Σ Η Μ Ε Ι Ω Σ Ε Ι Σ ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ...users.auth.gr › pyth › synoptiki_dynamiki_meteorologia › ...αυτός, που βασιζόμενος

ΘΕΟΔΩΡΟΣ Σ. ΚΑΡΑΚΩΣΤΑΣ

ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ Αριστοτέλειο Πανεπιστήμιο Θεσσαλονίκης

Σχολή Θετικών Επιστημών, Τμήμα Γεωλογίας Τομέας Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας

Σ Η Μ Ε Ι Ω Σ Ε Ι Σ

ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ

Θεσσαλονίκη, 2013

2

1 Εισαγωγή στη Συνοπτική και Δυναμική Μετεωρολογία

Πιστεύεται ότι η ιστορία της Μετεωρολογίας μπορεί να χωριστεί σε τρεις περιόδους. Η πρώτη αρχίζει από το 600 π.Χ. και τελειώνει το 1600 μ.Χ. και χαρακτηρίζεται ως «Η περίοδος των Εικασιών - The Period of Speculation», όπου κυριαρχεί η μετεωρολογική αυθεντία της εποχής εκείνης, ο φιλόσοφος Αριστοτέλης με τα «Μετεωρολογικά» του. Η δεύτερη περίοδος χρονολογείται από το 1600 μ.Χ. ως το 1800 μ.Χ. και χαρακτηρίζεται ως «Η Αρχή της Επιστημονικής Μετεωρολογίας (The Dawn of Scientific Meteorology)».

Η ιστορία της Συνοπτικής και Δυναμικής Μετεωρολογίας δεν έχει τις ρίζες της στις δύο αυτές περιόδους. Για τη Δυναμική Μετεωρολογία χρειάστηκε να περάσουν ακριβώς πενήντα (50) χρόνια από το τέλος της περιόδου της Αρχής της Επιστημονικής Μετεωρολογίας, για να κάνει την εμφάνισή της με μια εργασία του Ferrel. Η εργασία αυτή του Ferrel που πραγματευόταν τον άνεμο και την γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας αποτέλεσε τον θεμέλιο λίθο για την απαρχή της θεωρητικής, ή όπως θεσπίστηκε ακόμη και τότε, Δυναμικής Μετεωρολογίας.

Η Δυναμική Μετεωρολογία δεν ήταν δυνατόν να αναπτυχθεί ενωρίτερα, διότι έλειπε η εφαρμογή του μαθηματικού μέσου. Ο D’ Alembert, ακολουθώντας τα βήματα των γνωστών μετεωρολόγων Halley και Hadley, επιχείρησε για πρώτη φορά να εκφράσει, με τη βοήθεια του μαθηματικού μέσου, την κίνηση στην ατμόσφαιρα. Όμως, ο Euler ήταν αυτός, που βασιζόμενος στην Νευτώνια Μηχανική, και δανειζόμενος τη θεωρία των διαφορικών εξισώσεων των μερικών παραγώγων, κατόρθωσε να εκφράσει τις εξισώσεις κινήσεως στην ατμόσφαιρα, σε μια μορφή χρήσιμη και εφαρμόσιμη ακόμη και σήμερα. Τις εξισώσεις κινήσεως στην ατμόσφαιρα έλυσε για πρώτη φορά ο L. F. Richardson, με τη βοήθεια αριθμητικών προτύπων και όχι με αναλυτική μέθοδο. Αν και λύσεις αυτές απεδείχθησαν αργότερα λανθασμένες, παρ’ όλα αυτά η μεθοδολογία που χρησιμοποιείται ακόμη και σήμερα. Σημαντικός σταθμός στην ιστορία της Συνοπτικής Μετεωρολογίας αποτέλεσε η κατασκευή των πρώτων συνοπτικών χαρτών από τον Γερμανό μετεωρολόγο Brandes το 1820. Στην εμπέδωση όμως του κλάδου αυτού βοήθησε σημαντικά και ένα τυχαίο γεγονός. Την 14η Νοεμβρίου του 1954 μια σφοδρή καταιγίδα προξένησε σοβαρές ζημίες στον Άγγλο-Γαλλικό στόλο που βρισκόταν στον Εύξεινο Πόντο. Το γεγονός αυτό προβλημάτισε τη Γαλλική κυβέρνηση, η οποία και ανάθεσε στον τότε διευθυντή του Αστεροσκοπείου του Παρισιού Le Verrier να εξακριβώσει αν η επιστήμη της Μετεωρολογίας ήταν σε θέση να προβλέψει την κακοκαιρία αυτή. Ο Le Verrier αφού συγκέντρωσε παρατηρήσεις από 200 και πλέον μετεωρολογικούς σταθμούς της Ευρώπης, κατέληξε στο συμπέρασμα ότι η μεγάλη αυτή κακοκαιρία έφτασε στον Εύξεινο Πόντο αφού πρώτα διέσχισε την Ευρώπη. Επίσης διαπιστώθηκε ότι η πρόοδος της Επιστήμης της Μετεωρολογίας και ιδιαίτερα του αντικειμένου της Πρόγνωσης του καιρού, είχαν στενή σχέση με τον αριθμό των ταυτόχρονων μετεωρολογικών παρατηρήσεων, σε όσο το δυνατό περισσότερες θέσεις, και την άμεση αποστολή τους σε ειδικά Μετεωρολογικά Κέντρα Έρευνας. Έτσι λοιπόν ο Le Verrier θεωρείται ο θεμελιωτής των δικτύων των μετεωρολογικών σταθμών και των μετεωρολογικών υπηρεσιών και πατέρας της Συνοπτικής Μετεωρολογίας.

3

2 Ορισμός της Συνοπτικής και Δυναμικής Μετεωρολογίας

Ως Συνοπτική Μετεωρολογία ορίζεται ο κλάδος της επιστήμης της Μετεωρολογίας

που πραγματεύεται την ανάλυση και μελέτη μετεωρολογικών στοιχείων, που συγχρόνως λαμβάνονται σε μεγάλη έκταση, με απώτερο σκοπό την παρουσίαση μιας ολοκληρωμένης και σχεδόν στιγμιαίας εικόνας της κατάστασης της ατμόσφαιρας.

Ενώ, ως Δυναμική Μετεωρολογία ορίζεται ο κλάδος της επιστήμης της Μετεωρολογίας που μελετά τις κινήσεις της ατμόσφαιρας ως λύσεις των βασικών εξισώσεων της Υδροδυναμικής, ή άλλων ειδικευμένων συστημάτων εξισώσεων, όπως π.χ. της Στατιστικής Θεωρίας της Τυρβώδους Ροής. Ο αντικειμενικός σκοπός της Συνοπτικής και Δυναμικής Μετεωρολογίας είναι: 1. Η παρουσίαση μιας αντιπροσωπευτικής και ολοκληρωμένης στιγμιαίας εικόνας των

καιρικών φαινομένων της περιοχής ενδιαφέροντος. 2. Η πλήρη κατανόηση των ατμοσφαιρικών κινήσεων που σχετίζονται άμεσα με τα

καιρικά φαινόμενα, ή αποτελούν σημαντικά στοιχεία της γενικής κυκλοφορίας. 3. Η εφαρμογή γνωστών θεωρητικών και /ή ιδεατών μοντέλων ή προτύπων. 4. Η δημιουργία θεωρητικών προτύπων της ατμόσφαιρας, με απώτερο σκοπό την ανάλυση, μελέτη, πλήρη κατανόηση, και τέλος τη σωστή πρόγνωση του καιρού.

3 Μετεωρολογικά συστήματα συντεταγμένων Λόγω της περιστροφικότητας της Γης, το πιο θεωρητικά κατάλληλο Μετεωρολογικό σύστημα αναφοράς θα ήταν το Σφαιρικό Πολικό Σύστημα Συντεταγμένων. Οι ανεξάρτητες μεταβλητές του συστήματος αυτού είναι: το γεωγραφικό πλάτος φ, το γεωγραφικό μήκος λ, και η απόσταση του σημείου από το κέντρο της Γης r. Αν και το σύστημα αυτό χρησιμοποιήθηκε για μερικά μετεωρολογικά φαινόμενα μεγάλης κλίμακας όπως οι ατμοσφαιρικές παλίρροιες, παρ’ όλα αυτά, δεν θεωρείται σαν ένα αρκετά εύχρηστο σύστημα συντεταγμένων.

3.1 Το Προσανατολισμένο Τοπικό Σύστημα Συντεταγμένων Επειδή τα μετεωρολογικά φαινόμενα συμβαίνουν σε αποστάσεις σχετικά πάρα πολύ μεγάλες από το κέντρο της Γης, η καμπυλότητα της Γης μπορεί να παραληφθεί χωρίς μεγάλο υπολογιστικό σφάλμα. Αυτό συνεπάγεται ότι, το σφαιρικό πολικό σύστημα συντεταγμένων μπορεί να αντικατασταθεί με ένα άλλο σύστημα συντεταγμένων, που έχει την αρχή του στην επιφάνεια της Γης και καλείται “Προσανατολισμένο Τοπικό Σύστημα Συντεταγμένων”. Στο τοπικό αυτό σύστημα συντεταγμένων, ο κατακόρυφος ημιάξονας Οz έχει φορά προς το ζενίθ του τόπου (αντίθετος προς τη φορά βαρύτητας), ο οριζόντιος ημιάξονας Οx έχει φορά προς την ανατολή, δηλαδή εφάπτεται του παραλλήλου που περνά από το σημείο αναφοράς, ενώ ο άλλος οριζόντιος ημιάξονας Οy έχει φορά προς το βορρά, και εφάπτεται του μεσημβρινού που περνά από το σημείο αναφοράς. Έτσι, οι τέσσερις ανεξάρτητες μεταβλητές για τον πλήρη προσδιορισμό ενός σημείου στον χώρο και χρόνο είναι οι χ, y, z, και t.

4

Αν τα μοναδιαία διανύσματα, i , j και k, λαμβάνονται με διευθύνσεις προς Ανατολάς, προς Βορρά και προς το ζενίθ τυχόντος σημείου, αντίστοιχα, τότε η ολική ταχύτητα δίνεται από τη σχέση (3.1.). kjiV zwyvxu (3.1) Οι συνιστώσες του διανύσματος της ταχύτητας: u(x), v(y), και w(z), σχετίζονται με τις συνιστώσες του σφαιρικού πολικού συστήματος συντεταγμένων μέσω των εξισώσεων: dtdrxu / (ζωνική ταχύτητα) (3.2α)

dtrdyv / (μεσημβρινή ταχύτητα) (3.2β)

dtdzzw / (κατακόρυφη ταχύτητα) (3.2γ) Αν η ακτίνα της Γης συμβολιστεί με R (R=6378,39 Km στον ισημερινό, και R=6356,91 Km στους πόλους), και z η απόσταση τυχόντος σημείου από την επιφάνεια της Γης, τότε r = R+z. Συνήθως η μεταβλητή r αντικαθίσταται με R. Αυτή η αντικατάσταση μπορεί να θεωρηθεί σαν μια πολύ καλή προσέγγιση, διότι στο τμήμα της τροπόσφαιρας όπου συγκεντρώνεται το ενδιαφέρον της Μετεωρολογίας, το z είναι κατά πολύ μικρότερο του R (zR), και επομένως το σφάλμα είναι μικρότερο και του 0.2%. Το προσανατολισμένο αυτό τοπικό σύστημα συντεταγμένων που καθορίζεται με αυτό τον τρόπο δεν είναι ένα καρτεσιανό σύστημα συντεταγμένων, διότι οι διευθύνσεις δεν είναι σταθερές, αλλά είναι συναρτήσεις της θέσης στη σφαιρική Γη. Αυτή η εξάρτηση από τη θέση των μοναδιαίων διανυσμάτων είναι εμφανής, και πρέπει να λαμβάνονται υπ’ όψη, όταν το διάνυσμα της επιτάχυνσης αναφέρεται στις σφαιρικές συντεταγμένες.

3.2 Το Φυσικό Σύστημα Συντεταγμένων Στο τοπικό σύστημα συντεταγμένων δεν είναι πάντοτε υποχρεωτικός ο γεωγραφικός προσανατολισμός του οριζόντιου πεδίου. Πολλές φορές, χρήσιμα συμπεράσματα μπορούν να εξαχθούν από την περιστροφή του συστήματος περί τον κατακόρυφο άξονα z, έτσι ώστε ο οριζόντιος ημιάξονας Οx να καταστεί παράλληλος των ισοβαρών ή του διανυσματικού ανέμου, ενώ ο ημιάξονας Οy να είναι κάθετος σ’ αυτούς. Ενα τέτοιο σύστημα συντεταγμένων, εφαρμοσμένο όμως μόνο στο οριζόντιο επίπεδο, και όχι στον τρισδιάστατο χώρο, καλείται Φυσικό Σύστημα συντεταγμένων. Το σύστημα αυτό έχει μοναδιαία διανύσματα συνήθως s και n, που αντιπροσωπεύουν αντίστοιχα: τις διευθύνσεις της ροής του προς μελέτη ρευστού, και της καθέτου της διεύθυνσης της ροής με φορά προς τα δεξιά της. Το φυσικό σύστημα συντεταγμένων συνήθως συμβολίζεται σαν O(s,n) και είναι ένα πολύ πρακτικό και εύχρηστο σύστημα, που χρησιμοποιείται αρκετά σε μελέτη θεμάτων Συνοπτικής και Δυναμικής Μετεωρολογίας.

5

3.3 Το Ισοβαρικό και Ισεντροπικό Σύστημα Συντεταγμένων

Ιδιάζουσες καταστάσεις στην επιστήμη της Μετεωρολογίας επέβαλαν τη χρήση και άλλων συστημάτων συντεταγμένων. Παρατηρήθηκε ότι οι βασικές εξισώσεις της Δυναμικής Μετεωρολογίας απλοποιούνται δραστικά, αν η ανεξάρτητη μεταβλητή z αντικατασταθεί με την εξαρτημένη μεταβλητή της ατμοσφαιρικής πίεσης, P=f(x,y,z,t), ή της δυνητικής (δυναμικής) θερμοκρασίας, Θ=g(x,y,z,t). Κατ’ αυτόν τον τρόπο ορίζονται δυο νέα συστήματα συντεταγμένων, πάρα πολύ εύχρηστα κυρίως στους κλάδους της Συνοπτικής και Δυναμικής Μετεωρολογίας, το Ρ-σύστημα ή Ισοβαρικό Σύστημα Συντεταγμένων 0(x,y,P,t), και το Θ-σύστημα ή Ισεντροπικό Σύστημα Συντεταγμένων 0(x,y,Θ,t). Τα δύο παραπάνω συστήματα, δηλαδή το Ισοβαρικό και το Ισεντροπικό σύστημα συντεταγμένων, έχουν μεγάλη εφαρμογή στη Μετεωρολογία. Αυτό αποδεικνύεται και από το ότι οι συνοπτικοί χάρτες καιρού συντάσσονταν στο Ισεντροπικό σύστημα πριν το 1945, ενώ από το 1946 και μετά συντάσσονται στο Ισοβαρικό.

Η μετατροπή από το Τοπικό σύστημα συντεταγμένων 0(x,y,z,t) στο Ισοβαρικό σύστημα συντεταγμένων 0(x,y,P,t) είναι σχετικά εύκολη, διότι: Οι μεγάλης κλίμακας κινήσεις ακολουθούν την υδροστατική εξίσωση, έτσι υπάρχει

μονότονη και απλή σχέση μεταξύ πίεσης και ύψους, και Οι ισοβαρικές επιφάνειες είναι σχεδόν επίπεδες, έτσι ώστε οι οριζόντιες κατανομές του

ανέμου και της θερμοκρασίας να είναι σχεδόν οι ίδιες στις ισοβαρικές και στις ισοϋψείς επιφάνειες.

Θα πρέπει να αναφερθεί ότι στο Ισοβαρικό σύστημα συντεταγμένων η οριζόντια και η κατακόρυφη συνιστώσα του μετρούμενου ανέμου δεν είναι ορθογώνιες μεταξύ των. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι ο οριζόντιος διανυσματικός άνεμος ορίζεται σε επίπεδα σταθερού γεωδυναμικού ύψους και όχι σε ισοβαρικές επιφάνειες.

Η κατακόρυφη ταχύτητα του ανέμου σ’ ένα ισοβαρικό σύστημα συντεταγμένων ορίζεται από τη σχέση (3.4), όπου το ω συνήθως εκφράζεται σε mb/day. ω ≡ dP/dt (3.4) Πρέπει να τονιστεί ότι οι θετικές τιμές του ω αντιστοιχούν σε καθοδικές κινήσεις, (w0), ενώ αρνητικές τιμές του ω σε ανοδικές κινήσεις, (w0). Μπορεί επίσης να δειχτεί ότι οι δύο κατακόρυφες ταχύτητες, ω και w σχετίζονται μεταξύ τους μέσω της σχέσης (3.5). Όπου ρ η πυκνότητα του ρευστού. ω ≈ - ρgw (3.5) Επειδή μερικές φορές (κυρίως σε ορεινές περιοχές), τόσο οι ισοϋψείς όσο και οι ισοβαρικές επιφάνειες, τέμνουν την επιφάνεια της Γης, επινοήθηκε ένα άλλο σύστημα συντεταγμένων το 0(x,y,σ,t). Στο νέο αυτό σύστημα, το σ ορίζεται από τη σχέση (3.6), όπου Ps η πίεση στην επιφάνεια. Το σύστημα συντεταγμένων 0(x,y,σ,t ) χρησιμοποιείται κυρίως σε θεωρητικά μοντέλα.

ά

ύήP

όή

s

,1

/

,0

, (3.6)

6

4 Μαθηματικές Έννοιες

4.1 Σχέση ολικής και μερικής παραγώγου ως προς το χρόνο. Η ροή ενός ρευστού ακολουθεί το δεύτερο νόμο του Newton, ο οποίος μαθηματικά εκφράζεται με την παρακάτω εξίσωση:

Vmdt

dF

Η παράγωγος ενός πεδίου ως προς το χρόνο μπορεί να εκφραστεί είτε κατά Lagrange είτε κατά Euler. Έτσι για το πεδίο των ταχυτήτων, ισχύουν:

κατά Lagrange: dt

Vd

, όπου ),( 0 trfV

και κατά Euler: t

V

, όπου ),( trfV

Η παράγωγος κατά Lagrange,

dt

Vd

, εκφράζει την ολική μεταβολή του πεδίου της

ταχύτητας ως προς το χρόνο κατά την κίνηση στην ατμόσφαιρα, ενώ η παράγωγος κατά

Euler,

t

V

, εκφράζει τη μεταβολή του πεδίου της ταχύτητας στη μονάδα του χρόνου, σε

ένα συγκεκριμένο σημείο στο χώρο. Θα ερευνηθεί η σχέση με την οποία συνδέονται οι παραπάνω δύο παράγωγοι. Είναι γνωστό ότι το διαφορικό μίας συνάρτησης είναι ίσο με:

dtt

Tdz

z

Tdy

y

Tdx

x

TdT

t

Tw

z

T

y

Tu

x

T

dt

dT

TVt

T

dt

dT

(4.1)

Η σχέση (4.1) ισχύει για οποιοδήποτε βαθμωτό ή διανυσματικό πεδίο. Διερεύνηση της σχέσης (4.1).

Πεδίο ταχύτητας V

Η σχέση (4.1) γράφεται:

VVt

V

dt

Vd

Αν VVdt

Vd

t

V

0 (μεταφορά). Σε αυτήν την περίπτωση η ροή χαρακτηρίζεται

στρωτή (steady) και η ολική μεταβολή της ταχύτητας οφείλεται στη μεταφορά της ταχύτητας στη μονάδα του χρόνου.

7

Πεδίο θερμοκρασίας Τ. Η σχέση (4.1) γράφεται:

TVt

T

dt

dT

1) Εάν 0 TV

έχουμε μεταφορά θερμής αέριας μάζας (Warm Air Advection –WAA)

2) Εάν 0 TV

έχουμε μεταφορά ψυχρής αέριας μάζας (Cold Air Advection –CAA) Πεδίο πίεσης P. Η σχέση (4.1) γράφεται:

PVt

P

dt

dP

Γενικό συμπέρασμα: Για οποιοδήποτε βαθμωτό ή διανυσματικό πεδίο Q ισχύει:

QVt

Q

dt

dQ

Εάν 0dt

dQ, τότε όQ και επομένως το πεδίο διατηρείται και απλώς

παρακολουθεί την κίνηση: QVt

Q

Οι ποσότητες αυτές Q, που έχουν τη χαρακτηριστική ιδιότητα της διατήρησης του πεδίου τους είναι χρησιμότατες στους υπολογισμούς της Δυναμικής Μετεωρολογίας.

4.2 Οι εξισώσεις της κίνησης στην ατμόσφαιρα. Σκοπός: Εφαρμογή του 2ου νόμου του Newton στην ατμόσφαιρα.

Από τη σχέση amFn

ii

1

αν m=1gr, θα έχουμε:

n

iiFa

1

, όπου iF

είναι:

Δυνάμεις τριβής TF

Δυνάμεις βαροβαθμίδας BF

Δυνάμεις βαρύτητας g

Άρα η παραπάνω σχέση γίνεται:

gFFa BT

(4.12

8

Ο 2ος νόμος του Newton ισχύει σε απόλυτα συστήματα ή συστήματα αδρανείας (μη επιταχυνόμενα συστήματα). Έτσι, η σχέση 4.2 γράφεται ως:

3

1iiBT

a

a

aFgFF

dt

Vda

4.2.1 Ευθύγραμμη κίνηση. Στην ευθύγραμμη κίνηση, η ταχύτητα μπορεί να οριστεί με τους παρακάτω τρόπους:

dt

Sd

t

SV

t

0

lim

kwjiuV

, ενώ 222

dt

dz

dt

dy

dt

dxV

ενώ η επιτάχυνση είναι ίση με:

2

2

0lim

dt

Sd

dt

Vd

t

Va

t

4.2.2 Καμπυλόγραμμη κίνηση.

a

: Επιτρόχιος επιτάχυνση.

ra

: Ακτινική ή κεντρομόλος επιτάχυνση.

0

2

0

rr

Va

dt

Vd

dt

Vda

r

0

2

0 rr

V

dt

dVa

4.2.3 Περιστροφική κίνηση.

rrVrV 90sin

Αλλά: ,sinRV διότι sinRr

Άρα: RV

Όταν το V

είναι σταθερό, τότε 0a

sinsinsin

sin

sin2

0

222

0

2

0

2

RRarR

Rr

R

Vr

r

Va rr

9

Rar

4.2.4 Απόλυτη και σχετική κίνηση. Ισχύει:

0VVVa

όπου:

aV

: Ταχύτητα σημείου στην επιφάνεια της γης, ως προς αδρανειακό σύστημα αναφοράς.

V

: Ταχύτητα του σχετικού συστήματος, ως προς το απόλυτο σύστημα.

0V

: Ταχύτητα του σημείου ως προς το σχετικό σύστημα αναφοράς.

Γενική μορφή:

Sdt

Sd

dt

Sd

a

RV

dt

Vd

dt

Vd

RVV

Vdt

Vd

dt

Vda

a

a

a

aa

a

a

RVRV

dt

d

dt

Vd

a

a

RV

dt

RdR

dt

d

dt

Vd

dt

Vd

a

a

RVdt

Vd

dt

Vd

a

a

2

Στην παραπάνω σχέση, ο πρώτος όρος είναι η απόλυτη επιτάχυνση, ο δεύτερος η σχετική επιτάχυνση, ο τρίτος η Coriolis επιτάχυνση και ο τέταρτος η κεντρομόλος επιτάχυνση.

Όμως: gFFdt

VdTB

a

a

, και η παραπάνω σχέση γίνεται:

TB FgFRVdt

Vd

2 (4.3)

Θα μελετήσουμε τώρα κάθε όρο της εξίσωσης (4.3) ξεχωριστά:

10

1) kdt

dwj

dt

di

dt

du

dt

Vd

Αν όμως συμπεριλάβουμε τους όρους της καμπυλότητας της γης, θα έχουμε:

kR

u

dt

dwj

R

uw

R

u

dt

di

R

uw

R

u

dt

du

dt

Vd

222 tantan

2) VFc

2 : kji

sincos0

Άρα:

kujuiw

wu

kji

Fc

cossinsincos2sincos02

kujuiwFc

cos2sin2cos2sin2

keujfuiewfFc

όπου sin2f και cos2e

3) 22 sec03,0max mRRR

g = 9,80616 m sec-2 (φ=45°, MSL)

Λόγω της παραπάνω διαφοράς, μπορούμε να γράψουμε: gRg

4) kz

Pj

y

Pi

x

PPFB

1111

και αν παραγωγίσουμε ως προς λ, φ και ζ:

kP

jP

Ri

P

RFB

11

cos

11

5) kFjFiFF zyxT

Με αυτόν τον τρόπο, μπορέσαμε να χωρίσουμε όλες τις μεταβλητές στις τρεις τους συνιστώσες. Έτσι η εξίσωση (4.3) γράφεται:

11

z

y

x

Fgeuz

P

dt

dw

Ffuy

P

dt

d

Fewfx

P

dt

du

1

1

1

(4.4)

Οι εξισώσεις (4.4) ονομάζονται Εξισώσεις κίνησης ως προς σχετικό σύστημα συντεταγμένων. Αν συμπεριληφθούν οι όροι λόγω της καμπυλότητας της γης, οι (4.4) γράφονται:

z

y

x

Fgeuz

P

R

u

dt

dw

Ffuy

P

R

w

R

u

dt

d

Fewfx

P

R

uw

R

u

dt

du

1

1tan

1tan

22

2

(4.5)

4.2.5 Γωνιακή ταχύτητα περιστροφής της γης

Η γωνιακή ταχύτητα περιστροφής της γης γράφεται: kji zyx

, όπου σε ένα

τοπικό προσανατολισμένο σύστημα ισχύει:

sin

cos

0

z

y

x

Άρα: kji sincos0 , φ το γεωγραφικό πλάτος.

Το μέτρο ω της γωνιακής ταχύτητας περιστροφής της γης υπολογίζεται ως εξής:

15 sec10292.725.365

25.366

sec86400

2

ημ. Ηλ.25,365

25,3662

ημέρες Ηλιακές 25,365

ημέρες Αστρικές 25,366

ημέρα Αστρική 1

2

4.2.6 Coriolis επιτάχυνση V

2 .

Οφείλεται στην τρισδιάστατη σχετική ταχύτητα του αέρα.

12

Εξαρτάται από τη σχετική ταχύτητα και από την ταχύτητα περιστροφής της γης. Εάν η ταχύτητα είναι 0, δεν υπάρχει Coriolis επιτάχυνση. Είναι διάνυσμα κάθετο στον τρισδιάστατο άνεμο και έχει διεύθυνση προς τα δεξιά του

διανύσματος του ανέμου στο Βόρειο Ημισφαίριο, και προς τα αριστερά στο Νότιο. Έχει αμελητέα επίδραση σε φαινόμενα με περίοδο πολύ μικρότερη από την περίοδο

περιστροφής της γης.

4.2.7 Κεντρομόλος επιτάχυνση R

.

Οφείλεται στην περιστροφή της γης περί τον άξονά της και δεν προϋποθέτει την

κίνηση του αέρα. Επομένως υπάρχει πάντα. Είναι διάνυσμα με διεύθυνση προς τον άξονα της γης.

Το μέτρο της είναι ,2r όπου r η απόσταση του σημείου από τον άξονα της γης. Άρα

εξαρτάται μόνο από το γεωγραφικό πλάτος και δεν έχει καμία σχέση με τις διάφορες ιδιότητες του αέρα.

Μέγιστη τιμή της κεντρομόλου επιτάχυνσης:

cossin 22 RRR

διότι

2

, φ είναι το γεωγραφικό πλάτος,

ω = 7.2910-5 sec-1, και mR 7102

.

Άρα: 27215 sec03.0102

sec1029.7 mmar

4.3 Ανάλυση κλίμακας.

4.3.1 Τάξεις μεγέθους Συνοπτικής κλίμακας μέσων γεωγραφικών πλατών. Οριζόντια ταχύτητα: U 10 msec1 = 103 cmsec1 Κατακόρυφη ταχύτητα: W 1 cmsec1 = 100 cmsec1 Μήκος συνοπτικής κλίμακας: L 1000 km = 108 cm Ύψος συνοπτικής κλίμακας: H 10 km = 106 cm Οριζόντια μεταβολή πίεσης: ΔP 10 hPa = 104 dyncm3 Μέση πυκνότητα: ρ 10-3 grcm3 = 103 grcm3 Coriolis παράμετρος f0 104 sec1 = 104 sec1

13

4.3.2 Οριζόντιες συνιστώσες.

Α Β Γ Δ Ε Ζ Συνιστώσα

x dt

du

R

u tan

R

uw

x

P

1

sin2

f

cos2 w

ew

Συνιστώσα y dt

d

R

u tan2

R

w

y

P

1

sin2 u

fu

Μονάδες

L

U 2

R

U 2

R

UW

L

P

Uf 0 Wf 0

Τάξεις μεγέθους

102 103 106 101 101 104

4.3.3 Κατακόρυφη συνιστώσα.

Α Β Γ Δ Ε Συνιστώσα

z dt

dw

R

u 22

z

P

1

cos2 u

e

g

Μονάδες

L

UW

R

U 2

H

P

0

Uf 0 g

Τάξεις μεγέθους

105 103 103 101 103

4.3.4 Συμπεράσματα. 1. Γεωστροφική προσέγγιση. Η γεωστροφική προσέγγιση προκύπτει αν στην οριζόντια συνιστώσα εξισώσουμε τους δύο πιο σημαντικούς όρους, δηλαδή τους όρους Δ και Ε. Τότε θα πάρουμε τις εξισώσεις:

x

Pf

1 (4.6)

y

Pfu

1

(4.7)

Χαρακτηριστικά: i) Διαγνωστική σχέση. ii) Σχετίζει το πεδίο πίεσης με το πεδίο ταχυτήτων σε φαινόμενα Συνοπτικής και

Υποσυνοπτικής (Meso-α) κλίμακας. iii) Εκφράζει το γεωστροφικό άνεμο. iv) Το σφάλμα προσέγγισης είναι 10%, επειδή παραλείπουμε τον όρο που είναι μία

τάξη μεγέθους μικρότερος στην ανάλυση κλίμακας.

14

2. Προσέγγιση προγνωστικών εξισώσεων. Αν στη γεωστροφική προσέγγιση προσθέσουμε τον αμέσως σημαντικότερο όρο κατά την ανάλυση κλίμακας (τον όρο Α) καταλήγουμε στις σχέσεις:

x

Pf

dt

du

1 (4.8)

y

Pfu

dt

d

1 (4.9)

Χαρακτηριστικά: i) Προγνωστική σχέση. ii) Σχετίζει τη σχέση της γεωστροφικής προσέγγισης με το πεδίο της επιτάχυνσης. iii) Το σφάλμα υπολογισμού της επιτάχυνσης είναι μεγάλο. iv) Διερεύνηση σφάλματος με τον αριθμό Rossby (R0). 3. Υδροστατική προσέγγιση. Αυτή προσέγγιση προκύπτει από την ανάλυση κλίμακας κατά την κατακόρυφη συνιστώσα και σχετίζει τους δύο πιο σημαντικούς όρους.

gz

P

και gz

P

(4.10)

Το σφάλμα υπολογισμού των κατακόρυφων ταχυτήτων (w) είναι πάρα πολύ μεγάλο. Καθαροί αριθμοί.

1. Αριθμός Rossby: fL

UR

δύναμη Coriolis

αδρανείας Δυνάμεις0

2. Αριθμός Reynolds:

LURe

δυνάμεις Μοριακές

αδρανείας Δυνάμεις

3. Αριθμός Richardson: 2αδρανείας Δυνάμεις

άνωσης Δυνάμεις

z

V

zgRi

15

5 Εξισορροπούμενες κινήσεις.

5.1 Ορισμός. Εξισσοροπούμενη κίνηση είναι εκείνη η κίνηση στην οποία η συνισταμένη των δυνάμεων που επενεργούν σε ένα μερίδιο της ατμόσφαιρας, σε οποιαδήποτε χρονική στιγμή, είναι πάντοτε μηδέν. Αιτία των εξισσοροπούμενων κινήσεων είναι οι δυνάμεις βαροβαθμίδας και βαρύτητας.

5.2 Γεωστροφικός άνεμος. Γεωστροφική ισοδυναμία: Χαρακτηρίζεται η κατάσταση εκείνη του ρευστού (αέρα)

κατά την οποία η οριζόντια συνιστώσα της Coriolis δύναμης και η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης της βαροβαθμίδας, βρίσκονται σε πλήρη ισορροπία.

Μαθηματική έκφραση: PVg 2

12

(5.2.1)

5.2.1 Τοπικό προσανατολισμένο σύστημα. Σε τοπικό προσανατολισμένο σύστημα, η σχέση (5.2.1) γράφεται:

y

Pfu

x

Pf

g

g

1

1

y

P

fu

x

P

f

g

g

1

1

(5.2.2)

Άρα: PkVf g 2

1

(5.2.3)

5.2.2 Διανυσματική μορφή. Από τις σχέσεις (5.2.2) έχουμε:

jx

Pi

y

P

fVg

1

Pkf

Vg 2

1

(5.2.4)

5.2.3 Φυσικό σύστημα συντεταγμένων (σε σταθερό ύψος). Η γεωστροφική ισοδυναμία μας λέει ότι η δύναμη βαροβαθμίδας και η δύναμη Coriolis

ισορροπούν. Έτσι, έχουμε:

sin2

1gcB V

n

PFF

n

P

fVg

1

(5.2.5)

Από τη σχέση (5.2.5) βγαίνουν τα παρακάτω συμπεράσματα: 1. Όσο πυκνότερες είναι οι ισοβαρείς, τόσο δυνατότερος είναι ο γεωστροφικός άνεμος. 2. Όσο μεγαλύτερο είναι το γεωγραφικό πλάτος, τόσο ασθενέστερος είναι ο

γεωστροφικός άνεμος. 3. Στον Ισημερινό, ο γεωστροφικός άνεμος δεν έχει έννοια.

16

5.2.4 Ισοβαρικό σύστημα συντεταγμένων. Είναι γνωστό ότι:

x

z

z

P

x

Pz

z

Px

x

PP

0

Από την υδροστατική εξίσωση όμως:

gz

P

Άρα τελικά:

PP x

zg

x

P

x

zg

x

P

1

Ομοίως και για την y συνιστώσα. Άρα, από τις σχέσεις (5.2.2) έχουμε τελικά:

P

g

Pg

y

z

f

gu

x

z

f

g

(5.2.6)

Οι σχέσεις (5.2.6) γράφονται σε διανυσματική μορφή ως εξής:

zkf

gV Pg

(5.2.7)

ή

zf

gkV Pg

(5.2.8)

5.2.5 Φυσικό σύστημα συντεταγμένων (σε σταθερή πίεση). Σε φυσικό σύστημα συντεταγμένων υπό σταθερή πίεση, ο γεωστροφικός άνεμος ισούται με:

P

g n

z

f

gV

(5.2.9)

όπου n

z

είναι η κλίση της ισοβαρικής επιφάνειας.

Είναι αξιοσημείωτο το γεγονός ότι στη σχέση (5.2.9) δεν περιέχεται η πυκνότητα και έτσι η σχέση είναι άμεσα αξιοποιήσιμη σε ισοβαρικούς χάρτες για τον υπολογισμό του γεωστροφικού ανέμου. Θα προσπαθήσουμε τώρα να εισάγουμε το γεωδυναμικό στον τύπο του γεωστροφικού ανέμου. Το γεωδυναμικό ισούται με: dzgd Αν θεωρήσουμε το g σταθερό, από τη σχέση (5.2.7) έχουμε:

gzkf

zkf

gV PPg

1

Pg kf

V 1

(5.2.10)

5.2.6 Ισεντροπικό σύστημα συντεταγμένων. Σε ισεντροπικό σύστημα συντεταγμένων, ο γεωστροφικός άνεμος δίνεται από τη σχέση:

17

Tckf

V Pg

1 (5.2.11)

Η σχέση (5.2.11) είναι διανυσματική και αναλύεται ως εξής:

Tcyf

u

Tcxf

pg

pg

1

1

(5.2.12)

Η ποσότητα TcP λέγεται Δυναμική Επιτάχυνσης ή Ρευματογραμμή Montgomery.

5.2.7 Γεωστροφικός και πραγματικός άνεμος. 1. Υπολογισμός.

Ο υπολογισμός του γεωστροφικού ανέμου γίνεται: i) Σε ισοβαρικές επιφάνειες. ii) Σε γεωδυναμικό πεδίο.

2. Περιορισμοί. Για να υπολογιστεί ο γεωστροφικός άνεμος με ακρίβεια, πρέπει να ικανοποιούνται οι παρακάτω περιορισμοί: i) Να έχουμε οριζόντια κίνηση, χωρίς επιτάχυνση. ii) Οι ισοϋψείς να είναι ευθύγραμμες σε ισοβαρικές επιφάνειες, ή οι ισοβαρείς να

είναι ευθύγραμμες σε οριζόντιες επιφάνειες. 3. Αριθμητικά συμπεράσματα.

Συγκρίνοντας το γεωστροφικό με τον πραγματικό άνεμο, έχουμε: i) VVg σε ροές με ισχυρή κυκλωνική καμπυλότητα.

ii) VVg σε αντικυκλωνική ροή.

4. Στοιχεία. Στοιχεία για τον υπολογισμό του γεωστροφικού ανέμου μπορούμε να πάρουμε από ραδιοβολίσεις (RAOBs).

5. Εφαρμογή. Δύο κριτήρια για την ικανοποιητική εφαρμογή του γεωστροφικού ανέμου είναι:

i) Ο αριθμός Rossby

fL

VRo να είναι μικρός.

ii) Ο αριθμός Reynolds

VL

Re να είναι μεγάλος.

6. Μη ύπαρξη. Ο γεωστροφικός άνεμος δεν έχει έννοια: i) Όταν το γεωγραφικό πλάτος είναι 0. ii) Σε κλίμακα τυρβώδους ροής.

18

5.3 Άνεμος βαροβαθμίδας. Ορισμός: Σε μία ισοταχή και καμπυλόγραμμη κίνηση, ο άνεμος βαροβαθμίδας

χαρακτηρίζεται σαν το αποτέλεσμα της τέλειας ισορροπίας μεταξύ της δύναμης της πίεσης (βαροβαθμίδας), της Coriolis δύναμης και της φυγόκεντρης δύναμης.

Μαθηματική έκφραση:

kVfkVfr

kVVg

22 (5.3.1)

PkVfdt

Vdg 2

2 1

(5.3.2)

5.3.1 Κυκλωνική και αντικυκλωνική κίνηση.

A) Κυκλωνική κίνηση. Από τη σχέση (5.3.1) έχουμε:

PkVfr

kVV22

2 1

Με τη βοήθεια του σχήματος, η παραπάνω σχέση γίνεται:

r

PfV

r

V

12

02 r

PrrfVV LL

(5.3.3)

B) Αντικυκλωνική κίνηση. Από τη σχέση (5.3.1) έχουμε:

Pr

kVVkVf 2

22

1

Με τη βοήθεια του σχήματος, η παραπάνω σχέση γίνεται:

r

P

r

VfV

12

02 r

PrrfVV HH

(5.3.4)

Λύνοντας τις σχέσεις (5.3.3) και (5.3.4), θα καταλήξουμε στις:

r

PrfrrfVL

42

22

(5.3.5)

r

PrfrrfVH

42

22

(5.3.6)

5.3.2 Διερεύνηση.

1) Εάν 0r

P

τότε δεν υπάρχει καμπυλότητα, άρα υπάρχει δύναμη και άρα έχουμε

επιταχυνόμενη κίνηση. Επομένως, ο άνεμος βαροβαθμίδας είναι 0. Από τη σχέση (3.3.5) λοιπόν, αντικαθιστώντας τις τιμές από την παραπάνω υπόθεση, έχουμε:

19

22

0rfrf

.

Άρα ισχύει το ‘+’. Άρα η σχέση (5.3.5) γίνεται:

r

PrfrrfVL

42

22

(5.3.7)

Ομοίως από την (5.3.6) έχουμε:

22

0rfrf

Άρα ισχύει το ‘’ και η σχέση (3.3.6) γίνεται:

r

PrfrrfVH

42

22

(5.3.8)

Οι σχέσεις (5.3.7) και (5.3.8) είναι αυτές από τις οποίες μπορούμε να υπολογίσουμε τον άνεμο βαροβαθμίδας σε κυκλωνικά και αντικυκλωνικά συστήματα.

2) Η σχέση (5.3.3) πρέπει να έχει διακρίνουσα μεγαλύτερη ή ίση με το 0 για να έχουμε πραγματικές και παραδεκτές λύσεις. Ομοίως για τη σχέση (5.3.4). Ειδικότερα για τη σχέση (5.3.4), αφού η διακρίνουσα πρέπει να είναι θετική ή μηδέν, θα έχουμε ότι:

04

22

r

Prfr

4

2 rf

r

P (5.3.9)

3) Συμπεράσματα.

i) rfr

P,

ii) Το r

P

ελαττώνεται γραμμικά προς την κατεύθυνση του κέντρου του

αντικυκλώνα. iii) Οι άνεμοι στο κέντρο του αντικυκλώνα είναι ασθενείς.

5.3.3 Συγκρίσεις τιμών Vg και VL, VH. A) Σύγκριση Vg και VL.

r

P

fr

P

fn

P

fVg

111

(5.3.10)

Από την (5.3.3) και την (5.3.10) έχουμε:

LgL

gLL VVrf

VrfVrfVV

22 0

Άρα, επειδή 02

rf

VL , τελικά:

Lg VV (5.3.11)

20

Άρα στην περίπτωση κυκλωνικού συστήματος, ο γεωστροφικός άνεμος υπερεκτιμά τον πραγματικό άνεμο. B) Σύγκριση Vg και VH. Από τις σχέσεις (5.3.4) και (5.3.10), έχουμε:

gHH

gHH VVrf

VrfVrfVV

22 0

και επειδή 02

rf

VH , τελικά:

gH VV (5.3.12)

Άρα στην περίπτωση αντικυκλωνικού συστήματος, ο γεωστροφικός άνεμος υποεκτιμά τον πραγματικό άνεμο. Από την παραπάνω διαδικασία, μπορούμε να υπολογίσουμε τον άνεμο βαροβαθμίδας σαν συνάρτηση του γεωστροφικού ανέμου. Οι σχέσεις υπολογισμού είναι:

gH

gL

rfVrfrf

V

rfVrfrf

V

2

2

22

22 (5.3.13)

5.3.4 Σχέση Vg και VH. Από τις σχέσεις (5.3.8) και (5.3.10) έχουμε:

rf

Vrfrf

rf

VfrrfVrfV

frrfV gg

HgH

41

22

41

4242

2222

rf

VrfV

gH

411

2 (5.3.14)

Το VH παίρνει τη μεγαλύτερη τιμή του αν η τετραγωνική ρίζα της παραπάνω σχέσης πάρει την ελάχιστη τιμή της, δηλαδή 0. Άρα το VΗ γίνεται μέγιστο αν

4

04

104

1rf

Vrf

V

rf

Vg

gg . (5.3.15)

Αντικαθιστώντας την τιμή αυτή στην (5.3.14), έχουμε:

2max

rfVH

και από την (5.3.15) gH VV 2

max

21

5.4 Κυκλοστροφικός άνεμος. Ορισμός: Σε μία ισοταχή και καμπυλόγραμμη κίνηση, ο κυκλοστροφικός άνεμος

χαρακτηρίζεται σαν το αποτέλεσμα της τέλειας ισορροπίας μεταξύ της δύναμης της πίεσης και της φυγόκεντρης δύναμης.

Μαθηματική έκφραση:

dt

VdP

r

kVV 22

2 1

Από το σχήμα, έχουμε:

r

P

r

V

12

(3.4.1)

Προϋποθέσεις ύπαρξης: Ο αριθμός Rossby πρέπει να είναι σχετικά μεγάλος, δηλαδή: Ro 103. Άρα πρέπει να ισχύουν τα εξής: 1) Μικρή οριζόντια κλίμακα (r~100m)

(Μήκος Συνοπτικής Κλίμακας: L~1000m) 2) Μικρό γεωγραφικό πλάτος (f~105sec1 // φ~10°)

(f~104sec1 // φ~40°) 3) Μεγαλύτερη οριζόντια ταχύτητα (V~30ms1)

(V~10ms1) 4) Μεγαλύτερη οριζόντια μεταβολή πίεσης (ΔP~40hPa)

(ΔP~10hPa) Αν αντικαταστήσουμε τις παραπάνω τιμές, θα βγάλουμε για τον αριθμό Rossby:

4

45

3

1031010

103

fr

VRo

Φαινόμενα εφαρμογής. Σίφωνες ξηράς (tornadoes) Σίφωνες θάλασσας (water spouts) Ανεμοστρόβιλοι (dust devils) Κυκλωνική ή αντικυκλωνική ροή (P.C. Sinclair, 1965) Ανάλυση κλίμακας σίφωνα. r = 100m = 104cm V = 30ms1 = 3103cms1 ΔP = 40hPa = 4104dyncm2 f = 27.29105sin(12°) = 310-5s1 ρ = 103grcm3 = 103grcm3 Με τις παραπάνω τιμές, οι τυπικές τιμές των δυνάμεων είναι:

Φυγόκεντρος:

90010

1034

232

r

V

Coriolis: 09.0103103 35 fV

Πίεσης: 400010

104

10

114

4

3

r

P

22

5.5 Θερμικός άνεμος. Ορισμός: Σαν θερμικός άνεμος ορίζεται η διανυσματική διαφορά των γεωστροφικών

ανέμων δύο ισοβαρικών επιφανειών. Μαθηματική έκφραση: Ο γεωστροφικός άνεμος μίας ισοβαρικής επιφάνειας, δίνεται από τη σχέση (5.2.7):

zkf

gV Pg

Από τον ορισμό, ο θερμικός άνεμος ισούται με:

105105

ggg VVVV

όπου 5gV

ο γεωστροφικός άνεμος της υψηλότερης επιφάνειας, και 10gV

ο γεωστροφικός

άνεμος της χαμηλότερης επιφάνειας. Ο συμβολισμός 5 και 10 επιλέχθηκε επειδή συνήθως χρησιμοποιούμε τις ισοβαρικές επιφάνειες των 500hPa και 1000hPa. Αυτό όμως δεν είναι απαραίτητο. Άρα:

zkf

gzzk

f

gzk

f

gzk

f

gV PPPP

105105 (5.5.1)

Από την υψομετρική εξίσωση όμως:

5

10lnP

P

g

TRz a (5.5.2)

Από τις (5.5.1) και (5.5.2) παίρνουμε:

Tk

P

P

g

R

f

gV

P

P

g

TRk

f

gV P

aaP

5

10

5

10 lnln

TkP

P

f

RV P

a

5

10ln (5.5.3)

Άρα

P

a

P

a

x

T

P

P

f

R

y

T

P

P

f

Ru

5

10

5

10

ln

ln

(5.5.4)

5.5.1 Υδροστατική εξίσωση. Η υδροστατική εξίσωση είναι γνωστή ως εξής:

gz

P

(5.5.5)

Η καταστατική εξίσωση δίνεται από τη σχέση: RTP (5.5.6) Το γεωδυναμικό δίνεται από τη σχέση: zg (5.5.7) Από τις (5.5.5) και (5.5.6) έχουμε:

23

RT

gP

z

P

(5.5.8)

Από τις (5.5.8) και (5.5.7) έχουμε:

P

RT

P

(5.5.9)

Η (5.5.9) είναι η υδροστατική εξίσωση με το γεωδυναμικό. Από την (5.5.9) παίρνουμε:

TP

PR

P

PTR

P

PRT

P

P 5

10510 ln

10

5

10

5

TP

PR

5

10ln (5.5.10)

Ο γεωστροφικός άνεμος δίνεται από τη σχέση (5.2.10):

Pg kf

V 1

Άρα, ο θερμικός άνεμος ισούται με:

k

fV

1

Όμως:

Tk

Tf

g

P

PT

g

R

TkP

P

f

R

z

V

z

V

z

V

z

VP

a

Pa

gg

z

1

ln

ln

lim

5

10

5

10

0

TkTf

g

z

V

z

VP

g

(5.5.11)

Από τη σχέση (5.5.11) παίρνουμε:

P

g

n

T

Tf

gV

z

V

zn

T

Tf

gV

P

(5.5.12)

και

P

g

P

g

x

T

Tf

g

z

y

T

Tf

g

z

u

(5.5.13)

24

5.6 Η εξίσωση της συνέχειας Ορισμός: Η εξίσωση της συνέχειας είναι μια υδροδυναμική εξίσωση που εκφράζει την

αρχή διατήρησης της μάζας στα ρευστά, και μας πληροφορεί ότι πουθενά στην ατμόσφαιρα δεν υπάρχουν πηγές ή απώλειες μάζας.

Ορισμός συνέχειας: Η συνέχεια είναι μία ιδιότητα ενός πεδίου, τέτοια ώστε η τιμή μιας παραμέτρου να διαφέρει κατά ένα πολύ μικρό ποσό σε δύο διαφορετικές, αλλά πολύ κοντινές, θέσεις ή χρονικές στιγμές, αυτής της ίδιας παραμέτρου.

Αν θεωρήσουμε το παραλληλεπίπεδο Oxyz του σχήματος, θα έχουμε: zyxm Για την πλευρά ΑΒΓΔ:

zyut

m

t

xzy

t

m

xx

11

(5.6.1)

Για την πλευρά ΕΖΗΘ:

zyxx

uu

t

m

xx

1

zyxx

uzyu

t

m

xx

1

(5.6.2)

zyxx

u

t

m

t

m

t

m

t

m

xxxxx

11

Ομοίως:

zyxyt

m

y

και:

zyxzt

m

z

Άρα:

zyxz

w

yx

u

t

m

(5.6.3)

Όμως t

Vt

VV

tt

m

, και επειδή 0

t

V (V όγκος), η (5.6.3) γίνεται:

t

Vt

m

(5.6.4)

Από τις (5.6.3) και (5.6.4), προκύπτει:

z

w

yx

u

t

(5.6.5)

ή

Vt

(5.6.6)

Η εξίσωση (5.6.6) είναι η εξίσωση της συνέχειας. Αν χωρίσουμε την οριζόντια από την κατακόρυφη συνιστώσα, η εξίσωση της συνέχειας γράφεται:

25

z

wV

t

2 (5.6.7)

Αν εισάγουμε και την καμπυλότητα της γης, η εξίσωση της συνέχειας γράφεται:

tanRz

w

yx

u

t (5.6.8)

5.6.1 Άλλες μορφές της εξίσωσης της συνέχειας. Από τη σχέση (5.6.6) έχουμε:

VVt

Vt

(5.6.9)

Όμως:

Vdt

d

tV

tdt

d (5.6.10)

Από τις (5.6.9) και (5.6.10) προκύπτει:

Vdt

d

1

(5.6.11)

Η (5.6.11) αποτελεί την εναλλακτική μορφή της εξίσωσης της συνέχειας. Η εξίσωση (5.6.11) γράφεται πιο αναλυτικά:

z

wV

dt

d

2

1

(5.6.12)

z

wV

2 (5.6.13)

z

w

yx

u

dt

d 1

(5.6.14)

και αν συμπεριλάβουμε την καμπυλότητα της γης:

R

w

Rz

w

yx

u

dt

d 2tan

1

(5.6.15)

5.6.2 Εξίσωση της συνέχειας σε ισοβαρικές συντεταγμένες. Από το σχήμα έχουμε: zyxm αφού όμως (υδροστατική εξίσωση): zgP άρα:

g

Pyxm

26

Λόγω της αρχής διατήρησης της μάζας:

0

0111

001

Pyx

u

dt

dP

Pdt

dy

ydt

dx

x

g

Pyx

dt

d

Pyx

gm

dt

d

m

όπου dt

dP .

Εάν lim(δx) = lim(δy)=lim(dP)=0, καταλήγουμε:

0

0

0

2

P

P

V

PV

Pyx

u

(5.6.16)

Οι (5.6.16) είναι οι τρεις μορφές της εξίσωσης της συνέχειας σε ισοβαρικές συντεταγμένες. Επειδή η πυκνότητα ρ δεν υπάρχει, οι εξισώσεις αυτές χρησιμοποιούνται κυρίως σε συμπιεστά ρευστά.

5.6.3 Εφαρμογές. 1. Προσδιορισμός κατακόρυφης ταχύτητας (w,ω): 2. Α. Ασυμπίεστα. Σε ασυμπίεστα ρευστά ισχύει:

0dt

d

Αν κάνουμε αυτήν την υπόθεση για την ατμόσφαιρα (ότι δηλαδή είναι ασυμπίεστο ρευστό), υπεισέρχεται ένα σφάλμα 10% στους υπολογισμούς. Λόγω της παραπάνω σχέσης, από την (5.6.11) έχουμε:

h

dzyx

uwhw

z

wVV

0

2 00

yx

uhwhw

0 (5.6.17)

Β. Συμπιεστά. Από την (5.6.16) έχουμε:

P

PP

dPyx

uPP

yx

u

P0

0

yx

uPPPP

00 (5.6.18)

27

2. Σχέση μεταξύ w και ω. Ισχύει:

z

PwPV

t

P

dt

dP

2 (5.6.19)

Ο οριζόντιος άνεμος 2V

είναι το άθροισμα του γεωστροφικού και του μη γεωστροφικού ανέμου. Άρα:

VVV g

2

Όμως για το γεωστροφικό άνεμο ισχύει:

Pkf

Vg

1

Από αυτή τη σχέση φαίνεται ότι ο γεωστροφικός άνεμος είναι κάθετος στην κλίση του

πεδίου της πίεσης. Άρα 0PVg

Έτσι, η σχέση (5.6.19) γίνεται:

z

PwPV

t

P

2 (5.6.20)

Θα κάνουμε τώρα ανάλυση κλίμακας για να δούμε ποιοι όροι είναι οι σημαντικότεροι στην παραπάνω σχέση:

1. 1

3

8

4

10

10

10

10

sec/10

100010

m

kmhPa

t

P

2. 2

8

4

2 1010

10100

1000

10sec/1

km

hPamPV

3. 0

6

33

1010

10101

10

1000sec/1

km

hPacm

z

Pw

Έτσι λοιπόν, εισάγοντας ένα σφάλμα της τάξης του 10%, η σχέση (5.6.20) γράφεται:

z

Pw

και επειδή

gz

P

τελικά: gw (5.6.21) Αν τώρα εκφράσουμε τη σχέση (5.6.18) ως προς w, με τη βοήθεια της (5.6.21) θα έχουμε:

000 1

PPyx

u

g

PwPw

(5.6.22)

3. Κατακόρυφη ταχύτητα και κατανομή απόκλισης μάζας. Από την (5.6.7) έχουμε:

z

wV

t

2

28

Με ένα σφάλμα 1% περίπου, υποθέτουμε ότι 0

t

Άρα, αν ολοκληρώσουμε από την επιφάνεια έως ένα επίπεδο L, θα έχουμε:

L

S

SSLL dzVww

2

Επειδή η κατακόρυφη ταχύτητα στην επιφάνεια είναι 0, η παραπάνω σχέση γίνεται:

L

SLL dzVw

2

1 (5.6.22)

Όμοια, αν ολοκληρώσουμε από L έως το άπειρο έχουμε:

LL

L dzVw

2

1 (5.6.23)

Από τις σχέσεις (5.6.22) και (5.6.23) προκύπτει:

L

L

S

dzVdzV

22

5.6.4 Άλλες μορφές της εξίσωσης συνέχειας. 1. Στο σύστημα συντεταγμένων Ο (x, y, θ, t)

0

dt

dPV

PP

t

2. Σε συντεταγμένες Lagrange.

Vdt

d x

ln

3. Σε τυρβώδη ροή. 0 και 0 ,, iiii uU

4. Σε συνθήκες υγρού αέρα.

dt

dV

dt

d mm

m

1

5. Στην κατώτερη ιονόσφαιρα.

VNLqt

Ne

e

29

5.7 Η εξίσωση της βαρομετρικής τάσης. Τάση: Ο λόγος της τοπικής μεταβολής ενός διανυσματικού ή βαθμωτού μεγέθους ως

προς το χρόνο, σε ένα καθορισμένο σημείο στο χώρο. Βαρομετρική τάση:

Είναι η ‘διεύθυνση’ και το ‘μέτρο’ της μεταβολής της ατμοσφαιρικής πίεσης, συνήθως σε διάστημα 3 ωρών.

Εξίσωση της βαρομετρικής τάσης: Είναι η εξίσωση που αναφέρεται στην τοπική μεταβολή της πίεσης σε οποιοδήποτε σημείο της ατμόσφαιρας.

Από την υδροστατική εξίσωση έχουμε:

gz

Pgdzdp

(5.7.1)

Από την εξίσωση της συνέχειας:

z

wV

t

2 (5.7.2)

Αν ολοκληρώσουμε την (5.7.1) από ένα επίπεδο L έως το άπειρο, θα έχουμε:

LLL

L

LL

dzt

gt

PdzgPgdzdP

0

LLL

dzz

wgdzVg

t

P

2

L

LL

gwdzVgt

P

2 (5.7.3)

L

LLL

gwdzVgdzVgt

P

22 (5.7.4)

Η εξίσωση (5.7.4) είναι η εξίσωση βαρομετρικής τάσης. Αν το επίπεδο L είναι η επιφάνεια, οπότε w=0, τότε η (5.7.4) γίνεται:

SSS

dzVgdzVgt

P 22 (5.7.5)

5.7.1 Εφαρμογές - Παρατηρήσεις.

1. Προγνωστική εξίσωση. Η εξίσωση της βαρομετρικής τάσης είναι προγνωστική επειδή περιέχει το χρόνο, και συνδέει την τοπική μεταβολή της πίεσης (τάση) με τις ποσότητες: Οριζόντια μεταφορά μάζας Οριζόντια απόκλιση ταχύτητας Κατακόρυφη ταχύτητα Όλα τα μεγέθη εκφράζονται από τους αντίστοιχους όρους στην εξίσωση (5.7.4) 2. Γεωστροφική ροή (Θεώρημα Jeffrey). Αν έχουμε γεωστροφική ροή, δηλαδή ο άνεμος ισούται με το γεωστροφικό άνεμο, τότε:

0011

2

22

2

Vyx

P

fxy

P

fyu

xV gg

(5.7.6)

30

Από τις (5.7.3) και (5.7.6) έχουμε:

LL

gwt

P

για γεωστροφική ροή.

Αν βρισκόμαστε στην επιφάνεια (L=S), τότε η κατακόρυφη ταχύτητα θα είναι 0 και θα

έχουμε: .0 0

Pt

P

S

Επομένως, οι παρατηρούμενες αλλαγές στην P0 δεν

οφείλονται στη γεωστροφική ροή. 3. Αδιαβατική εξίσωση βαρομετρικής τάσης.

LL P

dP

L

wdPT

dPT

TV

t

P

00

2

4. Κίνηση βαρομετρικών συστημάτων. Υποθέσεις: i) Έχουμε γεωστροφικό άνεμο και άνεμο βαροβαθμίδας ii) Ημιτονοειδής κύμανση. Γνωστά:

i) Hg VV

από την παράγραφο 5.3.3

ii) Lg VV

από την παράγραφο 5.3.3

iii) Παροχή = Επιφάνεια Ταχύτητα

iv) n

P

fVg

1

ή n

z

f

gVg

v) f=2ωsinφ

5.8 Βαροτροπική ατμόσφαιρα. Ορισμός: Είναι η ατμόσφαιρα της οποίας η πυκνότητα του αέρα ρ σε κάθε σημείο είναι

μονοσήμαντη συνάρτηση της πίεσης P στο ίδιο σημείο. ρ=ρ(P). Μαθηματική έκφραση:

PB

όπου Β: συντελεστής βαροτροπίας. Ο συντελεστής βαροτροπίας παίρνει τις παρακάτω τιμές: Ομογενής ατμόσφαιρα: Β=0

Αδιαβατική ατμόσφαιρα: RTC

CB

P

V

Ισόθερμη ατμόσφαιρα: RT

B1

5.9 Βαροκλινική ατμόσφαιρα. Ορισμός: Είναι η ατμόσφαιρα στην οποία οι ισοβαρικές και ισόπυκνες επιφάνειες

τέμνονται.

31

6 Σύνταξη και Ανάλυση Χαρτών Καιρού

6.1 Χάρτης καιρού επιφανείας

Οι χάρτες επιφάνειας παρουσιάζουν τις μετεωρολογικές παρατηρήσεις που γίνονται σε καθορισμένο χρόνο και σε ένα μεγάλο αριθμό μετεωρολογικών σταθμών πάνω από την ξηρά και τη θάλασσα (συνήθως παρατηρήσεις από πλοία).

Κάθε σύνολο παρατηρήσεων σημειώνεται στο χάρτη με απλό και εύχρηστο τρόπο. Στο σχήμα 5.1.1 παρουσιάζεται το είδος και ο τρόπος απεικόνισης των διαφόρων παρατηρήσεων σε κάθε σταθμό, καθώς και οι επεξηγήσεις αυτών. Έτσι βλέπουμε ότι ο κώδικας με τον οποίο σημειώνονται αυτές οι παρατηρήσεις στον κάθε σταθμό δείχνει το ποσοστό νεφοκάλυψης, τη διεύθυνση και ταχύτητα του ανέμου, την ορατότητα, τον παρόντα και παρελθόντα καιρό (π.χ. βροχή, χιόνι κλπ.), τη μεταβολή της πίεσης, τη θερμοκρασία και το σημείο δρόσου, καθώς επίσης το ποσοστό και το είδος των χαμηλών, μέσων και ανώτερων νεφών. Η γνώση κάθε μιας από αυτές τις παραμέτρους στον κάθε σταθμό είναι απαραίτητη πριν από κάθε συνοπτική ανάλυση. Συνήθως, στους χάρτες επιφάνειας δεν σημειώνονται όλες αυτές οι παράμετροι αλλά ένας σημαντικά μικρότερος αριθμός παρατηρήσεων, οι πιο απαραίτητες δηλαδή.

Η ανάλυση των χαρτών επιφάνειας συνίσταται στο να χαραχθούν οι ισοβαρείς καμπύλες, να προσδιοριστούν οι αέριες μάζες και οι θέσεις των μετώπων.

Οι ισοβαρείς είναι συνεχείς γραμμές που προσδιορίζουν την κατανομή της πίεσης. Συνήθως χαράσσονται ανά 4mb. Μερικές φορές χαράσσονται με διακεκομμένες γραμμές και ανά 2mb για να προσδιοριστεί το πεδίο πιέσεων καλύτερα, τα κέντρα των χαμηλών πιέσεων συμβολίζονται με "L" ή "X", ενώ των υψηλών με "Η" ή "Υ".

Για να χαραχτούν τα ψυχρά και θερμά μέτωπα χρησιμοποιούνται ορισμένοι εμπειρικοί κανόνες, όπως: 1. Συνέχεια μετώπων: Παραδεχόμαστε ότι τα μέτωπα θα συνεχίσουν να κινούνται όπως

κινούνταν στους προηγούμενους χάρτες (πριν 6 ή 12 ώρες). 2. Ασυνέχεια στο πεδίο ανέμων: Οι άνεμοι κινούνται με φορά αντίθετη από την φορά

κίνησης των δεικτών του ρολογιού σε ένα σύστημα χαμηλών πιέσεων, και αντίστροφα σε έναν αντικυκλώνα. Στις περιοχές που παρατηρείται απότομη αλλαγή της διεύθυνσης του ανέμου θα πρέπει να υπάρχει κάποιο μέτωπο.

Η ασυνέχεια του ανέμου είναι σπουδαίο κριτήριο αναγνώρισης μετώπων, κυρίως στις θαλάσσιες περιοχές όπου θερμά μέτωπα γίνονται αντιληπτά από θερμοκρασιακές διαφορές πάρα πολύ δύσκολα.

3. Μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης: Είναι γνωστό ότι η ατμοσφαιρική πίεση είναι

μεγαλύτερη μπροστά από ένα θερμό μέτωπο από ότι πίσω από αυτό. Το αντίθετο συμβαίνει σ' ένα ψυχρό μέτωπο όπου η ατμοσφαιρική πίεση είναι μεγαλύτερη στην περιοχή της πολύ ψυχρής αέριας μάζας. Επομένως, όταν περνάει ένα θερμό μέτωπο, η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται ενώ όταν περνάει ψυχρό μέτωπο η ατμοσφαιρική πίεση αυξάνεται.

4. Ασυνέχεια στο σημείο δρόσου: Οι θερμές αέριες μάζες είναι, κατά κανόνα, υγρότερες

ενώ οι ψυχρές είναι ξηρότερες. Έτσι, στο θερμό τμήμα μιας ύφεσης η υγρασία μεγαλύτερη, ενώ στις περιοχές μετά το ψυχρό μέτωπο είναι μικρότερη.

32

5. Περιοχές νεφών και υετού: Μπροστά από το θερμό μέτωπο παρατηρούνται πρώτα τα ανώτερα σύννεφα και μετά ακολουθούν, μέσα σύννεφα και με το πέρασμα του θερμού μετώπου παρατηρούνται συνήθως ασθενείς βροχές, ομίχλη κλπ. Με το πέρασμα του θερμού μετώπου συνήθως παρατηρείται ένα άνοιγμα του καιρού και όσο πλησιάζει το ψυχρό μέτωπο παρατηρείται έντονη νέφωση και άλλα έντονα καιρικά φαινόμενα (καταιγίδες, ισχυροί άνεμοι) κλπ.).

6. Ασυνέχειες στο πεδίο θερμοκρασιών: Είναι γνωστό ότι το μέτωπο καθορίζεται σαν το

όριο μεταξύ δύο αερίων μαζών με διαφορετική θερμοκρασία. Επομένως, η ασυνέχεια του πεδίου της θερμοκρασίας αποτελεί ένα κύριο κριτήριο στην αναγνώριση και χάραξη μετώπων.

Στην επιφάνεια, η διέλευση ενός μετώπου συνήθως χαρακτηρίζεται από μια αξιοσημείωτη μεταβολή της θερμοκρασίας. Τα ισχυρά και απότομα μέτωπα συνοδεύονται από έντονη και μεγάλη μεταβολή του πεδίου της θερμοκρασίας. Αντίθετα, τα ασθενή και διάχυτα μέτωπα χαρακτηρίζονται από βαθμιαία και μικρή μεταβολή.

Στην ανώτερη ατμόσφαιρα παρατηρείται έντονη συγκέντρωση των ισόθερμων κατά μήκος της μετωπικής επιφάνειας. Η τιμή δε της μεταβολής της θερμοκρασίας κάθετα προς το μέτωπο δείχνει την ένταση και το μέγεθος των μετώπων.

Δεδομένου ότι σ' όλες τις μετωπικές επιφάνειες ο θερμός αέρας βρίσκεται πάνω από τον ψυχρό, μια ραδιοβολίδα που διέρχεται διά μέσου μιας μετωπικής επιφάνειας, δείχνει ένα σχετικώς λεπτό στρώμα που η θερμοκρασία αυξάνει μετά του ύψος ή τουλάχιστον ο ρυθμός ελάττωσης είναι πολύ μικρότερος αυτού στα στρώματα μακριά από τη μετωπική επιφάνεια. Το στρώμα αυτό αναστροφής της θερμοκρασίας δείχνει το ύψος στο οποίο βρίσκεται η μετωπική επιφάνεια πάνω από τον συνοπτικό σταθμό.

7. Ισοβαρείς: Όπως είναι γνωστό στα βαρομετρικά χαμηλά, οι χαμηλότερες πιέσεις

παρατηρούνται στο κέντρο. Άρα λοιπόν τα δύο μέτωπα συναντώνται στο κέντρο της ύφεσης. Εκεί που οι ισοβαρείς παρουσιάζουν κάποιο "σπάσιμο" είναι τα μέτωπα. Η διαφορά πίεσης είναι μεγαλύτερη στην περιοχή του ψυχρού μετώπου.

8. Συνδυασμός των παραπάνω: Όταν αναλύουμε έναν χάρτη επιφάνειας δεν

στηριζόμαστε μόνο σε μια παράμετρο αλλά παρατηρούμε σε ποιες περιοχές περισσότερες από μια παράμετροι συνηγορούν στην ύπαρξη μετώπου.

Κατά τη χάραξη των ισοβαρών και των μετώπων σ' έναν χάρτη επιφάνειας θα πρέπει να λαμβάνεται επίσης υπόψη ότι: α) Δύο διαδοχικά βαρομετρικά υψηλά (χαμηλά) θα έχουν δύο ισοβαρείς με την ίδια τιμή. β) Το πεδίο ανέμων στα δύο συστήματα θα έχει αντίθετη φορά. γ) Η καμπυλότητα των ισοβαρών είναι ανεξάρτητη στα δύο συστήματα. δ) Όταν ένα χαμηλό και ένα υψηλό είναι δίπλα, τότε δεν υπάρχουν δύο ισοβαρείς με την

ίδια τιμή, το πεδίο ταχυτήτων του ανέμου θα έχει την ίδια διεύθυνση και η καμπυλότητα των ισοβαρών θα μεταβάλλεται σημαντικά από ένα σύστημα στο άλλο.

Δεν υπάρχουν γενικοί κανόνες για το πως χαράσσονται οι ισοβαρείς, αλλά για λόγους ευκολίας συνήθως ξεκινάμε τις ισοβαρείς από περιοχές που τα συστήματα είναι εύκολο να χαραχθούν. Συνήθως χαράσσουμε τις ισοβαρείς ανά 4mb, αλλά πολλές φορές πρώτα χαράσσουμε τις ισοβαρείς ανά μεγαλύτερα διαστήματα και μετά χαράσσουμε τις ενδιάμεσες. Οι ισοβαρείς διαστήματα και μετά να χαραχθούν σχεδόν παράλληλες προς τον άνεμο. Οι ασθενείς άνεμοι συνήθως έχουν μεταβλητή διεύθυνση (επίδραση της τοπογραφίας) και δεν είναι καλοί οδηγοί για τη χάραξη των καμπύλων στο χάρτη. Συνήθως ξεκινάμε τη χάραξη των ισοβαρών από περιοχές που υπάρχει κάποιο μεγάλο σύστημα.

33

6.2 Χάρτες καιρού ισοβαρικών επιφανειών

Εκτός από τους χάρτες καιρού επιφανείας στους οποίους χαράσσονται οι ισοβαρείς, σχεδιάζονται και χάρτες καιρού σε διάφορα ύψη στην ατμόσφαιρα. Οι χάρτες αυτοί απεικονίζουν σταθερές ισοβαρικές επιφάνειες (επιφάνειες όπου η πίεση είναι σταθερή). Σ' αυτούς τους χάρτες χαράσσονται οι ισοϋψείς από την επιφάνεια της θάλασσας, δηλαδή το γεωδυναμικό ύψος που συναντάται η πίεση στο συγκεκριμένο ισοβαρικό επίπεδο. Σε πολλούς από αυτούς του χάρτες, εκτός από τις ισοϋψείς, χαράσσονται και οι ισόθερμες (καμπύλες με την ίδια τιμή θερμοκρασίας στο ισοβαρικό επίπεδο).

Τα επίπεδα που συνήθως χαράσσονται οι χάρτες της ανώτερης ατμόσφαιρας είναι στα 850, 700, 500, 300, 200 και 100 mb. Οι χάρτες αυτοί σχεδιάζονται συνήθως ανά 12 ώρες από δεδομένα ραδιοβολίσεων. Τα δεδομένα που σημειώνονται σε κάθε σταθμό είναι η διεύθυνση και η ταχύτητα του ανέμου (σε κόμβους), η θερμοκρασία (σε C), η διαφορά μεταξύ θερμοκρασίας και σημείου δρόσου (σε C), το ύψος (σε γεωδυναμικά μέτρα), η μεταβολή του ύψους τις προηγούμενες 12 ώρες και το ποσοστό νέφωσης. Για απλοποίηση συνήθως παραλείπεται το πρώτο ψηφίο του αριθμού που δείχνει το ύψος για τα χαμηλότερα επίπεδα ή το τελευταίο για τα ανώτερα επίπεδα.

Σχηματικά οι διάφορες παρατηρήσεις στον κάθε σταθμό απεικονίζεται ως εξής: Ως παράδειγμα σχηματικών απεικονίσεων των παρατηρήσεων σε διάφορες ισοβαρικές

επιφάνειες, έχουμε: Όπως προαναφέρθηκε, στους χάρτες των 850, 700 και 500 mb χαράσσονται οι

ισουψείς και οι ισόθερμες, ενώ στους χάρτες των 300 και 200 hPa χαράσσονται επιπρόσθετα και οι ισοταχείς.

Οι ισοϋψείς παρουσιάζουν τα χαμηλά και υψηλά βαρομετρικά συστήματα, όπως περίπου οι ισοβαρείς στους χάρτες καιρού επιφάνειας. Παρουσιάζουν ακόμη τους αυλώνες (troughs) και τις ράχες (ridges). Στις περιοχές που υπάρχουν βαρομετρικά χαμηλά εμφανίζονται οι αυλώνες ενώ στις περιοχές των βαρομετρικών υψηλών υπάρχουν οι ράχες. Γενικότερα, μπορούμε να πούμε ότι η χάραξη των ισοϋψών μοιάζει με την χάραξη των ισοβαρών στους χάρτες καιρού επιφάνειας. Πυκνές ισοϋψείς σημαίνει ισχυροί άνεμοι (όπως στις ισοβαρείς). Ο άνεμος πνέει κατά τη φορά των δεικτών του ρολογιού γύρω από ένα βαρομετρικό υψηλό ενώ σ'ένα βαρομετρικό χαμηλό αντίθετα.

Τα διάφορα συνοπτικά χαρακτηριστικά που παρατηρούνται στους χάρτες επιφάνειας σχετίζονται μ' αυτά των χαρτών στις διάφορες ισοβαρικές επιφάνειας. Συνήθως, ένα ασθενές σύστημα στην επιφάνεια εξασθενεί με το ύψος, ενώ κάποιο άλλο σύστημα μπορεί να είναι πιο έντονο στην ανώτερη ατμόσφαιρα.

Πολλές φορές τα διάφορα καιρικά φαινόμενα φαίνονται πιο έντονα στους διάφορους χάρτες καιρού πάνω από την επιφάνεια παρά στους χάρτες καιρού επιφάνειας. Συνήθως, συνδέουμε ένα βαρομετρικό χαμηλό με κακοκαιρία. Όμως πολλές φορές εκτεταμένη χαμηλό (ή αυλώνα) στην ανώτερη ατμόσφαιρα ενώ στην επιφάνεια δεν παρατηρείται τίποτε το σημαντικό. Αντίθετα, ένα βαρομετρικό υψηλό στα ανώτερα στρώματα συνήθως σημαίνει καλό καιρό. Εξαίρεση σ' αυτό είναι ένα βαρομετρικό υψηλό (ή ράχη) στα ανώτερα στρώματα που επηρεάζει την ευστάθεια στα χαμηλότερα στρώματα. Τα υψηλά και τα χαμηλά βαρομετρικά συστήματα παρουσιάζουν μια κλίση προς τα Δυτικά ή Βορειοδυτικά σαν συνάρτηση του ύψους. Αυτό σημαίνει ότι τα κέντρα των βαρομετρικών συστημάτων στην επιφάνεια θα βρίσκονται μπροστά από τους αυλώνες ή τις ράχες στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Λόγω της κλίσης αυτής, ο άνεμος στα ανώτερα επίπεδα συχνά φυσάει κατά μήκος του συστήματος στην επιφάνεια.

Τα μετωπικά συστήματα στην επιφάνεια μετακινούνται με την επίδραση του ανέμου που υπάρχει στα ανώτερα στρώματα. Σαν παράδειγμα αναφέρεται ότι ισχυροί άνεμοι στα ανώτερα στρώματα που είναι περίπου κάθετοι σε κάποιο μετωπικό σύστημα της

34

επιφάνειας, προκαλούν τη γρήγορη μετακίνηση του συστήματος, ενώ ισχυροί άνεμοι στα ανώτερα στρώματα σχεδόν παράλληλοι στο μέτωπο το μετακινούν πολύ αργά ή καθόλου.

Ένα ισχυρό ψυχρό βαρομετρικό χαμηλό παρουσιάζει μια κλίση που είναι μικρότερη από ένα θερμό ή εξασθενημένο σύστημα. Εδώ θα πρέπει να ειπωθεί ότι ένα χαμηλό ή υψηλό βαρομετρικό σύστημα χαρακτηρίζεται σαν θερμό αν η θερμοκρασία στο κέντρο είναι μεγαλύτερη από ότι στην περιφέρεια, ενώ αυτό χαρακτηρίζεται σαν ψυχρό εάν συμβαίνει το αντίθετο.

Οι άνεμοι στα ανώτερα στρώματα παρουσιάζουν έντονη κυκλωνική δραστηριότητα γύρω από ένα ψυχρό βαρομετρικό χαμηλό, και έτσι οι καταιγίδες κινούνται σχετικά αργά και συνήθως παρατηρείται εκτεταμένη συννεφιά , βροχή και ισχυροί άνεμοι. Αντίθετα προς τα ψυχρά βαρομετρικά χαμηλά, έχουμε τα θερμικά βαρομετρικά χαμηλά, που είναι συστήματα που δημιουργούνται πάνω από έρημους ή στέπες λόγω της μεγάλης ηλιοφάνειας. Παρατηρείται σύγκλιση στα χαμηλότερα στρώματα και ανοδικές κινήσεις, αλλά δεν παρατηρείται συνήθως συννεφιά γιατί δεν υπάρχει υγρασία. Η πίεση ελαττώνεται αργά με το ύψος στο θερμό αέρα και έτσι συνήθως πάνω από ένα θερμικό βαρομετρικό σύστημα στα ανώτερα στρώματα. Επίσης αντίθετα από τα ψυχρά χαμηλά στα θερμά χαμηλά δεν παρατηρείται έντονη κυκλωνική κυκλοφορία και τα συστήματα αυτά είναι σχετικά αβαθή.

6.3 Απεικόνιση και χρήση των μετεωρολογικών χαρτών 1. Χάρτης καιρού Επιφάνειας. Στους μετεωρολογικούς αυτούς χάρτες απεικονίζονται οι παρατηρήσεις επιφάνειας στους διάφορους σταθμούς και χαράσσονται οι ισοβαρείς συνήθως ανά 4mb. Η ανάλυση των χαρτών καιρού επιφάνειας συμπληρώνεται με την παρουσίαση των βαρομετρικών κέντρων και την εντόπιση των θερμών και ψυχρών μετώπων. 2. Χάρτης καιρού 850 hPa. Χαράσσονται οι ισοϋψείς συνήθως ανά 40 γεωδυναμικά μέτρα (gpm). Το ύψος της ισοβαρικής επιφάνειας των 850 hPa κυμαίνεται μεταξύ 1400 και 1600 gpm. Οι ισοβαρείς σημειώνονται με τα τρία πρώτα ψηφία. Συνήθως, σ' αυτούς τους χάρτες χαράσσονται οι ισόθερμες ανά 5 οC, καθώς και οι περιοχές με νεφοκάλυψη, δηλαδή, συνήθως περιοχές όπου Τ-Τd <5 οC. Οι χάρτες αυτοί χρησιμοποιούνται κυρίως για τον προσδιορισμό και απεικόνιση των πεδίων θερμοκρασίας και υγρασίας, καθώς επίσης και των περιοχών βροχής ή και χιονόπτωσης. Ο συνδυασμός των ισοβαρών και ισόθερμων αποτελεί μια μέθοδο ανίχνευσης και εντοπισμού των μετωπικών επιφανειών κυρίως στις θερμές περιοχές. 3. Χάρτης καιρού 700 hPa. Οι ισοϋψείς χαράσσονται συνήθως: ανά gpm και το ύψος της ισοβαρικής αυτής επιφάνειας κυμαίνονται γύρω στα 300 gpm. Χαράσσονται επίσης οι ισόθερμες ανά 5 οC. Σημειώνονται οι περιοχές με νέφωση (Τ-Τd < 5 οC) καθώς και οι αυλώνες (troughs) και ράχες (ridges). Οι χάρτες αυτοί χρησιμοποιούνται για τον εντοπισμό των συστημάτων που ρυθμίζουν κατά κάποιο τρόπο τα επιφανειακά συστήματα, για τον προσδιορισμό των περιοχών που καλύπτονται με μέσου ύψους σύννεφα καθώς και για την ανίχνευση των περιοχών ψυχρής ή θερμής μεταφοράς αερίων μαζών. Συνήθως έχουμε ψυχρή μεταφορά πίσω από ένα ψυχρό μέτωπο και θερμή μεταφορά μπροστά από αυτό. Επίσης, θερμή μεταφορά έχουμε πίσω από ένα θερμό μέτωπο.

35

4. Χάρτης καιρού 500 hPa. Στους χάρτες αυτούς χαράσσονται οι ισοϋψείς ανά 80 gpm αρχίζοντας από τα 5400

gpm. Το μέσο ύψος αυτής της ισοβαρικής επιφάνειας είναι γύρω στα 5500 gpm σε μέσα γεωγραφικά πλάτη. Χαράσσονται επίσης οι ισόθερμες ανά 5 C καθώς και οι αυλώνες και ράχες. Χρησιμοποιούνται οι μετεωρολογικοί αυτοί χάρτες κυρίως για τον προσδιορισμό των συστημάτων που ρυθμίζουν τον καιρό επιφάνειας. Επίσης χρησιμοποιούνται για τη μελέτη, κατανόηση και πρόγνωση της μεταβολής των συστημάτων επιφάνειας (ενίσχυση ή εξασθένιση), για τον προσδιορισμό των περιοχών που καλύπτονται με υψηλά νέφη καθώς και για την ανίχνευση και υπολογισμό του στροβιλισμού και της μεταφοράς αυτού. Ο στροβιλισμός αποτελεί μια από τις σπουδαιότερες παραμέτρους στην πρόγνωση και δυναμική πρόγνωση του καιρού. 5. Χάρτες Καιρού 300 mb.

Οι μετεωρολογικοί αυτοί χάρτες συνήθως απεικονίζουν τις ισοϋψείς ανά 80 gpm και επίσης παρουσιάζουν τα ανεμολογικά χαρακτηριστικά των συνοπτικών σταθμών. Χρησιμοποιούνται για τον προσδιορισμό της έντασης και θέσης των κυρίων βαρομετρικών συστημάτων αλλά κυρίως για την ανίχνευση και εντοπισμό των αεροχειμάρρων (jet stream). Οι αεροχείμαρροι είναι γενικά ρεύματα αέρα κοντά στην τροπόπαυση κυρίως, που η ταχύτητα του αέρα είναι πάρα πολύ μεγάλη σε σχέση με τις γύρω περιοχές. Η θέση και καμπυλότητα των αεροχειμάρρων προσδιορίζουν κατά κάποιο τρόπο την περιοχή στην επιφάνεια όπου θα αναπτυχθεί ένα βαρομετρικό χαμηλό ή υψηλό. Επειδή οι μεταβολές στους χάρτες αυτούς είναι πολύ μικρές γι' αυτό οι χάρτες καιρού χρησιμοποιούνται για την πρόγνωση 2-5 ημερών για τα μικρά συνοπτικά συστήματα. 6. Χάρτες Ισοπαχούς Στρώματος 1000-500 hPa.

Οι μετεωρολογικοί αυτοί χάρτες παρουσιάζουν το πάχος του στρώματος της αέριας μάζας μεταξύ 1000 και 500 mb και σχεδιάζονται όπως και οι άλλοι χάρτες της ανώτερης ατμόσφαιρας. Οι ισοπαχείς χαράσσονται ανά 80 gpm και απεικονίζουν αναλογικά τη μέση θερμοκρασία του στρώματος της αέριας μάζας που αναφέρονται. Χρησιμοποιούνται κυρίως για τον προσδιορισμό των ψυχρών ή θερμών μεταφορών πάνω από μια περιοχή (μικρό πάχος στρώματος σημαίνει περιοχές με ψυχρές αέριες μάζες, ενώ μεγάλο πάχος στρώματος σημαίνει θερμές αέριες μάζες). Συνήθως, ο θερμότερος αέρας βρίσκεται μπροστά από τα βαρομετρικά χαμηλά στην επιφάνεια, όταν αυτά είναι στο στάδιο της ανάπτυξης, ενώ ο ψυχρότερος αέρας βρίσκεται πίσω από τα βαρομετρικά χαμηλά και ακριβώς μπροστά από το βαρομετρικό υψηλό που ακολουθεί.

6.4 Χαρακτηριστικά της κίνησης συνοπτικών συστημάτων

Εδώ θα αναφερθούν μερικοί εμπειρικοί κανόνες που χρησιμοποιούνται για τον προσδιορισμό της κίνησης των διαφόρων συνοπτικών συστημάτων.

Για τη διεύθυνση που κινούνται τα διάφορα βαρομετρικά χαμηλά στην επιφάνεια χρησιμοποιείται η διεύθυνση του γεωστροφικού ανέμου στα 500 mb. Η ταχύτητα που κινούνται τα βαρομετρικά συστήματα είναι περίπου το μισό της ταχύτητας του γεωστροφικού ανέμου στα 500 mb. Αυτός ο εμπειρικός κανόνας βέβαια ισχύει για βαρομετρικά συστήματα στην επιφάνεια που δεν ενισχύονται ή εξασθενούν πολύ γρήγορα και για περιπτώσεις που δεν υπάρχει γρήγορη κίνηση των αυλώνων ή των ραχών στα 500 mb. Για την περίπτωση που οι αυλώνες ή οι ράχες κινούνται σχετικά γρήγορα, τότε η ταχύτητα κίνησης του βαρομετρικού συστήματος στην επιφάνεια θα είναι:

36

Vsfc = (V500 + V) /2 (6.4.1) όπου V είναι η διανυσματική ταχύτητα μετατόπισης του αντίστοιχου αυλώνα ή ράχης.

Όπως παρατηρείται στους χάρτες της ανώτερης ατμόσφαιρας η κυκλοφορία στο βόρειο ημισφαίριο διέπεται από 3-6 κύρια κύματα. Στους κυματισμούς αυτούς αναφέρθηκε για πρώτη φορά ο C.-G Rossby (1939), γι αυτό και ονομάζονται "κύματα Rossby" ή "μακρά κύματα". Τα κύματα Rossby είναι κύματα δισδιάστατης ροής και οφείλονται κατά κύριο λόγο στην προς βορά μεταβολή της Coriolis παραμέτρου. Επειδή τα κύματα Rossby κινούνται πάρα πολύ αργά, ή ακόμη και παραμένουν στάσιμα, καθορίζουν κατά κάποιο τρόπο τα επικρατούντα καιρικά συστήματα στην επιφάνεια, καθώς επίσης και τη διεύθυνση κινήσεως αυτών.

Συνήθως, μαζί με τα μακρά κύματα συνυπάρχουν και μικρότεροι κυματισμοί, οι καλούμενοι "μικρού μήκους κύματα" (short waves). τα κύματα αυτά, όπως είναι ευνόητο, κινούνται με σχετικά μεγαλύτερες ταχύτητες και αποτελούν έτσι τις αφορμές εκδήλωσης έντονων καιρικών φαινομένων στην επιφάνεια του εδάφους με τη σύμπτωση των αυλώνων ή των ραχών των μακρών και μικρών κυμάτων.

Η ταχύτητα διάδοσης των κυμάτων Rossby, C, δίδεται από τη γνωστή σαν εξίσωση Rossby (5.4.2). C = U – β L2/4π2 (6.4.2) όπου U η δυτική ζωνική ταχύτητα του ανέμου, β ο ρυθμός της μεσημβρινής μεταβολής της Coriolis παραμέτρου και L το μήκος κύματος. Η παραπάνω εξίσωση έχει ισχύ σε οριζόντια και βαροτροπική ροή μηδενικής απόκλισης.

Από την (5.4.2) γίνεται αμέσως κατανοητό ότι, δοθέντος γεωγραφικού πλάτους και σταθερού L, τα κύματα Rossby κινούνται ταχύτερα εάν η δυτική ζωνική ταχύτητα του ανέμου είναι μεγαλύτερη. Επίσης, εάν η δυτική ζωνική ταχύτητα του ανέμου είναι σταθερή, τότε τα κύματα Rossby κινούνται γρηγορότερα εάν τα μήκη τους είναι μικρότερα.. Βάση της (5.4.2), και ύστερα από διερεύνηση της παραμέτρου U-C και του αριθμού των κυμάτων Rossby που υπάρχουν στο βόρειο ημισφαίριο (αντίστοιχα στο Νότιο) και σε γεωγραφικό πλάτος 45, συμπεραίνετε ότι ο τυπικός αριθμός κυμάτων Rossby για μια ευσταθή και διατηρητέα κυκλοφορία είναι 4-5.

Όταν υπάρχουν λιγότερα των 4-5, δηλαδή 2-3 τότε τα πολύ μεγάλου μήκους κύματα αυτά διαδίδονται προς τα Δυτικά (γιατί C < 0). Η διάδοση αυτή έχει σαν αποτέλεσμα το σπάσιμο της κύμανσης και τη δημιουργία ενός νέου κύματος που έτσι αποκαθίσταται η ευσταθής κυκλοφορία. Αντίθετα, όταν υπάρχουν περισσότερα των 4-5, δηλαδή 6-7, τότε οι μικρότερου μήκους κύματος κυμάνσεις διαδίδονται προς Ανατολάς γιατί C > 0 ). Στην περίπτωση αυτή μερικά κύματα, παίζουν το ρόλο των "προωθητών", με αποτέλεσμα να συγχωνεύονται και να αποκαταστούν την ευσταθή κυκλοφορία των 4-5 κυμάτων Rossby στο ημισφαίριο. Πολλές φορές η ατμοσφαιρική κυκλοφορία στα ανώτερα στρώματα δεν είναι καλά οργανωμένη, δηλαδή, δεν παρατηρείται ομαλή κυκλοφορία από Δύση προς Ανατολή αλλά παρατηρούνται και επί μέρους κυκλοφορίες προς Βορρά ή Νότο. Σ' αυτές τις περιπτώσεις έχουμε πολύ συχνά αποκομμένα βαρομετρικά χαμηλά ή υψηλά. Τα αποκομμένα αυτά συστήματα συνήθως τροποποιούνται αρκετά γρήγορα και συγχωνεύονται με άλλα υπάρχοντα ή διαλύονται. Συχνά εμφανίζονται μερικά συστήματα που εμποδίζουν τη γενική κυκλοφορία για αρκετές ημέρες. Αυτά τα συστήματα συνήθως είναι στάσιμοι αντικυκλώνες, αρκετά μεγάλοι. Ένα τέτοιο γνωστό σύστημα είναι το ωμέγα. Ονομάζεται έτσι γιατί η κυκλοφορία μοιάζει με το κεφαλαίο γράμμα ωμέγα. Η κυκλοφορία γίνεται γύρω από αυτόν τον αντικυκλώνα και τυχόν μικρότερα συστήματα, είτε μένουν στάσιμα για λίγες μέρες δυτικά του, ή ακολουθούν μια τροχιά γύρω απ’ αυτόν.

37

7 Θερμοδυναμικά Διαγράμματα 7.1 Εισαγωγή Για την πλήρη ανάλυση και μελέτη της φυσικής, δυναμικής και κινητικής κατάστασης της ατμόσφαιρας γίνονται παρατηρήσεις σε τακτά χρονικά διαστήματα με την βοήθεια των ραδιοβολίδων. Οι παρατηρήσεις αυτές έχουν σαν σκοπό να επιτευχθούν οι παρακάτω μετρήσεις: πίεσης, θερμοκρασίας, υγρασίας, και ταχύτητας και διεύθυνσης του ανέμου. Οι χαρακτηριστικές αυτές μετρήσεις της ατμόσφαιρας μεταδίδονται από κάθε συνοπτικό σταθμό ραδιοβολίσεων στις μετεωρολογικές υπηρεσίες και τα κέντρα πρόγνωσης με μια μορφή κωδικοποιημένων τηλεγραφημάτων. Τα συλλεγόμενα από τις συνοπτικές παρατηρήσεις στοιχεία, σημειώνονται σ’ ένα κατάλληλα επιλεγμένο σύστημα συντεταγμένων, και στη συνέχεια ενώνοντάς τα με ευθύγραμμα τμήματα μπορούν να δώσουν μια εποπτική εικόνα της δομή της ατμόσφαιρας. Αυτά τα συστήματα συντεταγμένων γενικά ονομάζονται «Θερμοδυναμικά Διαγράμματα», ή «θερμοδιαγράμματα» ή ακόμα και Αερολογία Διαγράμματα και χρησιμοποιούνται ευρέως στη Μετεωρολογία. 7.2. Σκοπός και Χρήση των Θερμοδυναμικών Διαγραμμάτων Τα θερμοδυναμικά διαγράμματα χρησιμοποιούνται για την μελέτη των διαφόρων θερμοδυναμικών προβλημάτων, όπως τον προσδιορισμό της στατικής ευστάθειας μιας στήλης ατμοσφαιρικού αέρα, την εκτίμηση της διαθέσιμης ενέργειας, την αναγνώριση και διάκριση των αερίων μαζών, και τέλος την γραφική επίλυση και προσδιορισμό θερμοδυναμικών ιδιοτήτων μετεωρολογικού ενδιαφέροντος. Οι μετεωρολογικές μετρήσεις λαμβάνονται κατά την κατακόρυφη διάσταση στην ίδια σχεδόν χρονική στιγμή. Επομένως, με ένα δίκτυο συνοπτικών σταθμών ραδιοβολίσεων αποκαθίσταται για μια ορισμένη χρονική στιγμή μια τρισδιάστατη απεικόνιση της δομής της ατμόσφαιρας, ενώ με διαδοχικές ραδιοβολίσεις η απεικόνιση αυτή επεκτείνεται και χρονικά. Τα συστήματα που απεικονίζονται στα θερμοδυναμικά διαγράμματα είναι κυρίως τα χαρακτηριστικά των ξηρών και υγρών αερίων μαζών, που με απλές γεωμετρικές κατασκευές, επιδιώκεται η μελέτη και κατανόηση των διαφόρων φυσικών και θερμοδυναμικών μεταβολών των. Ο αντικειμενικός σκοπός είναι η γνώση της κατάστασης και δομής των αερίων μαζών σε μια συγκεκριμένη χρονική στιγμή, με προγνωστικές δυνατότητες μιας μελλοντικής κατάστασης. Στη Μετεωρολογία τα θερμοδυναμικά διαγράμματα χρησιμοποιούνται ευρέως, και επομένως η συμβολή τους είναι σημαντική, διότι, αν οι κλίμακες και οι βαθμίδες επιλέγουν σωστά, είναι δυνατό να αποδώσουν το προς μελέτη φαινόμενο ικανοποιητικά. Δεν υπάρχει αμφιβολία ότι σφάλματα που οφείλονται στον ανθρώπινο παράγοντα, ή σε τεχνικές ατέλειες των χρησιμοποιημένων οργάνων, επηρεάζουν οπωσδήποτε το βαθμό ακρίβειας της μελέτης της δομής του φαινομένου. Παρ’ όλα αυτά, η ταχύτητα απεικόνισης, η εποπτικότητα απόδοσης μιας κατάστασης, και η ευκολία ανάγνωσης και συναγωγής συμπερασμάτων, κατέστησαν τα θερμοδυναμικά διαγράμματα ένα σημαντικό μέσον έρευνας και μελέτης. 7.3 Επιλογή Καμπύλων και Διαγραμμάτων Σ’ ένα θερμοδυναμικό διάγραμμα μπορούν να απεικονιστούν διάφορες οικογένειες ισοπληθών καμπύλων, όπως; ισοβαρικές, ισοθερμικές, ισόκορες, και ισεντροπικές, του ξηρού

38

και υγρού αέρα. Οι καμπύλες αυτές θεωρούνται οι πιο σημαντικές και γι’ αυτό ονομάζονται βασικές ή στοιχειώδεις καμπύλες του θερμοδυναμικού διαγράμματος. Είναι ευνόητο ότι κάθε καμπύλη θερμοδυναμικού διαγράμματος μπορεί να έχει δυο σημασίες. Η μία είναι η στατική όπου απεικονίζεται η κατακόρυφη δομή του στρώματος του ατμοσφαιρικού αέρα, και η άλλη είναι η μεταβαλλόμενη, όπου απεικονίζεται το σύνολο των διαδοχικών τιμών της μεταβλητής ενός δείγματος αέριας μάζας. Η συνταύτηση των δύο αυτών απεικονίσεων, σημαίνει ότι η μεταβλητή αυτή έχει την συντηρητική ή διατηρούμενη ιδιότητα (π.χ. ξηρές αδιαβατικές καμπύλες - δυναμική θερμοκρασία). Ο αντικειμενικός σκοπός της χρήσης ενός θερμοδυναμικού διαγράμματος, καθορίζει κατά κάποιο τρόπο και την επιλογή των καταλλήλων συντεταγμένων, και αντίστροφα. Γι’ αυτό ακριβώς έχουν προταθεί, αναπτυχτεί και χρησιμοποιηθεί πλήθος θερμοδυναμικών διαγραμμάτων. Οι επιθυμητές ιδιότητες που θα πρέπει να πληρούν τα θερμοδυναμικά διαγράμματα αποτελούν και κριτήρια σωστότερης επιλογής του κατά περίπτωση καταλληλότερου διαγράμματος. Αυτές είναι: (α) Η γωνία μεταξύ των ισοθέρμων και των ξηρών αδιαβατικών καμπύλων να είναι όσο το

δυνατόν μεγαλύτερη. Κατ’ αυτό τον τρόπο, το θερμοδυναμικό διάγραμμα γίνεται πιο ευαίσθητο στον ρυθμό μεταβολής της θερμοκρασίας σαν συνάρτηση της πίεσης. Η ιδιότητα αυτή είναι αρκετά σημαντική στον προσδιορισμό της ευστάθειας ή αστάθειας της ατμόσφαιρας, καθώς επίσης και στην συνοπτική ανάλυση μετωπικών επιφανειών και στον χαρακτηρισμό αερίων μαζών.

(β) Οι περισσότερες καμπύλες των διαγραμμάτων να είναι ευθείες γραμμές. Ετσι διευκολύνονται σημαντικά η απεικόνιση, ανάλυση και παρουσίαση διαφόρων στοιχείων, καθώς επίσης και ο ευκολότερος προσδιορισμός άλλων.

(γ) Η περιοχή που ορίζεται στο διάγραμμα από τις καμπύλες που αντιστοιχούν σ’οποιοδήποτε κυκλική μεταβολή, πρέπει να είναι ανάλογη της μεταβολής της ενέργειας που λαμβάνει χώρα κατά τη διάρκεια της μεταβολής. H αναλογία αυτή θα πρέπει να είναι σταθερή για ολόκληρη την περιοχή του διαγράμματος. Η ιδιότητα αυτή είναι αρκετά σημαντική, και αποτελεί ένα επιπρόσθετο κριτήριο στην επιλογή διαγράμματος. θερμοδυναμικά διαγράμματα που πληρούν την ιδιότητα (γ) ονομάζονται διάγραμμα ισοδυναμίας εμβαδού - ενέργειας.

(δ) Η τεταγμένη του θερμοδυναμικού διαγράμματος να μεταβάλλεται μονοτονικά και αναλογικά σε σχέση προς το ύψος. Τότε επιτυγχάνεται εποπτικότερη και ρεαλιστικότερη απεικόνιση της ατμόσφαιρας στο διάγραμμα.

(ε) Μια βασική ή στοιχειώδης καμπύλη να συμπίπτει με μια των συντεταγμένων του θεωρουμένου διαγράμματος.

(στ) Η ξηρή αδιαβατική καμπύλη να σχηματίζει μια καλώς ορισμένη γωνία με την υγρή αδιαβατική καμπύλη. Η ιδιότητα αυτή έχει ιδιάζουσα σημασία στην κατώτερη ατμόσφαιρα. Η χρήση για την οποία προορίζεται ένα διάγραμμα καθορίζει αν είναι αναγκαία η

ικανοποίηση όλων ή μέρους των παραπάνω αναφερθέντων ιδιοτήτων. Γι αυτό έχουν προταθεί, αναπτυχθεί, και χρησιμοποιηθεί πλήθος διαγραμμάτων, για γενική ή ειδική χρήση. 7.4 Το Τεφίγραμμα (Tephigram) Το Τεφίγραμμα είναι ένα από τα πλέον χρησιμοποιούμενα θερμοδυναμικά διαγράμματα. Η αρχική μορφή του διαγράμματος αυτού προτάθηκε από τον Άγγλο μετεωρολόγο Sir Napier Shaw. Σήμερα, με βελτιωμένη πλέον μορφή, χρησιμοποιείται από αρκετές μετεωρολογικές υπηρεσίες πολλών χωρών. Η ονομασία του προήλθε από τα αρχικά των παραμέτρων που χρησιμοποιούνται σαν συντεταγμένες, διότι στο Τεφίγραμμα η τετμημένη αντιπροσωπεύεται από τη θερμοκρασία (Τ), ενώ η τεταγμένη από την ειδική εντροπία (s), η οποία παλαιότερα

39

χαρακτηρίζονταν με το Ελληνικό γράμμα Φ (Τ-Φ Diagram = Tephigram). Στην πραγματικότητα οι συντεταγμένες του διαγράμματος είναι οι Τ και 1ηΘ. Επειδή όμως η 1ηΘ είναι ανάλογη της ειδικής εντροπίας s, το Τεφίγραμμα πολλές φορές ονομάζεται και Τ, s - διάγραμμα. Ενα μεγάλο πλεονέκτημα για το Τεφίγραμμα είναι ότι η γωνία που σχηματίζεται από τις οικογένειες των ισοθέρμων και των αντίστοιχων ξηρών αδιαβατικών καμπύλων να είναι 90 . Επίσης, αν εξαιρέσει κανείς τις καμπύλες των ψευδοισεντροπικών μεταβολών, όλες οι άλλες οικογένειες καμπύλων είναι ευθείες γραμμές. Αυτό διευκολύνει σημαντικά της απεικόνιση, αλλά και κατανόηση της δομής τους προς εξέταση φαινομένου. Η εκλογή της ειδικής εντροπίας σαν μια από τις δυο συντεταγμένες του Τεφιγράμματος μπορεί να θεωρηθεί σαν ένα επιπρόσθετο πλεονέκτημα, διότι συνήθως εξετάζονται αδιαβατικές μεταβολές. Σαν μειονέκτημα μπορεί να θεωρηθεί το γεγονός ότι η δυναμική θερμοκρασία δεν είναι πρωταρχική μέτρηση των ραδιοβολίσεων. Τα παραπάνω χαρακτηριστικά καθιστούν το Τεφίγραμμα ενα από τα καλύτερα και πιο εύχρηστα θερμοδυναμικά διαγράμματα.

8. Το Εθνικό Πρόγραμμα Χαλαζικής Προστασίας των Καλλιεργειών

8.1 Εισαγωγή

Η ανάπτυξη της Μετεωρολογίας την τελευταία εκατονταετία υπήρξε σημαντική, όχι μόνο γι’ αυτή καθαυτή την επιστημονική πρόοδο, με την έννοια της κατανόησης των καιρικών φαινομένων από τον άνθρωπο, αλλά και για τη δυνατότητα πρόγνωσης -πρόβλεψης των καιρικών συνθηκών, με σκοπό την έγκαιρη λήψη μέτρων για την αντιμετώπισή τους και για τον καλύτερο προγραμματισμό των ανθρώπινων δραστηριοτήτων. Η αξιοποίηση των δυνατοτήτων της επιστήμης της Μετεωρολογίας, έτσι όπως διαμορφώνεται σήμερα, δε σταματάει εδώ. Ο άνθρωπος μπορεί πλέον να επέμβει στην εξέλιξη κάποιων ακραίων- και όχι μόνο- καιρικών φαινομένων και να τα μετατρέψει σε ευεργετικά, ή τουλάχιστον λιγότερο επιβλαβή, για τον άνθρωπο και τη ζωή πάνω στη γη. Ο τομέας της Μετεωρολογίας που ασχολείται μ’ αυτό το θέμα είναι γνωστός ως Τροποποίηση του Καιρού.

Ένα από τα σημαντικότερα αντικείμενα μελέτης της Τροποποίησης του Καιρού είναι οι χαλαζοκαταιγίδες, λόγω των καταστρεπτικών τους αποτελεσμάτων στα φυτά και τα ζώα, στις καλλιέργειες, σε κτίρια, σε περιουσίες, καθώς και σε αεροσκάφη στη διάρκεια των πτήσεων. Οι χαλαζοκαταιγίδες προέρχονται συνήθως από καταιγίδες που χαρακτηρίζονται από ισχυρά ανοδικά ρεύματα, υψηλή περιεκτικότητα νερού, μεγάλες νεφοσταγόνες και σημαντικό κατακόρυφο ύψος. Το χαλάζι είναι είδος υετού σε μορφή σφαιρικών ή ακανόνιστων μεριδίων πάγου, διαμέτρου 5 mm και πλέον, που παράγεται από νέφη θερμικής σύγκλισης και κατακορύφου ανάπτυξης (συνήθως σωρειτομελανίες). Ως επί το πλείστον, μια μονάδα χαλαζιού, δηλαδή ένας χαλαζόκοκκος, αυξάνεται κυρίως λόγω σύμφυσης (accretion) υπερψυγμένων νεφοσταγόνων πάνω σε σωματίδια πάγου που μεγαλώνουν. Οι συνθήκες αστάθειας και τα σημαντικά ποσά υγρασίας στην ατμόσφαιρα, κατά τη θερμή περίοδο του έτους, είναι οι βασικές προϋποθέσεις για τη δημιουργία χαλαζοφόρου νέφους και το ξέσπασμα χαλαζοκαταιγίδας.

40

8.2 Ιστορική αναδρομή της Τροποποίησης του Καιρού

Η ιστορία της Τροποποίησης του Καιρού ξεκινά ουσιαστικά πολύ παλαιά, μπορεί να ενταχθεί ίσως στην εποχή των Εικασιών της Μετεωρολογίας, τότε που ο τρόπος εφαρμογής της ήταν με θυσίες, λιτανείες, τυμπανοκρουσίες ή ακόμα και με τελετουργικούς χορούς. Η σύγχρονη όμως επιστημονική αντίληψη της τροποποίησης των καιρικών φαινομένων ανατρέχει χρονικά στα 1946, όταν οι διάσημοι μεταγενέστερα επιστήμονες, Langmuir, Schaefer, και Vonnegut, εργαζόμενοι στα εργαστήρια της General Electric, πέτυχαν την τεχνητή μετατροπή των υπερψυγμένων υδροσταγονιδίων των νεφών σε παγοκρυστάλλους. Δηλαδή, τυχαία απέδειξαν ότι ένα νέφος μπορεί να διαλυθεί, διαχέοντας σ’ αυτό ξηρό πάγο (CO2 σε θερμοκρασία μικρότερη των -40 οC).

Ένα χρόνο αργότερα, ο Vonnegut -μέλος της ίδιας ερευνητικής ομάδας- βρήκε ότι ο Ιωδιούχος Άργυρος, (AgI), μπορεί να ενεργήσει ως παγοπυρήνας και να προκαλέσει παγοποίηση σε υπερψυγμένο νερό σε θερμοκρασία –4 οC και μικρότερη. Έτσι, σ’ ένα νέφος, όπου δεν υπάρχουν αρχικά αρκετοί παγοπυρήνες για να ξεκινήσει η διαδικασία σχηματισμού υετού, προκαλείται παγοποίηση (List, 1979).

Τα πρώτα εργαστηριακά πειράματα και οι πρώτες δοκιμές στο φυσικό περιβάλλον αποδεικνύουν ότι ο Ιωδιούχος Άργυρος (AgΙ) και ο ξηρός πάγος είναι από τα πιο κατάλληλα μέσα δημιουργίας τεχνητών πυρήνων συμπύκνωσης. Οι χημικές αυτές ουσίες θεωρούνται ακόμη και σήμερα ως οι πιο κατάλληλες για το σκοπό αυτό και χρησιμοποιούνται ευρύτατα στα προγράμματα τροποποίησης του καιρού στις περισσότερες χώρες του κόσμου. Τα τελευταία θεαματικά αποτελέσματα που επιτεύχθηκαν σε προγράμματα αύξησης βροχής στη δεκαετία του ’90, απετέλεσαν την απαρχή της χρήσης υγροσκοπικών αλατούχων ενώσεων και σε προγράμματα χαλαζικής προστασίας. Στα τέλη της δεκαετίας του 1940 οργανώνονται τα πρώτα προγράμματα σποράς των νεφών με AgΙ, έχοντας ως αντικειμενικό σκοπό την αύξηση του χιονιού, ενώ μέσα στη δεκαετία του 1950 αναπτύσσονται προγράμματα δημιουργίας τεχνητής βροχής και διάλυσης της ομίχλης. Προγράμματα καταστολής χαλαζοκαταιγίδων άρχισαν να εφαρμόζονται σε διάφορες περιοχές του κόσμου από την αρχή της δεκαετίας του ΄50 με θετικά ή όχι αποτελέσματα. Το 1983 σχεδιάστηκε και από το 1984 εφαρμόζεται στην Ελλάδα το ΕΠΧΠ των καλλιεργειών, στις περιοχές της Μακεδονίας και της Θεσσαλίας (Karacostas, 1984). Εκτός από τη χρονική αυτή ανάπτυξη της επιστήμης της τροποποίησης του καιρού έχουμε και χωρική ανάπτυξη των προγραμμάτων αυτών. Αν εξαιρέσουμε τις δύο πολικές περιοχές, σχεδόν όλες οι άλλες περιοχές έχουν, κατά κάποιο τρόπο, υιοθετήσει τέτοια προγράμματα, με τις χώρες των Ηνωμένων Πολιτειών της Αμερικής και της πρώην Σοβιετικής Ένωσης να έχουν την πρώτη θέση.

8.3 Ο σχεδιασμός του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών

Το πρώτο ενδιαφέρον για την υλοποίηση ενός προγράμματος χαλαζικής προστασίας εμφανίστηκε, από τον τότε Οργανισμό Γεωργικών Ασφαλίσεων (Ο.Γ.Α.) και τώρα Οργανισμό Ελληνικών Γεωργικών Ασφαλίσεων (ΕΛ.Γ.Α.), ακριβώς με το τέλος της καλοκαιρινής περιόδου 1981. Το ενδιαφέρον αυτό ξεκίνησε από καθαρά οικονομικές ανάγκες και ωφελιμιστικούς στόχους, του Ο.Γ.Α. κατά πρώτο λόγο, της αγροτικής κρατικής οικονομίας κατά δεύτερο, και το ηθικό του Έλληνα αγρότη κατά τρίτο. Η ουσία όμως είναι ότι τελικά ένα επιστημονικό πρόγραμμα εφαρμόστηκε στη χώρα μας, που τουλάχιστον μέχρι τώρα, πιστεύεται ότι έχει συμβάλει θετικά στον οικονομικό παράγοντα και έχει προσφέρει πολλά θετικά συμπεράσματα στην επιστήμη της Μετεωρολογίας, και ιδιαίτερα στον κλάδο της Τροποποίησης του Καιρού.

41

Τα πρώτα βήματα ενός προγράμματος χαλαζικής προστασίας ξεκίνησαν ακριβώς με το τέλος της καλοκαιρινής περιόδου 1981 (Σεπτέμβριος - Οκτώβριος) και συνεχίστηκαν και κατά την επόμενη περίοδο εφαρμογής (15 Απριλίου μέχρι 15 Οκτωβρίου 1982). Το πρόγραμμα αυτό εφαρμόστηκε καθαρά σαν επιχειρησιακό πρόγραμμα σποράς νεφών, με σκοπό τη μείωση των ζημιών από χαλάζι σε μια γεωργική έκταση περίπου 2.000 Κm2 σε δύο περιοχές της Βόρειας Ελλάδας και ειδικότερα στους νομούς Ημαθίας-Πέλλας και Σερρών-Δράμας. Το επιχειρησιακό μέρος του προγράμματος είχε ανατεθεί στην Αμερικάνικη εταιρεία Atmospherics Inc. και στη Γαλλική εταιρεία Ruggieri. Τα μετεωρολογικά στοιχεία που συλλέχθηκαν κατά τη διάρκεια των δύο αυτών περιόδων, αποτέλεσαν τη βάση για την ανάλυση και το σχεδιασμό του νέου -και κατά πολύ βελτιωμένου προγράμματος- του Εθνικού Προγράμματος Χαλαζικής Προστασίας (ΕΠΧΠ) των καλλιεργειών.

Έτσι, ουσιαστικά το Μάιο του 1984 ξεκίνησε να εφαρμόζεται το ΕΠΧΠ. Το πρόγραμμα αυτό ήταν συγχρόνως ερευνητικό και επιχειρησιακό, και κάλυπτε μια συνολική γεωργική έκταση 3.000 Km2 περίπου σε τρεις περιοχές στο χώρο της Βόρειας Ελλάδας. Πιο συγκεκριμένα, εφαρμόστηκε ως επιχειρησιακό στις περιοχές Σερρών-Δράμας και Καρδίτσας-Τρικάλων, και ως ερευνητικό στην περιοχή Ημαθίας-Πέλλας. Το πρόγραμμα εφαρμόστηκε κατά τη διάρκεια των περιόδων 1984 και 1985, από 1 Μαΐου μέχρι και 30 Σεπτεμβρίου, ενώ από το 1986 και μετά εφαρμόζεται μόνο επιχειρησιακά από 15 Απριλίου έως και 31 Απριλίου, ενώ ερευνητικά από 1ης Μαΐου μέχρι και 30 Σεπτεμβρίου, πάντοτε βέβαια σε 24ωρη βάση. Η πρώτη φάση του ερευνητικού μέρους του πενταετούς διάρκειας ΕΠΧΠ σχεδιάστηκε να ολοκληρωθεί στο τέλος της χαλαζικής περιόδου 1988, περίοδο που ουσιαστικά θα έπρεπε να ακολουθηθεί από τη στατιστική αξιολόγηση των τελικών αποτελεσμάτων του.

Τα πέντε χρόνια εφαρμογής του ερευνητικού μέρους του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών είχαν χωριστεί σε δύο φάσεις. Στην εξερευνητική φάση (exploratory stage), που πραγματοποιήθηκε κατά τα πρώτα τρία χρόνια (1984-1986), και στην επιβεβαιωτική φάση (confirmatory stage), που κάλυπτε τα δύο τελευταία χρόνια (1987-1988).

Η αξιολόγηση του ΕΠΧΠ θα έπρεπε να είχε πραγματοποιηθεί αμέσως μετά τη λήξη της χαλαζικής περιόδου 1988, όπως ακριβώς είχε σχεδιαστεί. Σύμφωνα με το σχεδιασμό αυτό, η αξιολόγηση θα έπρεπε να βασιστεί αποκλειστικά στη «στατιστική μέθοδο», κατά την οποία, στη «μηδενική υπόθεση» λαμβανόταν ότι η σπορά των νεφών -σύμφωνα πάντοτε με το υιοθετημένο ιδεατό μοντέλο και τη μεθοδολογία σποράς- έχει μηδενικό αποτέλεσμα στη μείωση του χαλαζιού στο έδαφος. Οι στατιστικοί υπολογισμοί θα έπρεπε να βασίζονται κυρίως στις αντικειμενικές μετρήσεις των χαρακτηριστικών του χαλαζιού που προέρχονται από το δίκτυο των χαλαζομέτρων. Η επεξεργασία και η ανάλυση των στοιχείων των χαλαζομέτρων έχει γίνει με την εφαρμογή σύγχρονης τεχνολογίας ψηφιακών αναλυτών και ηλεκτρονικών υπολογιστών.

Τα στατιστικά κριτήρια συγκρισιμότητας θα έπρεπε να είχαν αποφασιστεί τουλάχιστον με την αρχή της επιβεβαιωτικής φάσης του προγράμματος. Επίσης, για την αντικειμενική αξιολόγηση του προγράμματος, θα έπρεπε να είχαν επιλεγεί η πρωταρχική (primary or response) μεταβλητή, καθώς επίσης και οι δευτερεύουσες ή βοηθητικές (auxiliary or predictor) μεταβλητές, πριν ή και κατά τη διάρκεια της επιβεβαιωτικής φάσης. Είναι απαραίτητο οι μεταβλητές αυτές να αντιπροσωπεύουν αντικειμενικές μετρήσεις που άμεσα συνδέονται είτε με τη μεθοδολογία, είτε με το αποτέλεσμα των χαλαζοπτώσεων.

Σαν πειραματική μονάδα του προγράμματος είχε οριστεί η ημέρα πρόγνωσης χαλαζόπτωσης, κατά την οποία -εντός της περιοχής εφαρμογής, ή και σε απόσταση 20 min από την περιοχή εφαρμογής με κατεύθυνση προς αυτήν- υπάρχει ένα τουλάχιστον καταιγιδοφόρο νέφος ή κύτταρο ανακλαστικότητα 35 dΒz στην περιοχή των ισοθέρμων -5οC και –30οC. Διαδοχικές πειραματικές μονάδες πρέπει να διαχωρίζονται μεταξύ τους με

42

τουλάχιστον 6 ημερήσιες ώρες. Ο χρόνος αυτός θεωρήθηκε αναγκαίος για τον έλεγχο, αλλαγή και συντήρηση των χαλαζομέτρων. Η ερευνητική περιοχή είχε χωριστεί σε δυο περίπου ίσιες και κυρίως ομοιόμορφες περιοχές, στην περιοχή «εφαρμογής», (target), και στην περιοχή «ελέγχου», (control). Έτσι, για κάθε πειραματική μονάδα, η περιοχή εφαρμογής εκλέγεται με τη βοήθεια τυχαίων κριτηρίων (randomization). Η τυχαία αυτή επιλογή των περιοχών εφαρμογής και ελέγχου, για κάθε πειραματική μονάδα, αποτελεί μια ιδανική για τις ανάγκες της χώρας μας τροποποίηση του γνωστού σχεδιασμού «crossover design» (Karacostas, 1984).

Όμως, η μέχρι σήμερα καθυστέρηση της επίσημης αξιολόγησης του ΕΠΧΠ, σε συνδυασμό με τη μη επιλογή των πρωταρχικών και βοηθητικών μεταβλητών, της επανειλημμένης τροποποίησης του σχεδιασμού crossover, και της μεταβολής της έκτασης του χώρου εφαρμογής, έχει επιπτώσεις στο μέγεθος του δείγματος, λαμβάνοντας υπόψη ότι μερικές χρονιές της πενταετίας 1984-88 είχαν λιγοστές πειραματικές μονάδες.

Εύλογα συμπεραίνεται λοιπόν, ότι -έστω και καθυστερημένα- είναι απαραίτητη μια αντικειμενική, επιστημονικά τεκμηριωμένη και αξιόπιστη αξιολόγηση του ΕΠΧΠ, έτσι ώστε να αποτελέσει το κριτήριο της απόφασης για τη συνέχιση ή μη της εφαρμογής του προγράμματος, ή και ακόμη ενός πιθανού ανασχεδιασμού του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών.

8.4 Θεωρητικά μοντέλα καταστολής χαλαζιού

Η επιλογή μεθόδου σποράς εξαρτάται από τη διαδικασία που θεωρείται ότι υπερισχύει για το σχηματισμό χαλαζιού σ’ ένα νέφος και από τη δυνατότητα επέμβασης/τροποποίησης της διαδικασίας αυτής. Ας σημειωθεί ότι η αύξηση του χαλαζιού εξαρτάται κυρίως από τη διαθεσιμότητα υπερψυγμένων νεφοσταγόνων και/ή υπερψυγμένων βροχοσταγόνων σ’ ένα νέφος με ανοδικό ρεύμα αρκετά ισχυρό, ώστε να μπορεί να στηρίξει την ανάπτυξη των χαλαζοκόκκων.

Τα ιδεατά μοντέλα καταστολής χαλαζιού με σπορά νέφους είναι τα εξής: Ολικής παγοποίησης του νερού που περιέχει το νέφος (Cloud glaciation concept) Αυξημένου ανταγωνισμού (Competing embryos concept) Πρόωρης βροχόπτωσης (Early rainout concept) Χαμήλωμα της τροχιάς (Trajectory lowering concept)) Προώθησης της διαδικασίας συνένωσης (Coalescence concept) Τροποποίησης των δυναμικών αιτίων (Dynamic effects concept) Τα πέντε πρώτα ιδεατά μοντέλα έχουν να κάνουν με επέμβαση/τροποποίηση των

μικροφυσικών διεργασιών, δηλαδή των διαδικασιών σχηματισμού και αύξησης των σωματιδίων. Το τελευταίο επεμβαίνει στα δυναμικά και θερμοδυναμικά αίτια που ευνοούν την ανάπτυξη χαλαζιού σ’ ένα νέφος.

Στο μοντέλο ολικής παγοποίησης του νερού, (cloud glaciation concept), προτείνετε η απευθείας παγοποίηση όλων των υπερψυγμένων σταγόνων στο νέφος με τεχνητούς πυρήνες, έτσι ώστε το χαλάζι να μην προλάβει να αναπτύξει μεγάλες διαστάσεις. Μ’ αυτόν τον τρόπο «πλήττεται» η διαδικασία αύξησης του χαλαζιού με σύμφυση (accretion). Εκτιμάται ότι η μέθοδος αυτή απαιτεί μεγάλα ποσά πυρήνων σποράς (περίπου 1kg AgI/min), γι’ αυτό, αφ’ ενός δεν είναι πρακτικά εφαρμόσιμη, αφ’ ετέρου είναι και οικονομικά ασύμφορη. Επιπρόσθετα, αν κατά τη διαδικασία εφαρμογής δεν παγοποιηθούν όλες οι υπερψυγμένες σταγόνες, υπάρχει ο κίνδυνος αυξημένου σχηματισμού χαλαζιού. Αυτό εξαρτάται βέβαια και από τα δυναμικά, αλλά και από τα θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά του νέφους (List, 1979). Οι επιστήμονες συμφωνούν ότι το μοντέλο αυτό είναι μη πραγματοποιήσιμο λόγω των υπερβολικών ποσοτήτων τεχνητών πυρήνων που απαιτούνται (W.M.O., 1996).

43

Η αρχή του αυξημένου ανταγωνισμού, (competing embryos concept), βασίζεται στην παραδοχή ότι το ποσό του νερού που θα δώσει χαλαζοκαταιγίδα είναι μια σταθερή ποσότητα, που καθορίζεται βέβαια από διάφορους παράγοντες του νέφους. Έτσι, η προσθήκη τεχνητών παγοπυρήνων (glaciogenic nuclei) στην περιοχή σχηματισμού χαλαζιού του νέφους, θα προκαλέσει αυξημένο ανταγωνισμό μεταξύ περισσότερων σωματιδίων για την ίδια (σταθερή) διαθέσιμη ποσότητα νερού, με αποτέλεσμα τον περιορισμό της ανάπτυξης των χαλαζοκόκκων. Με άλλα λόγια, με τη μέθοδο αυτή και τη διαδικασία της τεχνητής πυρηνοποίησης, ο άνθρωπος κατορθώνει να αυξήσει το συνολικό αριθμό των εμβρύων χαλαζιού, ακριβώς μέσα στο τμήμα του καταιγιδοφόρου νέφους που σχηματίζεται το χαλάζι. Έτσι επιτυγχάνεται έντονος ανταγωνισμός μεταξύ των πυρήνων συμπύκνωσης, για την εξασφάλιση του πεπερασμένου σε ποσότητα διαθέσιμου υπερψυγμένου υδρατμού σε αέρια κατάσταση, με αποτέλεσμα τα έμβρυα χαλαζιού να είναι περισσότερα σε ποσότητα, αλλά μικρότερα σε μέγεθος. Κάτω από τέτοιες συνθήκες, οι χαλαζόκοκκοι που σχηματίζονται πέφτουν στο έδαφος, ή με τη μορφή μικρότερων και λιγότερο καταστρεπτικών χαλαζοκόκκων, ή λειώνουν κατά την πτώση τους και φθάνουν στο έδαφος σαν ευεργετική βροχή, λόγω της μεγάλης θερμοκρασιακής διαφοράς μεταξύ της βάσης του νέφους και του εδάφους. Η μέθοδος αυτή του «αυξημένου ανταγωνισμού» είναι η πλέον διαδεδομένη και εφαρμόσιμη μέθοδος προστασίας των καλλιεργειών από το χαλάζι, γιατί πέρα από το ότι είναι θεωρητικά αποδεκτή, απαιτεί και λογικές ποσότητες Ιωδιούχου Αργύρου (AgΙ), ή άλλων τύπων τεχνητών πυρήνων συμπύκνωσης. Όμως, και στη μέθοδο αυτή υπάρχει ο κίνδυνος του αυξημένου σχηματισμού χαλαζιού -ικανού να προκαλέσει καταστροφές- αν οι τεχνητοί πυρήνες σποράς είναι πολλοί, ώστε να σχηματιστεί περισσότερο χαλάζι, αλλά όχι αρκετοί (περισσότεροι από κάποια οριακή τιμή), ώστε οι χαλαζόκοκκοι να είναι μικροί (List, 1979). Επίσης, αμφισβήτηση δέχεται, αλλά από μικρή μερίδα επιστημόνων, η παραδοχή της σταθερής διαθέσιμης για χαλάζι ποσότητας ύδατος στο νέφος.

Σύμφωνα με το μοντέλο της πρόωρης βροχόπτωσης, (early rainout concept), η διαδικασία σχηματισμού βροχόπτωσης μπορεί να επιταχυνθεί και τελικά οι σταγόνες να προέρχονται από λιγότερο αναπτυγμένα-ώριμα νέφη και να είναι μικρότερες σε μέγεθος. Οι υδροσταγόνες γίνονται βροχοσταγόνες πριν αναπτυχθούν τα ισχυρά ανοδικά ρεύματα, που μπορούν να προκαλέσουν σχηματισμό χαλαζιού (W.M.O., 1996).

Το ιδεατό μοντέλο του χαμηλώματος της τροχιάς, (trajectory lowering concept), στηρίζεται στην παραδοχή ότι το μέγεθος ενός χαλαζοκόκκου εξαρτάται από την τροχιά του στο ψυχρό άνω τμήμα του νέφους. Έτσι, αν αποφευχθεί η είσοδος των υδρομετεώρων στο ισχυρό ανοδικό ρεύμα, που θα τα φέρει σε αρκετά μικρότερες θερμοκρασίες, αυτά θα παραμείνουν στα κατώτερα στρώματα του νέφους, όπου το σε υπερψυγμένη μορφή διαθέσιμο νερό είναι λιγότερο και ο χρόνος παραμονής μικρότερος. Το μοντέλο αυτό, μπορεί να ειπωθεί ότι είναι αποτέλεσμα της προσπάθειας επίτευξης του μοντέλου της πρόωρης βροχόπτωσης (W.M.O., 1996).

Το ιδεατό μοντέλο της προώθησης της διαδικασίας συνένωσης, (coalescence concept), στηρίζεται στην ιδέα, ότι οι προϋποθέσεις βροχής που υπάρχουν κάτω από το επίπεδο των 0 οC μειώνουν το ποσό ύδατος που θα ξεπεράσει το επίπεδο των 0οC για να συμβάλλει στην αύξηση των χαλαζοκόκκων. Η εφαρμογή του μοντέλου αυτού είναι εφικτή κυρίως σε σχετικά μικρά γεωγραφικά πλάτη.

Το ιδεατό μοντέλο της τροποποίησης δυναμικών αιτίων, (dynamic effects concept), είναι πιο πολύπλοκο από τα προηγούμενα και δεν έχει ιδιαίτερα αναπτυχθεί. Ένας τρόπος θα ήταν η «δημιουργία» κατακόρυφης αστάθειας σε πολλά μικρά κύτταρα -σε μια εκτεταμένη περιοχή- και όχι σε κάποιο μικρό τμήμα του κυρίως ανοδικού ρεύματος, καθώς και των δευτερευουσών ανοδικών κινήσεων, περιοχές που προκαλείται ο σχηματισμός χαλαζιού. Ένας άλλος τρόπος είναι η «δημιουργία» καθοδικών ρευμάτων, με

44

σκοπό να αποδυναμώσουν την οργάνωση του ώριμου ανοδικού ρεύματος, ή να προκαλέσουν επέκταση των ορίων και δημιουργία νέας αστάθειας (W.M.O., 1996).

Όπως προαναφέρθηκε, από τα παραπάνω ιδεατά μοντέλα δεν είναι εφαρμόσιμο το μοντέλο της ολικής παγοποίησης. Από τα υπόλοιπα, όσα αφορούν τροποποίηση των μικροφυσικών διεργασιών (δηλαδή εκτός του τελευταίου που αφορά τροποποίηση των δυναμικών διεργασιών) έχουν αρκετά κοινά μεταξύ τους. Αν επιπλέον ληφθεί υπόψη και η αλληλεπίδραση των διαφόρων διαδικασιών μέσα στο νέφος, είναι εύκολο να συμπεράνει κανείς, ότι, κανένα από αυτά τα μοντέλα δεν πραγματοποιείται χωρίς να επηρεάσει τα υπόλοιπα.

Στα πέντε πραγματοποιήσιμα ιδεατά μοντέλα υπάρχουν δύο βασικά κοινά στοιχεία: Το ένα είναι, ότι η σπορά πρέπει να γίνεται σε αναπτυσσόμενα κι όχι ήδη ανεπτυγμένα νεφικά κύτταρα, δηλαδή σε νεαρούς νεφικούς σχηματισμούς με μέτρια ανοδικά ρεύματα (θυγατρικά κύτταρα – daughter clouds ή feeder clouds), παρά σε ένα ώριμο νέφος με ισχυρό ανοδικό ρεύμα, όπως είναι ένας σωρειτομελανίας (cumulonimbus). Το άλλο είναι η επιτάχυνση της φυσικής διαδικασίας της βροχόπτωσης. Στο μοντέλο της προώθησης και συνένωσης συνένωσης υπάρχει αρχικά σχηματισμός νεφοσταγόνων, ενώ στα υπόλοιπα τέσσερα συμβαίνει απευθείας παγοποίηση.

Στο Σχήμα 8.1 παρουσιάζεται μια πολυκύτταρη καταιγίδα. Οι τροχιές που περιγράφονται με διάφορα σχήματα αντιστοιχούν στην πορεία που ακολουθεί η ανάπτυξη του χαλαζιού σε περίπτωση φυσικής διαδικασίας (δηλαδή χωρίς σπορά τεχνητών πυρήνων) και στις περιπτώσεις των ιδεατών μοντέλων που επεμβαίνουν στις μικροφυσικές διεργασίες και που είναι πραγματοποιήσιμα, δηλαδή για τα μοντέλα του αυξημένου ανταγωνισμού, της πρόωρης βροχόπτωσης, του χαμηλώματος της τροχιάς, και της προώθησης της συνένωσης.

Γενικότερα, ανεξαρτήτως μεθόδου, σημαντικό ρόλο παίζουν το πλήθος των τεχνητών παγοπυρήνων που χρησιμοποιούνται στη σπορά και ο χρόνος μέσα στον οποίο λαμβάνουν χώρα οι διάφορες διαδικασίες. Οι επιστήμονες γενικά διαφωνούν για το ποια είναι η καλύτερη, με αυτή του «αυξημένου ανταγωνισμού» να είναι η πλέον διαδεδομένη και εφαρμόσιμη (Howell and Todd, 1985; Rogers and Yau, 1989; List, 1979).

Η μέθοδος χαλαζικής προστασίας που έχει υιοθετηθεί στο ΕΠΧΠ των καλλιεργειών βασίζεται αποκλειστικά στο ιδεατό μοντέλο του «αυξημένου ανταγωνισμού». Οι μέχρι τώρα ενδείξεις, αλλά και επιστημονικές θέσεις (Hellenic NΑΙΙ, 1988; W.M.O., 1996), συνηγορούν για τη σωστή επιλογή του ιδεατού μοντέλου.

8.5 Τεχνολογικός εξοπλισμός

Ο τεχνολογικός εξοπλισμός του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών έχει μεταβληθεί στη διάρκεια εφαρμογής του προγράμματος. Οι αλλαγές οφείλονται κατά κύριο λόγο στην διαφορετική φιλοσοφία του προγράμματος, καθώς και στη μεταβολή του στόχου και του χώρου αυτού. Οι απόψεις που παρατίθενται στη μελέτη αυτή αποτελούν αρχικές, αλλά και γενικές, θέσεις του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών.

Η εισαγωγή των τεχνητών πυρήνων AgI γίνεται με ειδικά αεροπλάνα, κατάλληλα εξοπλισμένα για το σκοπό αυτό. Οι δύο βόρειες περιοχές (Ημαθίας-Πέλλας και Σερρών) καλύπτονται συνήθως από τρία αεροπλάνα, που έχουν σα βάση το αεροδρόμιο «Μακεδονία» της Θεσσαλονίκης, όπου και είναι εγκατεστημένο το κέντρο των επιχειρή σεων του προγράμματος. Η περιοχή Καρδίτσας-Τρικάλων καλύπτεται από δύο αεροπλάνα, που έχουν σα βάση το αεροδρόμιο της Λάρισας.

Για την παρακολούθηση της δημιουργίας και εξέλιξης των καταιγιδοφόρων νεφών και τη μελέτη αυτών χρησιμοποιούνται συνήθως τρία μετεωρολογικά ραντάρ καιρού. Τα

45

δύο είναι S-band (μήκος κύματος 10 cm) και είναι μόνιμα εγκαταστημένα στο αεροδρόμιο της Θεσσαλονίκης και Λάρισας, ενώ το τρίτο είναι C-band (μήκος κύματος 5 cm) και είναι φορητό, είναι προσωρινά εγκαταστημένο στην περιοχή του Φιλύρου Θεσσαλονίκης.

Για τις ερευνητικές ανάγκες της αξιολόγησης του ΕΠΧΠ, η περιοχή Ημαθίας-Πέλλας έχει εξοπλιστεί με 230 και πλέον χαλαζόμετρα, που παρέχουν αντικειμενικές μετρήσεις των χαρακτηριστικών του χαλαζιού. Η επεξεργασία και ανάλυση των στοιχείων των χαλαζομέτρων γίνεται με την εφαρμογή σύγχρονης τεχνολογίας αναλογικών/ψηφιακών αναλυτών και ηλεκτρονικών υπολογιστών. Σύμφωνα με αυτήν την τεχνολογία, ένας αναλυτής εικόνας κάνει την ανίχνευση των χαλαζομέτρων, για να υπολογίσει, με αντικειμενικό τρόπο, όλα τα στοιχεία μέτρησης που αφορούν τα μεγέθη και το πλήθος των παραμορφώσεων που δημιουργήθηκαν από την πρόσκρουση των χαλαζοκόκκων. Επιπρόσθετα, ένας ενσωματωμένος στο σύστημα υπολογιστής χρησιμοποιείται για την κατάταξη των χαλαζοκόκκων κατά μέγεθος, καθώς και για τον υπολογισμό της μάζας των, της ενέργειάς των, της ορμής των, και πλήθος άλλων παράγωγων παραμέτρων, που έπρεπε, ή θα πρέπει, να χρησιμοποιηθούν στην αξιολόγηση του ΕΠΧΠ.

Η εφαρμογή της σύγχρονης αυτής τεχνολογίας, με στόχο την επίτευξη αντικειμενικών μετρήσεων, αναγνωρίστηκε και επιβραβεύτηκε από το W.M.O. (1996). Η μεθοδολογία αυτή που εφαρμόστηκε στο ΕΠΧΠ από το 1984, επρόκειτο να εφαρμοστεί στο Ιταλό-Σλοβενικό πρόγραμμα χαλαζικής προστασίας (W.M.O., 1996).

8.6 Μέθοδοι σποράς

Η σπορά των καταιγιδοφόρων νεφών γίνεται με τρεις γενικούς τρόπους: της εκπεμπόμενης σποράς (broadcast seeding), της σποράς στο ανοδικό ρεύμα (updraft seeding) και της απευθείας εισαγωγής (direct injection). Η εισαγωγή των τεχνητών πυρήνων AgΙ γίνεται κυρίως με ειδικά εξοπλισμένα αεροπλάνα, είτε στη βάση του νέφους, είτε στην κορυφή του, ανάλογα με τις συνθήκες που κάθε φορά επικρατούν.

8.6.1 Εκπεμπόμενη – Ευρεία σπορά (Broadcast seeding)

Μπορεί να γίνει από το έδαφος αλλά και από αέρος. Στην περίπτωση αυτή, πρέπει να καθοριστεί το μοντέλο μεταφοράς, διασποράς και διάχυσης των τεχνητών πυρήνων, καθώς και η κατανομή της συγκέντρωσης αυτών, σα συνάρτηση βέβαια του χώρου και χρόνου, με την εκπομπή τους από μια σταθερή (έδαφος) ή συνεχή (αέρα) πηγή σποράς. Στη συνέχεια, είναι απαραίτητο να εξεταστεί πόσο καλά το μοντέλο προσεγγίζει την πραγματικότητα.

Το είδος του υλικού σποράς που έχει χρησιμοποιηθεί, ως επί το πλείστον, είναι ο ιωδιούχος άργυρος (AgI). Η μέθοδος αυτή είναι σχετικά οικονομική και οι γεννήτριες εδάφους μπορούν για πολλές ώρες μέσα στη μέρα να κάνουν σπορά. Είναι ιδιαίτερα κατάλληλες για σπορά στην προσήνεμη πλευρά ενός ορεινού όγκου. Ωστόσο, τα μειονεκτήματα των γεννητριών εδάφους είναι η αδυναμία γρήγορης επέμβασης και κυρίως του ελέγχου των τροχιών των τεχνητών πυρήνων (Karacostas, 1978).

8.6.2 Σπορά στο ανοδικό ρεύμα (Updraft seeding)

Γενικά η σπορά σε ανοδικό ρεύμα γίνεται κατά την πτήση κάτω από τη βάση νεφών κατακόρυφης ανάπτυξης. Έχει σκοπό τη διάχυση του AgI ή των άλλων τεχνητών πυρήνων σε περιοχές υπέρψυξης του νέφους από το ανοδικό ρεύμα. Ο τρόπος που επιχειρείται αυτό πρέπει να είναι τέτοιος, ώστε το υλικό σποράς να έχει αρκετό χρόνο να διασκορπιστεί στο νέφος με τη βοήθεια των δευτερευουσών ανοδικών ρευμάτων, πριν φτάσει στους –5οC,

46

όπου και ενεργοποιείται. Δηλαδή, οι τεχνητοί πυρήνες που δημιουργούνται από την καύση των πυροτεχνικών φυσιγγίων AgI, που είναι τοποθετημένα στις πτέρυγες των αεροσκαφών, μεταφέρονται στα θυγατρικά κύτταρα (Feeder ή Daughter Clouds) από τα

ΣΧΗΜΑ 8.1. Θεωρητικά-ιδεατά μοντέλα καταστολής χαλαζοκαταιγίδων (από W.M.O., 1996).

47

ανοδικά ρεύματα, τα οποία αποτελούν περιοχές σχηματισμού εμβρύων χαλαζιού (Σχήμα 8.1).

Όμως, η έγκαιρη επέμβαση δεν επιτυγχάνεται πάντα, και αυτό είναι ένα μειονέκτημα της μεθόδου. Η χρήση αεροσκάφους για τη σπορά δίνει τη δυνατότητα χρησιμοποίησης μεγάλων ποσοτήτων τεχνητών πυρήνων και σποράς σε διαφορετικά νέφη, αλλά συνήθως είναι και πιο δαπανηρή. Οι Sand et al. (1976) υπολόγισαν ότι μια σπορά σε ανοδικό ρεύμα στη βάση ενός νεφικού σχηματισμού που πρόκειται να δημιουργήσει ισχυρή καταιγίδα, μπορεί να επηρεάσει μόνο κατά ένα μικρό ποσοστό την περιοχή του ανοδικού ρεύματος μέχρι το επίπεδο των -5οC (Σχήμα 8.1). Σε περιπτώσεις σημαντικών καταιγίδων, αν η σπορά είναι τέτοια που να μην υπάρχει το χρονικό περιθώριο διασποράς και διάχυσης των τεχνητών πυρήνων, πρέπει η σπορά να γίνει κατευθείαν στις περιοχές ενδιαφέροντος.

8.6.3 Απευθείας εισαγωγή (Direct injection)

Για τη σπορά αυτή χρησιμοποιείται ξηρός πάγος, πυροτεχνικά φυσίγγια AgI ελεύθερης πτώσης ή ρουκέτες εδάφους. Η σπορά στην κορυφή του νέφους επιτυγχάνεται με την πτώση ή εκτόξευση πυροτεχνικών φυσιγγίων AgI στην κορυφή, ή περίπου 100 m κάτω από την κορυφή των θυγατρικών κυττάρων. Η πτώση ενός συνεχώς αναμμένου πυροτεχνικού φυσιγγίου μέσα σ’ ένα νέφος κατακόρυφης ανάπτυξης, θεωρείται ότι δημιουργεί μια κατακόρυφη κυλινδρική κολώνα με υλικό σποράς που διαχέεται γρήγορα σε διάμετρο μερικών εκατοντάδων μέτρων και μετά σε μικρότερους ρυθμούς. Έτσι, το κάθε φυσίγγι, κατά την κατακόρυφη πτώση του, καίγεται και δημιουργεί μια συνεχή πηγή εκπομπής τεχνητών πυρήνων σε μια απόσταση 1 Km περίπου.

ΣΧΗΜΑ 8.2 Σχηματική παράσταση σποράς στην περιοχή των δευτερευουσών ανοδικών κινήσεων.

Τα θετικά της μεθόδου είναι η γρήγορη επέμβαση και η δυνατότητα σποράς του

υλικού απευθείας στις περιοχές ενδιαφέροντος, γι’ αυτό και θεωρείται η καλύτερη από τις τρεις μεθόδους που αναφέρονται. Επιπρόσθετα, δεν είναι τόσο επικίνδυνη, και έχει δώσει

48

μέχρι τώρα ικανοποιητικά αποτελέσματα. Το μειονέκτημα είναι ότι σε πολλά καταιγιδοφόρα νέφη τα θυγατρικά κύτταρα δεν είναι τόσο ευδιάκριτα και μεμονωμένα, ώστε να εφαρμοστεί εύκολα. Από την άλλη, η μέθοδος αυτή απαιτεί υψηλό κόστος για ένα κατάλληλο αεροσκάφος και για τα όργανα ρίψης των ρουκετών ή και φυσιγγίων. Ένα άλλο πρόβλημα της μεθόδου είναι ότι χρειάζεται μεγάλο αριθμό ξεχωριστών πυροτεχνικών συσκευών για να επιτύχει την έγκαιρη και επιτυχημένη διασπορά του υλικού.

8.7 Ο AgI και η επίδρασή του στον άνθρωπο

Σε εξαιρετικές περιπτώσεις έντονων καιρικών φαινομένων, σχετικά μεγάλες ποσότητες AgI χρησιμοποιούνται για τη σπορά των νεφών. Το γεγονός αυτό αποτέλεσε το κίνητρο για την κατά κάποιο τρόπο εξέταση της οικολογικής και περιβαλλοντολογικής επίδρασης που θα μπορούσε να έχει ο AgI κατά την εν γένει χρήση του στην τροποποίηση του καιρού και ειδικότερα κατά τη διάρκεια του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών.

Η πρώτη γνώση σχετικά με την επίδραση που θα μπορούσε να έχει ο AgI στο ανθρώπινο σώμα προέρχεται από τον κλάδο της Ιατρικής, όταν η εκτεταμένη και συνεχής χρήση χημικών ενώσεων AgI προκάλεσε την επιδερμική νόσο «Αργυρίαση - Argyria». Εκτιμήθηκε ότι οι ποσότητες του AgI που θα μπορούσαν να προκαλέσουν τη νόσο Αργυρίαση είναι μεταξύ 2gr και 50gr, ανάλογα με την αντίδραση του οργανισμού, ενώ παρενέργειες δεν είχαν παρατηρηθεί.

8.7.1 Η Χρήση του AgI στο ΕΠΧΠ

Το υλικό που χρησιμοποιήθηκε στα πρώτα χρόνια εφαρμογής του ΕΠΧΠ ήταν πυροτεχνικά φυσίγγια AgI τύπου ΝΕΙ ΤΒ-1. Ο αντικειμενικός σκοπός του ΕΠΧΠ ήταν να κάνει σπορά με τεχνητούς πυρήνες AgI σε όλα τα νέφη που θα μπορούσαν να αναπτυχθούν σε χαλαζοκαταιγίδες. Δηλαδή, σ' όλα τα νέφη που θα παρουσίαζαν ανακλαστικότητα στο ραντάρ μεγαλύτερη ή ίση των 35 dBz μεταξύ των ισόθερμων -5 και –30οC. Θα πρέπει να ειπωθεί ότι γινόταν προσπάθεια ώστε η σπορά να γίνεται, αφ' ενός στο επίπεδο της ισόθερμου των -8οC, περιοχή όπου η πυρηνοποίηση των υπερψυγμένων υδρατμών είναι πιο ευνοϊκή, και αφ' ετέρου, σε περιοχές όπου υπήρχαν έντονες ανοδικές κινήσεις, έτσι ώστε να επιτευχθεί η διασπορά και διάχυση των τεχνητών πυρήνων συμπύκνωσης σε όλο το μήκος και πλάτος των περιοχών με υπερψυγμένους υδρατμούς.

8.7.2 Ο AgI στον υετό

Οι βιολογικές επιδράσεις του AgI βασίζονται κυρίως στην παρουσία του Ag. Το ανώτερο επιτρεπτό όριο συγκέντρωσης Ag στο πόσιμο νερό είναι 5x10-8 gr.ml-1, σύμφωνα με τη Δημόσια Υπηρεσία Υγείας των Ηνωμένων Πολιτειών (Public Health Service). Το ποσό συγκέντρωσης Ag στο βρόχινο νερό που προέρχεται από σπορά νεφών μπορεί και να εκτιμηθεί, αλλά και να μετρηθεί. Αν υποτεθεί ότι ένα σωματίδιο AgI έχει διαστάσεις 0.02 μέχρι 1.0 μm και αποτελέσει πυρήνα συμπύκνωσης νεφοσταγονιδίου διαμέτρου 1 mm, τότε η αναμενόμενη ποσότητα συγκέντρωσης Ag στο βρόχινο νερό που θα προκύψει θα είναι της τάξης των 5x10-10 gr.ml-1 μέχρι 5x10-9 gr.ml-1. Επομένως, βρόχινο νερό προερχόμενο από νέφη που υπέστησαν σπορά θα πρέπει να περιέχει μεγαλύτερη ποσότητα Ag, απ' ό,τι αυτό που προέρχεται από νέφη που δεν υπέστησαν σπορά. Μία πρώτη πιστοποίηση αυτού προέρχεται από την εφαρμογή προγράμματος τροποποίησης του καιρού στις Η.Π.Α, όπου εξετάζοντας 63 δείγματα, βρήκαν την περιεκτικότητα του

49

βρόχινου νερού σε Ag που προερχόταν από νέφη που υπέστησαν σπορά να κυμαίνεται μεταξύ 4.8x10-11 gr.ml-1 και 2x10-12 gr.ml-1, με μέση τιμή περίπου 7x10-12 gr.ml-1. Αντίθετα, μόνο σε 3 από τα 23 δείγματα ανιχνεύτηκαν ίχνη Ag σε βρόχινο νερό προερχόμενο από νέφη που δεν υπέστησαν σπορά. Πρόσφατες όμως μελέτες που έγιναν κατά τη διάρκεια του προγράμματος FACE στις Η.Π.Α. αναφέρουν, ότι οι μέσες τιμές των συγκεντρώσεων Ag σε βρόχινο νερό προερχόμενο από νέφη που υπέστησαν ή όχι σπορά δε διαφέρουν κατά πολύ μεταξύ τους, και μάλιστα είναι τουλάχιστον αρκετές τάξεις μεγέθους μικρότερες της τιμής του ανώτερου επιτρεπόμενου ορίου. Επίσης έχει δειχτεί ότι συγκεντρώσεις Ag μεγαλύτερες των 4x10-9 gr.ml-1 είναι τοξικές για μερικές κατηγορίες ψαριών, καθώς και για μερικούς μικροοργανισμούς. Εκτενέστατη μελέτη σχετικά με την οικολογική επίδραση του AgI έχει πραγματοποιηθεί στις Η.Π.Α., και σαν επιστέγασμα της έρευνας αυτής αναφέρεται ότι: «Ο άνθρωπος μπορεί να πίνει βρόχινο νερό που προέρχεται από νέφη που υπέστησαν σπορά με AgI για το υπόλοιπο της ζωής του, χωρίς τον κίνδυνο της νόσου αργυρίασης».

Πιστεύεται, ότι το ΕΠΧΠ, συγκρινόμενο με τα άλλα διεθνή προγράμματα, δεν υπολείπεται και ούτε αποτελεί εξαίρεση. Επομένως, οι τιμές συγκέντρωσης του Ag στο βρόχινο νερό, που προέρχεται από νέφη που υπέστησαν σπορά, θα πρέπει να είναι κατώτερες των τιμών του ανώτερου επιτρεπόμενου ορίου. Ο ΕΛΓΑ έχει ευαισθητοποιηθεί στο θέμα αυτό και χρηματοδότησε εκτενέστατη μελέτη σχετικά με τις επιπτώσεις που θα μπορούσε να έχει η χρήση του AgI σε χερσαία και υδάτινα οικοσυστήματα. Το αποτέλεσμα της μελέτης αυτής έδειξε ότι δεν υπάρχει κανένας απολύτως κίνδυνος ρύπανσης των οικοσυστημάτων (Κωνσταντινίδου, 1999).

8.7.3 O AgI στην ατμόσφαιρα

Μεγάλο ενδιαφέρον έχει δείξει ο άνθρωπος για την πιθανή ρύπανση που θα μπορούσε να προκαλέσει στην ατμόσφαιρα η χρησιμοποίηση του AgI, ως ένα μέσο σποράς των νεφών. Είναι γνωστό ότι για τη συμπύκνωση των υπερψυγμένων υδρατμών απαιτείται συγκέντρωση πυρήνων της τάξης των 5x104 IN.m-3. Αν υποτεθεί ότι η μάζα του πυρήνα του AgI είναι της τάξης των 10-14 gr, τότε η συγκέντρωση του AgI θα είναι της τάξης των 5x10-10 gr AgI m-3. Αν τώρα ληφθεί υπόψη ότι το 1 gr AgI παράγει 3x10-12 τεχνητούς πυρήνες συμπύκνωσης στους –10oC, τότε η θεωρητικά επιθυμητή μέγιστη ποσότητα συγκέντρωσης τεχνητών πυρήνων συμπύκνωσης είναι 1500 IN.m-3. Λαμβάνοντας υπόψη ότι το ανώτερο επιτρεπόμενο όριο συγκέντρωσης πυρήνων είναι 4x108 IN.m-3, η θεωρητική αυτή ποσότητα είναι τουλάχιστον κατά πέντε τάξεις μεγέθους μικρότερη. Στην πράξη, οι τιμές της συγκέντρωσης των τεχνητών πυρήνων συμπύκνωσης είναι μικρότερες των θεωρητικών.

Ενδιαφέρον όμως παρουσιάζει η συγκέντρωση του Ag στην ατμόσφαιρα, μια και ο Ag είναι το στοιχείο που προκαλεί τις τυχόν τοξικές συνέπειες. Σύμφωνα με τον ίδιο συλλογισμό, δηλαδή θεωρώντας την απαιτούμενη συγκέντρωση των υπερψυγμένων υδρατμών (5x104 IN.m-3), και λαμβάνοντας υπόψη μια μέση διάμετρο για τον τεχνητό πυρήνα συμπύκνωσης του AgI να είναι της τάξης των 0.1μm, συνεκτιμάται μια ποσότητα συγκέντρωσης Ag στην ατμόσφαιρα της τάξης των 10-8 gr.m-3. Η ποσότητα αυτή είναι κατά τρεις τάξεις μεγέθους μικρότερη του ανώτερου διεθνώς επιτρεπόμενου ορίου, που είναι 10-5 gr Ag.m-3.

Συμπερασματικά, η χρήση του AgI κατά την εφαρμογή του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών είναι περιορισμένη. Επομένως, δεν εγκυμονεί κινδύνους μόλυνσης του περιβάλλοντος και της υγείας του ανθρώπου (Καρακώστας, 1989).

50

8.8 Επίλογος

Τα μέχρι στιγμής προκαταρκτικά αποτελέσματα της ανάλυσης μέρους των δεδομένων κρίνονται αρκετά ενθαρρυντικά. Από τη στατιστική σύγκριση των στοιχείων των χαλαζομέτρων μεταξύ των περιοχών προστασίας και ελέγχου, για τα πρώτα χρόνια εφαρμογής του ερευνητικού μέρους του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών, προέκυψαν ποσοστά επιτυχίας κυμαινόμενα από 19% μέχρι και 80% [Henderson, 1986; Flueck et al., 1986; Rudolph et al., 1989; Sackiw, 1991; Ganniaris-Papageorgiou, 1992]. Το πρόβλημα όμως που προκύπτει από τις παραπάνω αξιολογήσεις είναι οι πολύ μεγάλες τιμές του p, που κατά κάποιο τρόπο υποβαθμίζουν την αξιοπιστία των παραπάνω ποσοστών και προβληματίζουν. Παρ’ όλα αυτά, κρίνεται απαραίτητη μια βαθύτερη και κατά πολύ προσεκτικότερη επεξεργασία και μελέτη των στοιχείων, για μια ολοκληρωμένη αξιολόγηση του ΕΠΧΠ των καλλιεργειών.

Συμπερασματικά, μπορεί να ειπωθεί, ότι το ΕΠΧΠ συνδυάζει το ερευνητικό και το επιχειρησιακό μέρος ενός προγράμματος, χωρίς να υστερεί, ούτε στον επιχειρησιακό τομέα, αλλά και χωρίς να έχει να ζηλέψει και πολλά από ένα καθαρά ερευνητικό πρόγραμμα. Το ΕΠΧΠ των καλλιεργειών έχει ένα αποδεκτό σχεδιασμό, μια θεμελιωμένη μεθοδολογία, μια μοντέρνα τεχνολογία, και μακάρι να είχε, αμέσως μετά την πενταετία 1984-88, και μια αδιάβλητη και αξιόπιστη αξιολόγηση.

51

Α Σ Κ Η Σ Ε Ι Σ

ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ 1. Να υπολογιστεί η γωνία κλίσης ισόθερμου επιφάνειας, εάν η κατακόρυφη

θερμοβαθμίδα είναι -4ºC/Κm, ενώ η οριζόντια θερμοβαθμίδα είναι 2ºC/10 Km. 2. Να υπολογιστεί η απόσταση μεταξύ δύο ισόθερμων, όταν κατά την πτήση

μετεωρολογικού μπαλονιού σταθερού ύψους, καταγράφεται γενικά αύξηση της θερμοκρασίας κατά 0,8ºC/hr, ενώ όταν διατηρείται ακίνητο παρατηρείται αύξηση 0,4ºC/hr. Ο άνεμος έχει μέτρο 8 m/sec, η δε γωνία μεταξύ του διανυσματικού ανέμου και της κλίσης του πεδίου της θερμοκρασίας είναι 60º.

3. Ποσότητα μάζας αέρα μεταφέρεται από την περιοχή της Φλώρινας στην περιοχή της

Θεσσαλονίκης, δηλαδή μια απόσταση 200 Km, υπό την επίδραση σταθερού βορειοδυτικού ανέμου έντασης 20 Km/hr. Εάν η θερμοκρασία στη Φλώρινα και στη Θεσσαλονίκη είναι -5ºC και +5ºC αντίστοιχα, η δε θερμοκρασιακή μεταβολή κατά τη διάρκεια της μεταφοράς είναι 1ºC/2ώρες, ποιος είναι ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας στη Θεσσαλονίκη;

4. Υπολογίστε την τάξη μεγέθους των όρων των εξισώσεων κινήσεως στις ακόλουθες

περιπτώσεις: (α) Σίφουνας με διαστάσεις: U100 m/sec, w10 m/sec, L100 m, H10 Km, ΔP10 hPa (β) Τυφώνας με διαστάσεις: U50 m/sec, w1 m/sec, L100 Κm, H10 Km, ΔP40 hPa

5. Να υπολογιστεί ο άνεμος βαροβαθμίδας σε σημείο που βρίσκεται σε γεωγραφικό

πλάτος 60ºΒ και απέχει 700 Km από το κέντρο αντικυκλωνικού συστήματος. Η απόσταση μεταξύ ισοϋψών στην ισοβαρική στάθμη είναι 2,5 cm και η κλίμακα του χάρτη είναι 1:2x107 (η χάραξη των ισοϋψών γίνεται ανά 40 γεωδυναμικά μέτρα).

6. Να υπολογιστεί ο γεωστροφικός άνεμος και ο άνεμος βαροβαθμίδας σε μια περιοχή

που απέχει 70 Km από το κέντρο ισχυρού τυφώνα. Παρατηρείται ότι η ακτινική βαροβαθμίδα είναι 40 hPa/100 Km, και ο τυφώνας βρίσκεται σε γεωγραφικό πλάτος 20ºΒ.

7. Ένας σίφουνας ξηράς περιστρέφεται με σταθερή γωνιακή ταχύτητα ω, η δε

επιφανειακή πίεση στο κέντρο του σίφουνα δίνεται από τη σχέση P=Poexp(-ω2ro2/2RT)

Εάν η θερμοκρασία είναι 15ºC, ενώ η ατμοσφαιρική πίεση και η ταχύτητα, σε απόσταση 100 m από το κέντρο, είναι 1000 hPa και 100 m.sec-1, αντίστοιχα, ποια είναι η ατμοσφαιρική πίεση στο κέντρο του σίφουνα;

8. Να υπολογιστεί το μέτρο της ταχύτητας του θερμικού ανέμου σε στρώμα ατμόσφαιρας

2,5 Km που βρίσκεται στο γεωγραφικό πλάτος 41ºΒ. Δίδεται ότι η οριζόντια θερμοβαθμίδα είναι 2ºC/150Km και η μέση θερμοκρασία του στρώματος είναι 2ºC.

52

9. Να συγκριθεί το μέτρο της ταχύτητας του θερμικού ανέμου στον Βόρειο Πόλο, με εκείνη στο γεωγραφικό πλάτος φ, όταν οι υπόλοιποι παράμετροι παραμένουν αμετάβλητοι.

10. H οριζόντια θερμοβαθμίδα της μέσης θερμοκρασίας μεταξύ των ισοβαρικών

επιφανειών 850 hPa και 500 hPa ελαττώνεται κατά 3ºC σε 100 Km απόσταση προς την ανατολική διεύθυνση. Εάν ο γεωστροφικός άνεμος στα 850 hPa είναι νοτιοανατολικός εντάσεως 20 m.sec-1, ποιο είναι το μέτρο του γεωστροφικού ανέμου στα 500 hPa. Δίδεται, f=10-4 sec-1. Υπολογίστε επίσης τη μέση μεταφορά της θερμοκρασίας στο στρώμα της ατμόσφαιρας μεταξύ των 850 και 500 hPa ισοβαρικών επιφανειών.

11. Θεωρείται ότι η κατακόρυφη δομή της ατμόσφαιρας από τα 900 έως και τα 500 hPa

αρχικά είναι ισόθερμος. Ο γεωστροφικός άνεμος στα 900 hPa είναι νότιος εντάσεως 10 m.sec-1, ενώ στα 700 hPa είναι της ίδιας εντάσεως αλλά δυτικός. O άνεμος στα 500 hPa είναι δυτικός και αυτός εντάσεως 20 m.sec-1. Υπολογίστε τη μέση οριζόντια θερμοβαθμίδα στα δύο στρώματα αερίων μαζών, δηλαδή στα 900-700 hPa και 700-500 hPa. Υπολογίστε το ρυθμό μεταβολής της μεταφερόμενης θερμοκρασίας στο καθένα από τα δύο στρώματα. Ποια είναι η θερμοκρασιακή διαφορά των δύο αυτών στρωμάτων;

12. Τα ακόλουθα στοιχεία του διανυσματικού ανέμου μετρήθηκαν σε απόσταση 50 Km

από το σταθμό και στα: ανατολικά, βόρεια, δυτικά και νότια από αυτόν, και βρέθηκαν να είναι αντίστοιχα: 90ο και 10 m/sec, 120ο και 4 m/sec, 90ο και 8 m/sec, 60ο και 4 m/sec. Υπολογίστε με κάθε δυνατή προσέγγιση την οριζόντια απόκλιση στο σταθμό. Εάν υποτεθεί ότι οι ταχύτητες του ανέμου μετρήθηκαν μ’ ένα σφάλμα 10%, ποιο θα ήταν το ποσοστιαίο σφάλμα της οριζόντιας απόκλισης που υπολογίσθηκε, κατά τη χειρότερη δυνατή περίπτωση.

13. Οι τιμές της οριζόντιας απόκλισης στα διάφορα επίπεδα της ανώτερης ατμόσφαιρας

μετρήθηκαν και είναι: Πίεση (hPa) Οριζόντια απόκλιση (x10-5 sec-1)

1000 +0,9 850 +0,6 700 +0,3 500 0,0 300 - 0,6 100 - 1,0

Υπολογίστε τις κατακόρυφες ταχύτητες σε κάθε ύψος της ανώτερης ατμόσφαιρας. Υποθέστε ότι η ατμόσφαιρα είναι ισόθερμος, με μέση θερμοκρασία 260ºΚ, και ότι w=0 m/sec στα 1000 hPa.