάδιο της διάλυσης (Σχήμα 4.24).

 

 

image_7.jpg

 

Σχήμα 4.24 Σχηματική αναπαράσταση ενός τυπικού κυττάρου μιας καταιγίδας αέριας μάζας στα τρία στάδια του κύκλου ζωής του: (α) το στάδιο της ανάπτυξης, β) το στάδιο της ωρίμανσης και γ) το στάδιο της διάλυσης (τροποποίηση από Wallace J.M. and P.V. Hobbs, 2006: Atmospheric Science - An Introductory Survey).

 

 

Στο στάδιο της ανάπτυξης του κυττάρου, μέσα στο σύννεφο, επικρατεί ένα ανοδικό ρεύμα θερμού και υγρού αέρα. Οι κατακόρυφες ταχύτητες μέσα στο νέφος αυξάνονται γρήγορα με το ύψος και ταυτόχρονα υπάρχει μεγάλη ανάμειξη με τον αέρα που περιβάλλει την καταιγίδα. Η κορυφή του νέφους κινείται ανοδικά με ταχύτητες της τάξης των 10 ms-1. Λόγω των μεγάλων κατακόρυφων ταχυτήτων είναι πολύ συνηθισμένο να υπάρχουν υπέρτηκτες υδροσταγόνες πάνω από το σημείο τήξης του νερού. Στο στάδιο της ωρίμανσης επικρατεί έντονη καθοδική κυκλοφορία που συμπίπτει με την περιοχή της έντονης βροχόπτωσης. Η συγκεκριμένη καθοδική κίνηση οφείλεται, κυρίως, στην ισχυρή βροχόπτωση και στον ξηρό και σχετικά ψυχρότερο αέρα από το περιβάλλον, που εισχωρεί στην περιοχή της καθοδικής κυκλοφορίας. Λόγω της εξάτμισης ενός μέρους των κατακρημνισμάτων ο αέρας ψύχεται, ενισχύοντας το καθοδικό ρεύμα. Στην περιοχή του νέφους, όπου επικρατούν ανοδικές κινήσεις, εντοπίζονται υπέρτηκτες σταγόνες σε αρκετό ύψος πάνω από το επίπεδο των 0 °C, ενώ στην περιοχή όπου επικρατεί καθοδική κυκλοφορία συναντώνται νιφάδες χιονιού ή ακόμη και χαλαζόκοκκοι. Οι ανοδικές κινήσεις παρουσιάζουν ένα μέγιστο στο κέντρο της καταιγίδας και η κορυφή της μπορεί να φθάσει και μέχρι τα όρια της τροπόπαυσης. Τέλος, στο στάδιο της διάλυσης, η βροχόπτωση είναι εντονότερη μέσα στο σύννεφο και τα καθοδικά ρεύματα ενισχύονται και καταλαμβάνουν σχεδόν ολοκληρωτικά την περιοχή της καταιγίδας. Έτσι, το σύστημα αποκόπτεται από το υγρό και θερμό οριακό στρώμα, που αποτελεί την πηγή τροφοδοσίας του. Εάν δεν υπάρχει κατακόρυφη διάτμηση του ανέμου το σύστημα δεν μπορεί να αυτοσυντηρηθεί και διαλύεται. Συνήθως, οι καταιγίδες αυτού του είδους έχουν μικρή διάρκεια ζωής και σπάνια προκαλούν ισχυρούς ανέμους ή χαλάζι.

 

4.4.6. Καταστροφικές Καταιγίδες

 

Οι περισσότερες από τις καταστροφικές καταιγίδες, που προκαλούν πλημμύρες, χαλαζόπτωση, και ισχυρούς ανέμους, αναπτύσσονται σε ασταθές περιβάλλον με απότομες μεταβολές του ανέμου με το ύψος. Σε ένα τέτοιο περιβάλλον η καταιγίδα αναπτύσσεται πολύ γρήγορα και παραμένει για μεγάλο χρονικό διάστημα στο στάδιο της ωρίμανσης, γιατί τα καθοδικά ρεύματα παραμένουν στο πίσω μέρος της καταιγίδας και δεν αποκόπτουν το μηχανισμό τροφοδοσίας της, που είναι τα ανοδικά ρεύματα μπροστά από αυτήν. Γενικά, οι καταιγίδες αυτού του τύπου παρουσιάζουν διάφορους τύπους οργάνωσης και καταλαμβάνουν μεγαλύτερες εκτάσεις από αυτές που καταλαμβάνουν οι καταιγίδες αερίων μαζών. Χαρακτηριστικός τύπος καταστροφικής καταιγίδας, που εμφανίζεται αρκετά συχνά, είναι οι γραμμές λαίλαπος ή γραμμές αστάθειας (squall lines).

Οι γραμμές λαίλαπος συχνά συνοδεύονται από καταστροφικές καταιγίδες με θυελλώδεις επιφανειακούς ανέμους, ακόμη και από κυκλώνες. Είναι χαρακτηριστικοί τύποι καταιγίδας σε ηπειρωτικές περιοχές των μέσων γεωγραφικών πλατών, στη Δυτική Αφρική και σε περιοχές νότια της Σαχάρας. Η οργάνωση μιας τέτοιας καταιγίδας φαίνεται σχηματικά στο Σχήμα 4.25. Ονομάσθηκαν έτσι γιατί πολλές φορές τα κύτταρα ενός νέφους cumulonimbus είναι διευθετημένα σε μεγάλες γραμμές και πάρα πολύ κοντά το ένα με το άλλο, έτσι ώστε να δίνεται η εντύπωση μιας κινούμενης γραμμικής καταιγίδας (συχνά με σημαντική έκταση κατά πλάτος).

 

 

image_8.jpg

 

Σχήμα 4.25 Σχηματική απεικόνιση μιας τυπικής γραμμής λαίλαπος, καθώς κινείται από τα αριστερά προς τα δεξιά. α) Κατακόρυφη τομή της ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας μπροστά από την καταιγίδα(συνεχής γραμμή) και πίσω από την καταιγίδα (διακεκομμένη γραμμή), β) κατακόρυφο προφίλ της συνιστώσας του ανέμου κατά τη διεύθυνση κίνησης της καταιγίδας και γ) νέφωση και σχετική κίνηση των αερίων μαζών (τροποποίηση από Wallace J.M. and P.V. Hobbs, 2006: Atmospheric Science - An Introductory Survey).

 

 

 

4.5. Εργαστηριακή Εφαρμογή (Μέτωπα και Θερμική Μεταφορά)

 

Μέτωπα ορίζονται οι διαχωριστικές επιφάνειες μεταξύ δύο αερίων μαζών με διαφορετικά χαρακτηριστικά. Σε ένα θερμό μέτωπο μία σχετικά θερμότερη αέρια μάζα αντικαθιστά μία ψυχρότερη, ενώ σε ένα ψυχρό μέτωπο μία ψυχρότερη αέρια μάζα αντικαθιστά μία θερμότερη.

 

 

 

Σχήμα 4.26 Κατακόρυφη τομή θερμής μετωπικής επιφάνειας. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε διαδραστικά την κίνηση ενός θερμού μετώπου σε συνδυασμό με την κατακόρυφη ανάπτυξη νεφών (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

 

 

 

Σχήμα 4.27 Κατακόρυφη τομή ψυχρής μετωπικής επιφάνειας. Επιλέξτε πάνω στο σχήμα για να δείτε διαδραστικά την κίνηση ενός ψυχρού μετώπου σε συνδυασμό με την κατακόρυφη ανάπτυξη νεφών (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 

 

Η θερμική μεταφορά (Μ) αποτελεί ένδειξη για την επικείμενη μεταβολή της θερμοκρασίας σε μία περιοχή και ορίζεται από τη σχέση (4.1). Προκύπτει από τον γεωστροφικό άνεμο στα 850 hPa (Vg), το ανάδελτα της θερμοκρασίας (Τ) και το συνημίτονο της μεταξύ τους γωνίας (φ). Η μεταφορά εκφράζεται σε μονάδες K s-1.

 

 

 

 

·         Όταν φ<90° τότε Μ<0 και επικρατεί ψυχρή μεταφορά, δηλαδή η θερμοκρασία θα μειωθεί σε μία περιοχή το επόμενο χρονικό διάστημα (Σχήμα 4.28).

·         Όταν φ>90° τότε Μ>0 και επικρατεί θερμή μεταφορά, δηλαδή η θερμοκρασία θα αυξηθεί σε μία περιοχή το επόμενο χρονικό διάστημα (Σχήμα 4.29).

·         Όταν φ=90° τότε Μ=0.

·         Η θερμική μεταφορά εξετάζεται στους χάρτες ισοϋψών που χαράζονται στην ισοβαρική επιφάνεια των 850 hPa, διότι (α) η ισοβαρική επιφάνεια των 850 hPa βρίσκεται περίπου σε ύψος 1500 μέτρων, όπου οι άνεμοι στα μέσα γεωγραφικά πλάτη είναι με πολύ καλή προσέγγιση γεωστροφικοί και (β) Είναι αρκετά κοντά στην επιφάνεια του εδάφους έτσι ώστε η θερμοκρασία της σε συνοπτική κλίμακα (500x500 km2 τουλάχιστον) επιδρά άμεσα στη θερμοκρασία κοντά στην επιφάνεια, ενώ δεν επηρεάζεται από τις μικροκλιματικές θερμοκρασιακές μεταβολές κοντά στο έδαφος, που εκτείνονται το πολύ σε ύψος λίγων εκατοντάδων μέτρων.

 

 

 

Σχήμα 4.28 Ιδεατή κατανομή γεωδυναμικών υψών (gpm) στα 850 hPa (συνεχείς γραμμές) και ισόθερμων σε °C (διακεκομμένες γραμμές) σε περίπτωση ψυχρής μεταφοράς.

 

 

 

Σχήμα 4.29 Ιδεατή κατανομή γεωδυναμικών υψών (gpm) στα 850 hPa (συνεχείς γραμμές) και ισόθερμων σε °C (διακεκομμένες γραμμές) σε περίπτωση θερμής μεταφοράς.

 

 

Στο Σχήμα 4.30 αποτυπώνεται η κατανομή γεωδυναμικών υψών στα 850 hPa (λευκές καμπύλες) και ισόθερμων καμπύλων (με χρώμα που αντιστοιχεί στην παλέτα).Στο σημείο Α επικρατεί θερμή μεταφορά, γιατί η σχετική γωνία των διανυσμάτων του γεωστροφικού ανέμου (Vg) και του ανάδελτα της θερμοκρασίας (Τ) είναι μεγαλύτερη των 90°. Το διάνυσμα του γεωστροφικού ανέμου χαράσσεται παράλληλα προς τις ισοϋψείς έχοντας δεξιά του τα μεγάλα ύψη (νόμος Buys Ballot), ενώ το διάνυσμα μεταβολής της θερμοκρασίας κάθετα στις ισόθερμες προς την κατεύθυνση που αυξάνει η θερμοκρασία. Αντίστοιχα, στο σημείο Β επικρατεί ψυχρή μεταφορά, δηλαδή η θερμοκρασία στη συγκεκριμένη περιοχή αναμένεται να μειωθεί τις επόμενες ώρες.

 

 

 

Σχήμα 4.30 Χάρτης κατανομής γεωδυναμικών υψών (gpm) στα 850 hPa (συνεχείς λευκές γραμμές) και ισόθερμων σε °C (με χρώμα που αντιστοιχεί στην παλέτα) για την Παρασκευή 22/1/2010 στις 18:00 UTC. Ο χάρτης αποτελεί προγνωστικό προϊόν από το ατμοσφαιρικό μοντέλο WRF-HUΑ που εκτελείται καθημερινά στο Τμήμα Γεωγραφίας του ΧΠΑ (http://meteoclima.gr).

 

 

 

Βιβλιογραφία/Αναφορές

 

Ahrens C. D. (2006). Meteorology Today, Brooks Cole; 8th edition (February 17, 2006), ISBN-13: 978-0-8400-5308-4.

Bergeron, T. (1950). Uber der mechanismus der ausgiebigan niederschlage. Ber. Deut. Wetterd., 12, 225-232.

Bergeron, T. (1968). On the low –level redistribution of atmospheric water caused by orography. Proceedings, International Cloud Physics Conference, Toronto.

Byers, H. R. and Braham, R. R. (1949). The Thunderstorm. U.S. Government Printing Office, Washington, D. C., 287 pp.

Cotton, W. R., and R. A. Anthes (1989). Storm and Cloud Dynamics. Academic Press, Inc., San Diengo, California, ISBN: 0-12-192531-5.

Farley, R. D., and C. S. Chen (1975). A detailed microphysical simulation of hydroscopic seeding on the warm rain process. J. Appl. Meteorol., 14, 718-733.

Holton J. R. (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press; 4th edition, ISBN-13: 978-0123540157.

Houze, A. R.,Jr. (1993). Cloud Dynamics. Academic Press, Inc., International Geophysical Series, Vol. 53, ISBN: 0-12-356881-1.

International Cloud Atlas, 1956: World Meteorological Organization, Volume I.

Johnson, D. B. (1993). The onset of effective coalescence growth in convective clouds. Q. J. R. Meteorol. Soc., 119, 925-933.

Langmuir, I. (1948). The production of rain by a chain reaction in cumulus clouds at temperatures above freezing. J. Meteorol., 5, 175-192.

Matejka, T. J., R. A. Houze, and P. V. Hobbs (1980). Microphysics and dynamics of clouds associated with mesoscale rainbands in extratropical cyclones. Q. J. R. Meteorol. Soc., 106, 29-56.

Μαυροματίδης Η., 2003: Αλληλεπίδραση Ευρείας – Μέσης Κλίμακας Ατμοσφαιρικών Φαινομένων και η Δημιουργία Αντίστοιχων Νεφικών Σχηματισμών, Διδακτορική Διατριβή, Πανεπιστήμιο Αθηνών.

Pruppacher, R., H and J. D. Klett (1997). Microphysics of clouds and precipitation (Second revised and enlarged edition). Kluwer Academic Publishers, Atmospheric and Oceanographic Sciences Library, Vol. 18, ISBN: 0-7923-4211-9.

Wallace J.M., and P.V. Hobbs (2006) Atmospheric Science. An Introductory Survey, Academic Press, Elsevier, ISBN 13: 978-0-12-732951-2.

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης με απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Τι ονομάζεται αέρια μάζα;

 

Απάντηση/Λύση

Αέρια μάζα θεωρείται ένα τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα που καλύπτει μεγάλη γεωγραφική έκταση. Η διάμετρός μιας αέριας μάζας μπορεί να ξεπεράσει και τα 1500 km, ενώ το πάχος της μπορεί να φθάσει μέχρι και την Τροπόπαυση. Οι αέριες μάζες παρουσιάζουν ομοιογενή χαρακτηριστικά σε ότι αφορά κυρίως την υγρασία και τη θερμοκρασία σε οποιαδήποτε οριζόντια διεύθυνση και σε οποιοδήποτε ύψος από την επιφάνεια του εδάφους. Καθώς, όμως, καλύπτουν εκτάσεις πολλών χιλιάδων τετραγωνικών χιλιομέτρων, μια τέτοια ομοιομορφία δεν μπορεί να είναι απόλυτη και επομένως αναμένονται μικρές τουλάχιστον διαφοροποιήσεις στη θερμοκρασία και στην ποσότητα των υδρατμών σε ίδια ύψη πάνω από την επιφάνεια του εδάφους.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Ποια πρέπει είναι τα χαρακτηριστικά μιας περιοχής για να θεωρείται «καλή πηγή» αερίων μαζών;

 

Απάντηση/Λύση

Καλές πηγές θεωρούνται οι εκτεταμένες και περίπου επίπεδες περιοχές με ασθενείς ανέμους επιφανείας, πάνω από τις οποίες διατηρούνται σταθερές η θερμοκρασία και η υγρασία για μεγάλο χρονικό διάστημα. Με αυτές τις συνθήκες μια υπερκείμενη μάζα αέρα μπορεί να αναπτύξει ομοιόμορφα χαρακτηριστικά. Όσο μεγαλύτερο είναι το χρονικό διάστημα που παραμένει ο αέρας πάνω από μία περιοχή τόσο οι ιδιότητές του πλησιάζουν στις ιδιότητες του υποκείμενου εδάφους. Με βάση τα παραπάνω, ιδανικές πηγές αερίων μαζών είναι κατά τον χειμώνα οι αρκτικές περιοχές και κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού οι περιοχές των υποτροπικών αντικυκλώνων και οι μεγάλες έρημοι.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Ποια είναι τα κύρια χαρακτηριστικά των βασικών τύπων αερίων μαζών;

 

Απάντηση/Λύση

Οι αέριες μάζες ταξινομούνται σε κατηγορίες ανάλογα με την πηγή προέλευσης τους και τη διαδρομή τους. Έτσι, μια αέρια μάζα μπορεί να χαρακτηρισθεί, σε σχέση με την περιοχή πάνω από την οποία σχηματίστηκε, ως: Τροπική, Ισημερινή, Πολική ή Αρκτική. Αέριες μάζες που δημιουργήθηκαν στους Πόλους συμβολίζονται με το κεφαλαίο γράμμα P (Polar), ενώ εκείνες που σχηματίσθηκαν στις θερμές τροπικές περιοχές συμβολίζονται με το γράμμα T (Tropical). Εάν η πηγή βρίσκεται σε μια ηπειρωτική περιοχή, τότε η αέρια μάζα είναι ξηρή και το μικρό γράμμα c (continental – ηπειρωτική) προηγείται του P ή του T. Αντίστοιχα, αν η πηγή της αέριας μάζας είναι μια θαλάσσια περιοχή, τότε η αέρια μάζα θα είναι υγρή – τουλάχιστον στα κατώτερα στρώματα – και το γράμμα m (maritime–θαλάσσια) προηγείται του P ή του T.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Περιγράψτε τα βασικά χαρακτηριστικά των ψυχρών, θερμών και συνεσφιγμένων μετώπων.

 

Απάντηση/Λύση

Ψυχρό μέτωπο είναι η τομή μιας ψυχρής μετωπικής επιφάνειας με την επιφάνεια του εδάφους. Οι ψυχρές μετωπικές επιφάνειες σχηματίζονται όταν δύο αέριες μάζες (ψυχρή και θερμή) βρίσκονται σε επαφή και κινούνται έτσι, ώστε η θερμή αέρια μάζα να προηγείται της ψυχρής. Μεταξύ των δύο πλευρών του μετώπου υπάρχει μεγάλη διαφοροποίηση στη θερμοκρασία του αέρα και στο σημείο δρόσου. Υπάρχει επίσης μετατόπιση στη διεύθυνση των ανέμων επιφανείας, οι οποίοι πνέουν από νοτιοδυτικές διευθύνσεις μπροστά στο μέτωπο και από βορειοδυτικές πίσω από αυτό. Γενικά, προτού πλησιάσει το ψυχρό μέτωπο, οι άνεμοι είναι νότιοι ή νοτιοδυτικοί ασθενείς που μεταπίπτουν σε βόρειους – βορειοδυτικούς με το πέρασμα του. Μπροστά από το ψυχρό μέτωπο η πίεση ελαττώνεται και παίρνει την ελάχιστη τιμή της, συνήθως, μόλις το μέτωπο περάσει από τον σταθμό μέτρησης, ενώ παρουσιάζει απότομη αύξηση κατά τη διάβαση του μετώπου.

Σε αναλογία με τα ψυχρά μέτωπα, όταν δύο αέριες μάζες (που βρίσκονται σε επαφή) κινούνται με τέτοιο τρόπο ώστε η θερμή μάζα να ακολουθεί την ψυχρή, τότε η επιφάνεια που τις χωρίζει ονομάζεται θερμή μετωπική επιφάνεια και η τομή της με το έδαφος είναι το θερμό μέτωπο. Στο θερμό μέτωπο ο ελαφρύτερος θερμός αέρας που ακολουθεί, καθώς κινείται γρηγορότερα από την ψυχρή αέρια μάζα, ολισθαίνει πάνω από αυτή κατά μήκος της μετωπικής επιφάνειας. Παράλληλα, καθώς ο ψυχρός αέρας υποχωρεί, το θερμό μέτωπο προωθείται με αργούς ρυθμούς. Η μέση ταχύτητα ενός θερμού μετώπου είναι περίπου 10 κόμβοι (η μισή από ένα ψυχρό μέτωπο). Αυτή η ολίσθηση του θερμού αέρα πάνω από τον ψυχρό έχει σαν συνέπεια την αδιαβατική εκτόνωση της θερμής αέριας μάζας και επομένως, εφόσον υπάρχει αρκετή ποσότητα υδρατμών, τον σχηματισμό εκτεταμένου συστήματος νεφών, που μπορεί να εκτείνεται μέχρι και 1500 km εμπρός από τη θέση του μετώπου.

Όταν ένα ψυχρό μέτωπο, το οποίο κινείται γρηγορότερα από ένα προπορευόμενο θερμό, συναντήσει ή προσπεράσει το θερμό μέτωπο, τότε ο θερμός αέρας εγκλωβίζεται και εκτοπίζεται προς τα πάνω. Στην συγκεκριμένη περίπτωση τα δύο μέτωπα αποτελούν ένα ενιαίο μέτωπο, το οποίο λέγεται συνεσφιγμένο, ή, απλούστερα, σύσφιξη. Ένα συνεσφιγμένο μέτωπο έχει τα χαρακτηριστικά της ψυχρής σύσφιξης στην περίπτωση που ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου είναι ψυχρότερος από τον ψυχρό του θερμού μετώπου. Τότε το συνεσφιγμένο μέτωπο φέρει τα χαρακτηριστικά ενός ψυχρού μετώπου. Στην περίπτωση αυτή ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου παραμένει στο έδαφος και ξεπερνάει γρήγορα το θερμό μέτωπο. Σε αντίθετη περίπτωση, αν δηλαδή ο ψυχρός αέρας του ψυχρού μετώπου είναι θερμότερος από τον ψυχρό αέρα του θερμού μετώπου, η σύσφιξη καλείται θερμή και το μέτωπο έχει τα χαρακτηριστικά ενός θερμού μετώπου, το οποίο παραμένει στο έδαφος, αφού ο ψυχρός αέρας του είναι πιο κρύος (και άρα πιο βαρύς) από τον ψυχρό αέρα του αρχικού ψυχρού μετώπου. Με την προσέγγιση ενός τέτοιου μετώπου σε μία περιοχή τα καιρικά φαινόμενα μοιάζουν με αυτά ενός θερμού μετώπου (καθώς το θερμό προηγείται). Δηλαδή, ελαττώνεται η ατμοσφαιρική πίεση και αναπτύσσεται μέση και χαμηλή νέφωση που δίνει ασθενή υετό. Με το πέρασμα όμως του μετώπου ο καιρός γίνεται παρόμοιος με αυτόν του ψυχρού μετώπου και οι βροχές γίνονται εξαιρετικά έντονες. Τα πιο έντονα καιρικά φαινόμενα εμφανίζονται εκεί που το ψυχρό μέτωπο συναντά το θερμό, διότι στο συγκεκριμένο σημείο εστιάζονται οι μεγαλύτερες διαφορές στην θερμοκρασία και την υγρασία

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Να περιγραφούν τα στάδια ανάπτυξης μίας ύφεσης μέσων γεωγραφικών πλατών με βάση τη θεωρία του πολικού μετώπου.

 

Απάντηση/Λύση

Στην αρχική φάση εντοπίζεται ένα στάσιμο μέτωπο, δηλαδή μία επιφάνεια ασυνέχειας ανάμεσα σε δύο αέριες μάζες, που παρουσιάζουν μια σχετική κίνηση μεταξύ τους. Βόρεια και παράλληλα του μετώπου ψυχρές πολικές αέριες μάζες κινούνται προς τα δυτικά (ανατολικοί άνεμοι), ενώ νότια κινούνται προς τα ανατολικά (δυτικοί άνεμοι) θερμές θαλάσσιες τροπικές αέριες μάζες. Υπό ευνοϊκές συνθήκες η επιφάνεια ασυνέχειας μπορεί να υποστεί μια διαταραχή και να εμφανίσει έναν ελαφρύ κυματισμό. Το κύμα που δημιουργείται ονομάζεται μετωπικό κύμα. Εάν συμβεί ο κυματισμός να είναι ασταθής, τότε επεκτείνεται και συνοδεύεται με τη δημιουργία μιας μετωπικής ύφεσης σε πρώιμο στάδιο ανάπτυξης. Κατευθυνόμενο το σύστημα από την κυκλοφορία της ανώτερης ατμόσφαιρας, κινείται τυπικά ανατολικά-βορειοανατολικά, συνεχίζει την εξέλιξή του και δημιουργείται μια τυπική ύφεση σε ώριμο στάδιο, η οποία συνεχίζει να εξελίσσεται, ενώ το εύρος του κυματισμού της αυξάνεται. Ταυτόχρονα αναπτύσσεται μια ζώνη θερμού αέρα ανάμεσα στα δύο μέτωπα, που λέγεται θερμός τομέας της ύφεσης. Η ατμοσφαιρική πίεση στο κέντρο είναι αρκετά χαμηλότερη από πριν, και οι ισοβαρείς πυκνώνουν αρκετά στην κορυφή του κύματος. Λόγω της πύκνωσης των ισοβαρών δημιουργείται ισχυρή κυκλωνική ροή, καθώς ο αέρας στροβιλίζεται αντίθετα από τους δείκτες του ρολογιού και με κλίση προς το κέντρο του χαμηλού. Οι φάσεις της ανάπτυξης μίας ύφεσης μέσων γεωγραφικών πλατών παρουσιάζεται στο Σχήμα 4.11.

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 6

Στο Σχήμα 4.31 δίνονται Τ=4 °C και ΔΤ=2 °C. Αν στο σημείο Α επικρατεί γεωστροφικός άνεμος Vg=40 kmhr-1, η απόσταση των ισόθερμων είναι 50 km και η γωνία φ=60°, να υπολογισθεί ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας στην προαναφερόμενη θέση.

 

Απάντηση/Λύση

Από την σχέση (4.1) γίνεται αντικατάσταση

 

 

 

 

 

Σχήμα 4.31 Κατανομή ισόθερμων καμπυλών του κριτηρίου αξιολόγησης 6.

 

 

 

Κριτήρια αξιολόγησης χωρίς απαντήσεις

 

Κριτήριο αξιολόγησης 1

Εξηγήστε γιατί η Ελληνική Χερσόνησος δεν μπορεί να θεωρηθεί σαν «καλή πηγή» αερίων μαζών ;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 2

Γιατί είναι απαραίτητο για την ενίσχυση ενός βαρομετρικού χαμηλού στην επιφάνεια η ύπαρξη σφήνας υφέσεως δυτικά του κέντρου του;

 

Κριτήριο αξιολόγησης 3

Να εξηγηθεί ο ρόλος της απόκλισης στην ανώτερη ατμόσφαιρα στην ανάπτυξη ενός βαρομετρικού χαμηλού στην επιφάνεια.

 

Κριτήριο αξιολόγησης 4

Να σχεδιαστεί μία ύφεση μέσων γεωγραφικών πλατών στο Νότιο Ημισφαίριο. Ειδικότερα, να σχεδιαστούν οι ισοβαρείς καμπύλες, η ροή του ανέμου επιφανείας γύρω από την ύφεση και τουλάχιστον δύο μετωπικές επιφάνειες. Ποιές οι ομοιότητες και οι διαφορές με ένα αντίστοιχο σύστημα του Βορείου Ημισφαιρίου;

 

 

Κριτήριο αξιολόγησης 5

Δίνεται ο προγνωστικός χάρτης επιφανείας της Εθνικής Μετεωρολογικής Υπηρεσίας (ΕΜΥ) για την Παρασκευή 12-12-2008 στις 12:00 UTC (Σχήμα 4.32).

 

 

 

Σχήμα 4.32 Μετεωρολογικός χάρτης επιφανείας με αποτύπωση ισοβαρών καμπύλων και μετωπικών επιφανειών για τις 12/12/2008 στις 12:00 UTC (αναπαραγωγή από ΕΜΥ).

 

 

α) Να χαράξετε τα διανύσματα του επιφανειακού ανέμου στα σημεία Α, Β και Γ του χάρτη.

β) Είναι σωστό ότι στο Αιγαίο θα επικρατήσουν ΒΑ άνεμοι;

γ) Πώς ονομάζεται το σύστημα που επηρεάζει την Ελλάδα, και σε ποιο τμήμα του συστήματος βρίσκεται αυτή;

δ) Σε ποιό από τα σημεία Δ και Ε περιμένετε να ξεσπάσει ισχυρή καταιγίδα; Τι θα επικρατήσει στο άλλο σημείο;

ε) Η ΕΜΥ είχε ανακοινώσει ότι από το Σάββατο τα καιρικά φαινόμενα στην Ελλάδα θα άλλαζαν. Για ποιό λόγο πιστεύετε ότι θα συμβεί αυτό;

 

 

Παράρτημα (Νέφη και ταξινόμησή τους)

 

Όπως αναφέρθηκε στην Παράγραφο 4.4, η βασικότερη διαδικασία για τη δημιουργία νεφών και κατακρημνισμάτων είναι η άνοδος του αέρα μέσα στην ατμόσφαιρα. Ένα δείγμα αέρα, καθώς κινείται προς τα πάνω, εκτονώνεται και αυτή η εκτόνωση προκαλεί ψύξη και αύξηση της υγρασίας του. Όταν ο αέρας γίνει κορεσμένος (υγρασία > 100%), αρχίζουν να σχηματίζονται σωματίδια νέφους σαν αποτέλεσμα της συμπύκνωσης των υδρατμών γύρω από μεγαλύτερα αερολύματα. Στη συνέχεια, τα σωματίδια νέφους αυξάνουν το μέγεθός τους με τις διαδικασίες που προαναφέρθηκαν, ενώ η βάση του νέφους σχηματίζεται στο ύψος που αρχίζει η συμπύκνωση (LCL). Αν το νέφος έχει αρκετή κατακόρυφη ανάπτυξη ή μεγάλο χρόνο ζωής, τότε μπορεί να προκαλέσει και υετό.

Δύο είναι τα κριτήρια βάσει των οποίων ταξινομούνται τα νέφη. Το πρώτο είναι το ύψος στο οποίο βρίσκεται η βάση τους, ενώ το δεύτερο κριτήριο αφορά στη μορφή τους. Τελικά, οι δέκα κυρίαρχοι τύποι νεφών μοιράζονται σε τέσσερεις βασικές ομάδες, οι οποίες οριοθετούνται από το πόσο ψηλά πάνω από την επιφάνεια του εδάφους βρίσκεται η βάση τους: ανώτερα νέφη (high/cirrus) με βάση πάνω από τα 6000 m, μέσα νέφη (middle/alto) με βάση ανάμεσα στα 2000 και 6000 m και κατώτερα νέφη (low) με βάση σε ύψος μικρότερο από τα 2000 m. Η τέταρτη ομάδα περιλαμβάνει νέφη κυρίως κατακόρυφης παρά οριζόντιας ανάπτυξης. Σύμφωνα με το δεύτερο κριτήριο (μορφή) διακρίνονται σε δύο βασικές κατηγορίες: τα στρώματα (stratus),που είναι νέφη με μεγάλη οριζόντια ανάπτυξη καλύπτοντας μεγάλο μέρος του ουρανού, και τους σωρείτες (cumulus), που είναι νέφη με μεγάλη κατακόρυφη ανάπτυξη και δημιουργούνται από ανοδικά ρεύματα εξαιτίας ασταθών συνθηκών στην ατμόσφαιρα. Όταν υπάρχει το συνθετικό nimbo στο όνομα των νεφών αυτό σημαίνει μελανό νέφος και κατ’ επέκταση βροχοφόρο. Η ονομασία κάθε νέφους προκύπτει από το συνδυασμό των παραπάνω κριτηρίων. Το ύψος εισέρχεται στο όνομα ως πρόθεμα και η μορφή ως κατάληξη. Τέλος, η ευστάθεια του αέρα πριν την ανύψωση του καθορίζει το είδος του νέφους που θα δημιουργηθεί. Αν ο αέρας είναι αρχικά ευσταθής θα σχηματιστεί στρωματόμορφο νέφος (stratiform), ενώ αν είναι ασταθής θα σχηματιστεί σωρειτόμορφο νέφος (cumuliform). Στον Πίνακα 4.5 καταγράφονται οι τέσσερεις ομάδες και οι τύποι των νεφών που περιλαμβάνουν, ενώ στον Πίνακα 4.6 καταγράφεται κατά προσέγγιση το ύψος της βάσης των νεφών. Στο Σχήμα 4.33 παρουσιάζεται ένας συνοπτικός άτλαντας νεφών με τις περιγραφές και τα σύμβολα των βασικών νεφικών συστημάτων που επικρατούν στην ατμόσφαιρα.

 

 

Ομάδες Νεφών

Τύποι Νεφών

1.      Ανώτερα νέφη

Θύσανοι – Cirrus (Ci)

Θυσανοστρώματα – Cirrostratus (Cs)

Θυσανοσωρείτες – Cirrocumulus (Cc)

2.      Μέσα νέφη

Υψιστρώματα – Altostratus (As)

Υψισωρείτες – Altocumulus (Ac)

3.      Κατώτερα νέφη

Στρώματα – Stratus (St)

Στρωματοσωρείτες – Stratocumulus (Sc)

Μελανοστρώματα – Nimbostratus (Ns)

4.      Νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης

Σωρείτες – Cumulus (Cu)

Σωρειτομελανίες – Cumulonimbus (Cb)

 

Πίνακας4.5 Οι τέσσερεις κύριες ομάδες και οι τύποι νεφών που περιλαμβάνουν.

 

 

 

 

Νεφική Ομάδα

Τροπικοί

Μέσα γεωγραφικά πλάτη

Περιοχή των Πόλων

Ανώτερα

Ci, Cs, Cc

6000 – 18000 m

5000 – 13000 m

3000 – 8000 m

Μέσα

As, Ac

2000 – 8000 m

2000 – 7000 m

2000 – 4000 m

Κατώτερα

St,Sc,Ns

0 – 2000 m

0 – 2000 m

0 – 2000 m

 

Πίνακας4.6 Τα ύψη της βάσης των νεφών για διάφορες τοποθεσίες.

 

 

Κατώτερα νέφη

 

stratus.jpg

Stratus – Στρώματα: Εκτεταμένα νέφη που χαρακτηρίζονται από οριζόντια διαστρωμάτωση και αρκετά ομοιόμορφη σχεδόν επίπεδη βάση. Στα συγκεκριμένα νέφη το χρώμα ποικίλει από σκούρο γκρι έως και σχεδόν λευκό. Σχηματίζονται είτε υπό την παρουσία ασθενών ανοδικών κινήσεων (π.χ. άνοδος σε μεγαλύτερα ύψη της πρωινής ομίχλης), είτε ως αποτέλεσμα της ψύξης ΅ια αέριας μάζας ή ακόμα και λόγω της ανάμιξης δυο αερίων μαζών ΅ε διαφορετικές θερμοκρασίες. Μπορούν να δώσουν ψιλόβροχο ή και μικρή ποσότητα χιονιού.

 

 

cumulus.jpg

Cumulus – Σωρείτες: Μεμονωμένα κατά κανόνα νέφη λευκού χρώματος με επίπεδες σχεδόν οριζόντιες και σχετικά σκούρες βάσεις. Βέβαια, μπορεί να εμφανισθούν και σε σειρές ή συγκροτήματα ομοειδών νεφών. Σχηματίζονται ως αποτέλεσμα της ψύξης ενός θύλακα θερμής αέριας μάζας η οποία πραγματοποιώντας ανοδική κίνηση μεταφέρει προς τα πάνω υγρασία. Γενικά είναι πυκνά νέφη με έντονα περιγράμματα που αναπτύσσονται κατακόρυφα. Συχνά είναι οι προπομποί νεφών άλλου τύπου (π.χ. cumulonimbus)

 

 

stratocumulus.jpg

Stratocumulus – Στρωματοσωρείτες: Όπως και οι σωρείτες σχηματίζονται σε χαμηλά ύψη ως αποτέλεσμα ήπιων ανοδικών κινήσεων. Όμως, η ανάπτυξη τους σταματά λόγω ισχυρής αναστροφής με αποτέλεσμα να παίρνουν μορφή στρώματος. Εμφανίζονται συχνά μετά το πέρασμα ενός ψυχρού μετώπου και μπορούν να δώσουν ψιλόβροχο. Είναι από τα πιο συνήθη νέφη, καλύπτοντας κατά μέσο όρο περί το 25% των ωκεανών και το 12% των ηπειρωτικών περιοχών της Γης. Είναι νέφη γκρίζα ή υπόλευκα ή και τα δύο.

 

 

nimbostratus.jpg

Nimbostratus – Μελανοστρώματα: Σκουρόχρωμα στρωματόμορφα νέφη με μεγάλο πάχος που αποκρύπτουν πλήρως τον ήλιο. Τα συναντούμε κάτω από τα 2000 m, αλλά αρκετά συχνά εκτείνονται έως και τα 5500 m. Το σκούρο χρώμα τους οφείλεται στη μεγάλη ποσότητα νερού που περιέχουν και σχετίζονται με κακοκαιρίες προκαλώντας συνεχόμενη βροχή ή χιονόπτωση. Τα νέφη αυτά αναπτύσσονται κυρίως κατά μήκος ενός θερμού ή συνεσφιγμένου μετώπου.

 

Μέσα νέφη

 

altocumulus.jpg

Altocumulus – Υψισωρείτες: Νέφη που παρατάσσονται σε μακριές σειρές ή εκτεταμένες ομάδες με μικρά ή μεγάλα κενά μεταξύ τους. Εμφανίζουν εναλλαγές λευκών και γκρι τόνων, γεγονός που βοηθά να τα ξεχωρίσουμε από τα cirrocumulus, που βρίσκονται ψηλότερα. Προκαλούν ελάχιστα έως καθόλου φαινόμενα. Εντοπίζονται είτε πίσω από θερμά μέτωπα, είτε στο θερμό τομέα υφέσεων. Η εμφάνιση τους ένα θερμό και υγρό καλοκαιρινό πρωινό συχνά προμηνύει καταιγίδες αργά το απόγευμα.

 

 

κλικ για μεγέθυνση

Altostratus – Υψιστρώματα: Εκτεταμένα υπόγκριζα ή υποκύανα νέφη που καλύπτουν τον ουρανό σε μια περιοχή που εκτείνεται σε πολλές εκατοντάδες τετραγωνικά χιλιόμετρα. Το τμήμα του νέφους με το μικρότερο πάχος αφήνει τον ήλιο (ή τη σελήνη) να διακρίνεται σα μέσα από θαμπό γυαλί. Όταν έχουν μεγάλο πάχος τον καλύπτουν πλήρως. Συνήθως προκαλούν ασθενή φαινόμενα μεγάλης διάρκειας. Στις περιπτώσεις αυξημένης αστάθειας αναπτύσσονται σε μεγαλύτερο πάχος, προκαλώντας εντονότερα φαινόμενα.

 

Ανώτερα νέφη

 

cirrus.jpg

 

Cirrus – Θύσανοι: Ινώδη νέφη λευκού χρώματος. Οι θύσανοι συνήθως κινούνται από τη Δύση προς την Ανατολή και η κίνησή τους αυτή είναι ενδεικτική των ανέμων που πνέουν στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Σχηματίζονται είτε ως αποτέλεσμα ήπιων ανοδικών κινήσεων, είτε στα όρια συνάντησης θερμών και ψυχρών αερίων μαζών.

cirrocumulus.jpg

Cirrocumulus – Θυσανοσωρείτες: Οι θυσανοσωρείτες εμφανίζονται περίπου στα ίδια ύψη με τους θυσάνους. Παρατάσσονται σε μακριές σειρές ή εκτεταμένες ομάδες με μικρά κενά μεταξύ τους. Εμφανίζουν εναλλαγές λευκών και γκρι τόνων. Συχνά καλύπτουν ένα μικρό τμήμα του ουρανού έχοντας τη μορφή μικρού κύματος. Αυτοί οι μικροί κυματισμοί έχουν μεγάλη ομοιότητα με λέπια ψαριού. Τα διάσπαρτα νεφικά τμήματα που ανακλούν το κόκκινο ή το κίτρινο χρώμα τα καθιστούν ίσως τα ομορφότερα νέφη.

 

cirrostratus.jpg

Cirrostratus – Θυσανοστρώματα: Λεπτά και σχεδόν διάφανα νέφη που επιτρέπουν στο φως του ήλιου ή του φεγγαριού να τα διαπερνά. Μοιάζουν με σεντόνι και συχνά καλύπτουν όλο τον ουρανό. Οι παγοκρύσταλλοι, που είναι το κύριο συστατικό αυτών των νεφών, διαθλούν το φώς και συχνά δημιουργείται φωτοστέφανο (halo) Αποτελούν προπομπούς θερμών μετώπων και βροχών. Συνήθως η εμφάνισή τους υποδηλώνει επερχόμενη αλλαγή του καιρού.

 

 

Καταιγιδοφόρα νέφη (βάση νέφους μεταξύ 0 και 14000m)

 

Cumulonimbus – Σωρειτομελανίες: Βαριά και πυκνά νέφη με σημαντική κατακόρυφη ανάπτυξη με μορφή όρους ή πελώριων πύργων. Οι βάσεις τους είναι σκούρες κοντά στο έδαφος και οι κορυφές τους μπορούν να φτάσουν σε πολύ μεγάλα ύψη. Οι σωρειτομελανίες εμφανίζονται είτε μεμονωμένα, είτε σε ομάδες, είτε κατά μήκος των γραμμών λαίλαπας στα ψυχρά μέτωπα προκαλώντας ισχυρές βροχές, καταιγίδες, μπουρίνια, χαλάζι, ανεμοστρόβιλους και άλλα επικίνδυνα καιρικά φαινόμενα.

 

 

Επιλέξτε τύπους νεφών στο Σχήμα 4.33 για να δείτε τις περιγραφές και τα σύμβολα των βασικών νεφικών συστημάτων που επικρατούν στην ατμόσφαιρα (ισχύει αποκλειστικά για την html5 έκδοση του συγγράμματος).

 


 

Σχήμα 4.33 Συνοπτικός άτλαντας νεφών με τις περιγραφές και τα σύμβολα των βασικών νεφικών συστημάτων που επικρατούν στην ατμόσφαιρα (τροποποίηση από NOAA/NWS and NASA Sky Watcher Chart).

 


 


Κεφάλαιο 5

 

Σύνοψη

Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα χαρακτηριστικά της ηλιακής και της γήινης ακτινοβολίας. Αναλύεται το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας και παρουσιάζονται οι έννοιες της διάχυσης και της ανάκλασης, καθώς και θεμελιώδεις νόμοι για την απορρόφηση και εκπομπή ακτινοβολίας από μέλανα σώματα. Το κεφάλαιο περιλαμβάνει επίσης εισαγωγή στο φαινόμενο του θερμοκηπίου, το οποίο προσεγγίζεται ως ισοζύγιο ακτινοβολιών στο σύστημα Ατμόσφαιρα-Γη και εκτιμώνται τα ισοζύγια ενέργειας στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια της Γης.

 

Προαπαιτούμενη γνώση

Προτείνονται γνώσεις σε εισαγωγικά θέματα ατμοσφαιρικής φυσικής (1υ κεφάλαιο) και θερμοδυναμικής της ατμόσφαιρας (2υ κεφάλαιο).

 

5. Η Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα

 

Βασική πηγή ενέργειας του συνόλου των φαινομένων, που εξελίσσονται στην ατμόσφαιρα της Γης, αποτελεί ο Ήλιος. Πολύ μικρά ποσά ενέργειας προέρχονται από τα υπόλοιπα άστρα, από το εσωτερικό της Γης και από διάφορες ανθρωπογενείς δραστηριότητες. Συγκεκριμένα, για κάθε 100 μονάδες ενέργειας που φθάνουν στην ατμόσφαιρα οι ανθρώπινες δραστηριότητες συνεισφέρουν με 0,01 μονάδες, το εσωτερικό της Γης με 0,005 μονάδες και τα άστρα συνεισφέρουν με ένα ελάχιστο ποσό (της τάξης του 10-5). Συνεπώς, σχεδόν το 100% της ενέργειας που εισέρχεται στην ατμόσφαιρα προέρχεται από τον Ήλιο. Η συγκεκριμένη ενέργεια εκπέμπεται και διαδίδεται μέσω του διαστήματος κυρίως με τη μορφή ακτινοβολίας. Ο ίδιος μηχανισμός διάδοσης της ηλιακής ακτινοβολίας λειτουργεί και υπό μορφή ροών ανταλλαγής ενέργειας μεταξύ της ατμόσφαιρας και της επιφάνειας του εδάφους, όπως επίσης και μεταξύ των διαφορετικών στρωμάτων της ατμόσφαιρας. Η ηλιακή ακτινοβολία διαδραματίζει επίσης σημαντικό ρόλο σε μία σειρά από χημικές αντιδράσεις στην ανώτερη ατμόσφαιρα, αλλά και στον σχηματισμό του φωτοχημικού νέφους.

Στην πράξη η Γη και η ατμόσφαιρά της απορροφούν συνεχώς ηλιακή ακτινοβολία, ενώ παράλληλα εκπέμπουν τη δική τους ακτινοβολία στο διάστημα. Σε βάθος χρόνου τα ποσοστά απορρόφησης και εκπομπής ακτινοβολίας από τη Γη είναι σχεδόν ίσα, παρά το γεγονός ότι η ροή ακτινοβολίας από τον Ήλιο είναι μεγαλύτερη κατά 2,6x105 φορές από την ακτινοβολία που εκπέμπεται από τη Γη. Αυτό συμβαίνει διότι στη Γη καταλήγει ένα πολύ μικρό κλάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας και έτσι η μέση ενέργεια που απορροφά, αν υπολογισθεί για ένα μεγάλο χρονικό διάστημα, εξισορροπείται τελικά από την ενέργεια που εκπέμπει η ίδια. Δηλαδή, η ακτινοβολία στο σύστημα Γη-Ατμόσφαιρα βρίσκεται σε κατάσταση ενεργειακής ισορροπίας με τον Ήλιο.

 

5.1. Η Ηλιακή Ακτινοβολία και η Φύση της

 

Η ηλιακή ακτινοβολία εκπέμπεται και διαδίδεται στο χώρο με τη μορφή κύματος, η οποία, όταν απορροφηθεί από κάποιο αντικείμενο, απελευθερώνει ενέργεια. Επειδή αυτά τα κύματα έχουν μαγνητικές, αλλά ταυτόχρονα και ηλεκτρικές ιδιότητες, ονομάζονται ηλεκτρομαγνητικά κύματα. Σύμφωνα με την κλασική ηλεκτρομαγνητική θεωρία του Maxwell όταν ένα ηλεκτρικό φορτίο ταλαντώνεται παράγει ηλεκτρομαγνητικό κύμα, το οποίο αποτελείται από ένα ηλεκτρικό και ένα μαγνητικό κύμα. Είναι δηλαδή ένα πεδίο (ηλεκτρομαγνητικό) με δύο χαρακτηριστικά. Την ένταση του ηλεκτρικού πεδίου και την ένταση του μαγνητικού πεδίου, των οποίων τα διανύσματα μεταβάλλονται συνεχώς στον χώρο και στον χρόνο και είναι κάθετα μεταξύ τους, αλλά ταυτόχρονα κάθετα και στη διεύθυνση διάδοσης του κύματος (εγκάρσια κύματα). Είναι δηλαδή στην ουσία δύο συμφασικά μεγέθη που μεταβάλλονται χωροχρονικά (Σχήμα 5.1α), δηλαδή φθάνουν ταυτόχρονα στη μέγιστη και την ελάχιστη τιμή τους, ενώ διαδίδονται με την ίδια ταχύτητα, που είναι η γνωστή ταχύτητα του φωτός c (για το κενό c=3x108 ms-1). Με αυτή την ταχύτητα η ακτινοβολία, διανύοντας μια μέση απόσταση 1,5x108 χιλιομέτρων, φτάνει από τον Ήλιο στη Γη σε 8,3 λεπτά περίπου μεταφέροντας την ενέργεια του ηλεκτρομαγνητικού πεδίου. Αξίζει να αναφερθεί ότι ένα ηλεκτρομαγνητικό κύμα διαδίδεται και στο κενό, δηλαδή δεν απαιτείται υλικό μέσο διάδοσης. Στο ηλεκτρομαγνητικό κύμα η ταχύτητα διάδοσης (c), η συχνότητα (f) και το μήκος κύματος (λ) συνδέονται με την παρακάτω σχέση, που είναι γνωστή ως η θεμελιώδης εξίσωση της κυματικής:

 

 

 

 

Παρά το γεγονός ότι η προαναφερόμενη κλασική θεωρία του ηλεκτρομαγνητισμού ερμήνευσε ορισμένα φαινόμενα που σχετίζονται με την ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία (συμβολή, περίθλαση, πόλωση κ.ά.), δεν ήταν σε θέση να ερμηνεύσει φαινόμενα που σχετίζονται με την αλληλεπίδραση της ακτινοβολίας και την ύλη.

Έτσι το 1900 ο Planck, προκειμένου να ερμηνεύσει την ακτινοβολία που παράγει ένα θερμαινόμενο σώμα, εισήγαγε την κβαντική θεωρία. Σύμφωνα με τη συγκεκριμένη θεωρία κάθε άτομο εκπέμπει ή απορροφά στοιχειώδη (διακριτά) ποσά ηλεκτρομαγνητικής ενέργειας. Δηλαδή, από τα άτομα δεν εκπέμπονται ή απορροφώνται ηλεκτρομαγνητικά κύματα με συνεχή τρόπο, αλλά εκπέμπονται ή απορροφώνται αδιαίρετα «πακέτα» που διαθέτουν ενέργεια και ορμή και ονομάζονται φωτόνια ή κβάντα φωτός (quantum=πακέτο). Το κάθε φωτόνιο χαρακτηρίζεται από συγκεκριμένη συχνότητα (f) και συγκεκριμένη ποσότητα ενέργειας (E), που συνδέονται με την σχέση (5.2), ενώ τα ποσά της συνολικής ενέργειας, που εκπέμπονται ή απορροφώνται, είναι ακέραια πολλαπλάσια της ενέργειας του κάθε φωτονίου (Σχήμα 5.1β).

 

 

 

Σχήμα 5.1 α) Στιγμιότυπο ηλεκτρομαγνητικού κύματος που διαδίδεται μακριά από την πηγή. Οι εντάσεις Ε και Β των πεδίων είναι κάθετες στη διεύθυνση διάδοσης του κύματος και γι' αυτό τα κύματα αυτά ονομάζονται εγκάρσια, β) με βάση την κβαντική θεωρία μια δέσμη φωτός αποτελείται από φωτόνια που διαδίδονται στο χώρο με την ταχύτητα του φωτός.

 

 

 

 

 

 

όπου, h είναι η σταθερή του Planck, ίση με 6,63x10-34 J·s. Τελικά, όμως, με την κβαντική θεωρία δεν αναιρείται και η κυματική φύση της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας, καθώς θεωρείται ότι η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία έχει ταυτόχρονα κυματικό αλλά και σωματιδιακό χαρακτήρα. Αυτό σημαίνει ότι στην πράξη άλλα φαινόμενα εξηγούνται με τη θεώρηση ότι η ακτινοβολία συμπεριφέρεται σαν κύμα (ηλεκτρομαγνητικό), ενώ σε άλλα φαινόμενα συμπεριφέρεται σαν σωματίδιο, το οποίο όμως έχει και κυματικές ιδιότητες (φωτόνιο).

 

5.2. Το Φάσμα της Ηλιακής (Ηλεκτρομαγνητικής) Ακτινοβολίας

 

Το σύνολο των ηλεκτρομαγνητικών κυμάτων με όλα τα δυνατά μήκη κύματος συνιστούν το ηλεκτρομαγνητικό φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας (Σχήμα 5.2), το οποίο δεν έχει άνω ή κάτω φράγμα. Κύματα στο άκρο των υψηλών συχνοτήτων του φάσματος (ακτίνες γ) έχουν μήκη κύματος με τάξη μεγέθους που πλησιάζει τις διαστάσεις των ατομικών πυρήνων, ενώ στο άλλο άκρο του φάσματος τα μήκη κύματος πλησιάζουν στο μέγεθος πολυωρόφων κτηρίων και στην ακραία θεώρηση φθάνουν στο 1/10 της απόστασης Ηλίου – Γης.

 

 

Σχήμα 5.2.jpg

 

Σχήμα 5.2 Σχηματική αναπαράσταση του ηλεκτρομαγνητικού φάσματος. Φαίνεται η φασματική περιοχή (περιορισμένου εύρους) που συνιστά το ορατό φως (τροποποίηση από NASA, http://mynasadata.larc.nasa.gov/science-processes/electromagnetic-diagram).

 

 

Το ορατό τμήμα της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας, που είναι ένα ιδιαίτερο τμήμα της καθώς επηρεάζει το ανθρώπινο μάτι, καταλαμβάνει μία πολύ μικρή περιοχή του φάσματος. Οι ακτινοβολίες αυτές χαρακτηρίζονται από ένα συγκεκριμένο χρώμα (Πίνακας 5.1) και αναφέρονται σε μη επιστημονική γλώσσα απλά ως «φως». Μία σειρά από φαινόμενα, όπως η ορατότητα της ατμόσφαιρας, το χρώμα του ουρανού ή ακόμη και το γεγονός ότι γίνονται ορατά τα νέφη, οφείλονται στα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά διάδοσης της ακτινοβολίας με μήκη κύματος που εμπίπτουν στο ορατό τμήμα του φάσματος. Τα όρια του ορατού φάσματος δεν είναι σαφή, καθώς εξαρτώνται από την ευαισθησία του ματιού. Αν, αυθαίρετα, ληφθούν ως όρια τα μήκη κύματος στα οποία η ευαισθησία του ματιού έχει μειωθεί κατά 99% φθάνοντας στο 1% της μέγιστης τιμής της, τότε το κατώτερο όριο είναι περίπου 0,39 μm, ενώ το ανώτερο φθάνει στα 0,76 μm.

Για τη μελέτη της ατμόσφαιρας το τμήμα του φάσματος που είναι σημαντικό εκτείνεται από 10-2 ΅m έως 102΅m, δηλαδή από το υπεριώδες μέχρι και το υπέρυθρο. Αξίζει να σημειωθεί ότι από το σύνολο της ηλεκτρομαγνητικής ενέργειας που εκπέμπει ο ήλιος, το 50% περίπου εμπίπτει στο υπέρυθρο φάσμα με μήκη κύματος λ > 0,7 μm, το 40% περίπου βρίσκεται στην περιοχή του ορατού με μήκη κύματος μεταξύ 0,4 μm και 0,7 μm, ενώ ένα 10% περίπου βρίσκεται στο υπεριώδες με λ < 0,4 μm.

 

 

Χρώμα

Περιοχή μηκών κύματος (μm)

Τυπικό (μέσο) μήκος κύματος (μm)

Ιώδες

0,390 – 0,455

0,430

Βαθύ μπλε

0,455 – 0,405

0,470

Ανοικτό μπλε

0,485 – 0,505

0,495

Πράσινο

0,505 – 0,550

0,530

Κιτρινοπράσινο

0,550 – 0,575

0,560

Κίτρινο

0,575 – 0,585