ΜΕΛΕΤΗ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΩΝ ΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ ΠΟΥ ΕΠΗΡΕΑΣΑΝ ΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟ ΤΟΝ ΙΑΝΟΥΑΡΙΟ TOY 2016 ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΓΕΩΡΓΙΟΣ ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΥΣ

Transcript

1 ΜΕΛΕΤΗ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΩΝ ΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ ΠΟΥ ΕΠΗΡΕΑΣΑΝ ΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟ ΤΟΝ ΙΑΝΟΥΑΡΙΟ TOY 2016 ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΓΕΩΡΓΙΟΣ ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΥΣ ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ: ΓΡΗΓΟΡΙΟΣ ΙΤΣΚΟΣ ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΟΣ ΛΕΙΤΟΥΡΓΟΣ: ΦΙΛΙΠΠΟΣ ΤΥΜΒΙΟΣ ΛΕΥΚΩΣΙΑ ΜΑΙΟΣ 2016

2 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Στην παρούσα διπλωματική εργασία αναλύεται μια σειρά διαδοχικών μετεωρολογικών συστημάτων που επηρέασαν την ανατολική Μεσόγειο κατά την περίοδο Ιανουαρίου Κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου μια διαταραχή στην ανώτερη ατμόσφαιρα, συνοδευόμενη από βαρομετρικά συστήματα στην επιφάνεια, επηρέασε την ευρύτερη περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, συμπεριλαμβανομένης και της Κύπρου. Στην εργασία αυτή εξετάζονται και αναλύονται οι πραγματικές συνθήκες, σε συνοπτική κλίμακα, που ευνόησαν την δημιουργία και την ανάπτυξη των μετεωρολογικών αυτών συστημάτων. Με τη χρήση του αριθμητικού μοντέλου πρόγνωσης καιρού WRF - Weather Research and Forecasting Model, μελετώνται τα αριθμητικά δεδομένα των σημαντικότερων μετεωρολογικών παραμέτρων (θερμοκρασία, ατμοσφαιρική πίεση και βροχόπτωση) που αφορούν άμεσα το συγκεκριμένο μετεωρολογικό σύστημα και συγκρίνονται με τις πραγματικές συνθήκες. Σε συνεργασία με το τμήμα Μετεωρολογίας συλλέχθηκαν και ερευνήθηκαν οι μετρήσεις από το δίκτυο μετεωρολογικών σταθμών που υπάρχει στο νησί, για την σύγκριση τους με τα αποτελέσματα του μοντέλου. Το WRF είναι ένα σημαντικό εργαλείο πρόγνωσης καιρού, για τους προγνώστες, και αποτελεί το επιχειρησιακό μοντέλο πρόγνωσης καιρού του Τμήματος Μετεωρολογίας Κύπρου. Το κύριο μέρος της μελέτης συμπεριλαμβάνει την ανάλυση της κυκλοφορίας των μετεωρολογικών συστημάτων, ενώ η σύγκριση του μοντέλου με την πραγματικότητα γίνεται για τον ποιοτικό έλεγχο της πιστότητας του μοντέλου.

3 Περιεχόμενα Κεφάλαιο 1 Εισαγωγικά στοιχεία 1.1 Εισαγωγή και κίνητρο εργασίας Μεθοδολογία Καιρός και κλίμα Καιρικές παρατηρήσεις μέσω δορυφόρου... 4 Κεφάλαιο 2 Ατμόσφαιρα και ατμοσφαιρική πίεση 2.1 Εισαγωγικά στοιχεία και η σύνθεση της ατμόσφαιρας Κατακόρυφη στρωμάτωση της ατμόσφαιρας Ατμοσφαιρική πίεση Μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος Η υδροστατική εξίσωση Χάρτες καιρού επιφάνειας Χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας Γεωδυναμικό ύψος Κεφάλαιο 3 Θερμοδυναμική και τεφίγραμμα 3.1 Θερμοκρασία και θερμότητα Μοριακή ερμηνεία της θερμοκρασίας Η έννοια και η διάδοση της θερμότητας Ορισμός ιδανικού αερίου Αδιαβατική διεργασία ιδανικού αερίου Λανθάνουσα θερμότητα και αλλαγή φάσης Έργο στις θερμοδυναμικές διεργασίες Ο 1 ος νόμος της θερμοδυναμικής Ραδιοβόλιση Βολιδοσκόπηση της ατμόσφαιρας Ορισμός τεφιγράμματος Ανάλυση των βασικών χαρακτηριστικών ενός τεφιγράμματος Κεφάλαιο 4 Δυναμική της ατμόσφαιρας 4.1 Δυναμική της οριζόντιας ροής... 36

4 4.1.1 Οριζόντια κυκλοφορία ανέμου Δυνάμεις που επηρεάζουν την κυκλοφορία του ανέμου Δύναμη βαροβαθμίδας Δύναμη της τριβής Δύναμη της βαρύτητας Δύναμη Coriolis, Φυγόκεντρος δύναμη, Δύναμη Euler Γεωστροφικός άνεμος Άνεμος βαροβαθμίδας Άνεμος επιφάνειας και η επίδραση της τριβής Κατακόρυφη κυκλοφορία του ανέμου στα βαρομετρικά συστήματα Κεφάλαιο 5 Νερό, υγρασία και σύννεφα 5.1 Ο υδρολογικός κύκλος του νερού στην ατμόσφαιρα Παγκόσμια κατανομή νερού Κατηγοριοποίηση υγρασίας Ορισμός σύννεφου Κατηγορίες σύννεφων Κεφάλαιο 6 Αέριες Μάζες και Μέτωπα 6.1 Ορισμός αέριας μάζας Ταξινόμηση αερίων μαζών Μέτωπα Είδη μετώπων Κυκλογένεση Κεφάλαιο 7 Μοντέλο WRF Κεφάλαιο 8 Ανάλυση δεδομένων 8.1 Ανάλυση δεδομένων μέσω των πραγματικών παρατηρήσεων Συνοπτική κυκλοφορία και περιγραφή των μετεωρολογικών συστημάτων Ημέρα D1 16/01/ Ημέρα D2 17/01/ Ημέρα D3 18/01/ Ημέρα D4 19/01/

5 8.2.5 Ημέρα D5 20/01/ Ημέρα D6 21/01/ Ημέρα D7 22/01/ Ημέρα D8 23/01/ Ημέρα D9 24/01/ Σύγκριση ατμοσφαιρικής πίεσης Πραγματικές συνοπτικές παρατηρήσεις στην επιφάνεια Τρέξιμο μοντέλου στις 15/01/2016, 12:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 00:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 12:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 00:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 12:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 18/01/2016, 00:00 UTC Σύγκριση θερμοκρασίας Ημέρα 1 18/01/ Ημέρα 2 20/01/ Ημέρα 3 22/01/ Ημέρα 4 24/01/ Σύγκριση υετού Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 17/01/16, τρέξιμο 16/01/16, 12:00 UTC Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/16, τρέξιμο 16/01/16, 12:00 UTC Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 17/01/16, τρέξιμο 17/01/16, 00:00 UTC Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/16, τρέξιμο 17/01/16, 00:00 UTC Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/16, τρέξιμο 17/01/16, 12:00 UTC Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/16, τρέξιμο 18/01/16, 00:00 UTC Κεφάλαιο 9 Συμπεράσματα Παραρτήματα Βιβλιογραφία Ευχαριστίες

6

7 1 Κεφάλαιο 1 Εισαγωγικά στοιχεία 1.1 Εισαγωγή και κίνητρο εργασίας Το θέμα της παρούσας εργασίας επιλέχθηκε με απώτερο σκοπό την μελέτη και ανάλυση των διαδοχικών μετεωρολογικών συστημάτων που επηρέασαν την ανατολική Μεσόγειο για μια χρονική περίοδο τον φετινό Ιανουάριο. Η διαταραχή επηρέασε πρωτίστως την κεντρική Μεσόγειο με επέκταση προς την ανατολική Μεσόγειο, συμπεριλαμβανομένης και της Κύπρου. Η περιγραφή του συστήματος αυτού γίνεται σε συνοπτική κλίμακα, δηλαδή σε μια σχετικά μεγάλη έκταση που καλύπτει μερικές χιλιάδες χιλιόμετρα κατά μήκος του μεγαλύτερου μέρους της περιοχής της Μεσογείου. Η εξέλιξη των μετεωρολογικών συστημάτων, με αφετηρία την κεντρική Μεσόγειο, καταλήγει σε μεταγενέστερο στάδιο στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, όπου βρίσκεται η Κύπρος. Στο στάδιο αυτό, χρησιμοποιούνται δεδομένα του επιχειρησιακού τοπικού μοντέλου πρόγνωσης καιρού WRF του Τμήματος Μετεωρολογίας Κύπρου, αλλά και των επίγειων πραγματικών μετρήσεων διαμέσου του Κυπριακού δικτύου μετεωρολογικών σταθμών. Αυτό γίνεται για την ποιοτική σύγκριση του μοντέλου με την πραγματικότητα. Η διαταραχή αυτή προκάλεσε στο πέρασμα της μεταβολή του καιρού με πτώση της θερμοκρασίας, τοπικά ισχυρές βροχές, τοπικές καταιγίδες και ισχυρούς ανέμους. Είναι κοινώς παραδεκτό ότι οποιαδήποτε μεταβολή του καιρού μπορεί να επηρεάσει σε μεγάλο βαθμό τις γενικές δραστηριότητες του κοινού στην καθημερινή ζωή αλλά και τις διάφορες εγκαταστάσεις και τμήματα, όπως είναι η γεωργία, οι συγκοινωνίες και οι επικοινωνίες. Η Μετεωρολογική Υπηρεσία Κύπρου από το 2012 έχει το δικό της επιχειρησιακό μοντέλο WRF, το οποίο αποσκοπεί στην πρόβλεψη καιρού για την Κύπρο και κατ επέκταση της ευρύτερης περιοχής της ανατολικής Μεσογείου. Το μετεωρολογικό μοντέλο WRF τρέχει στο Κυπριακό Ινστιτούτο από το 2011, από τότε που εγκαταστάθηκε ο υπερυπολογιστής Cy-Tera στο νησί. Μετά από χρηματοδότηση ενός πολύ αξιόλογου και σημαντικού έργου, ο υπερυπολογιστής εγκαταστάθηκε το 2011 και εγκαινιάστηκε για πρώτη φορά τον Ιανουάριο του Είναι αναμφίβολα ο μεγαλύτερος υπερυπολογιστής της ανατολικής Μεσογείου και αποτελεί τον «εγκέφαλο» των υπολογιστικών επιστημών που ενώνει την Ευρώπη με τη Μέση Ανατολή. Ο υπερυπολογιστής Cy-Tera είναι παρόμοιος με τους υπερυπολογιστές που εγκατασταθήκαν σε πολλές Ευρωπαϊκές χώρες μερικές δεκαετίες πριν. Η χρήση των υπολογιστικών αποτελεσμάτων του Cy-Tera γίνεται από τα διάφορα Πανεπιστήμια της Κύπρου, ερευνητικά Ινστιτούτα και από την βιομηχανία. Το τμήμα επιστημονικής και τεχνολογικής έρευνας, βασισμένο στις υπολογιστικές επιστήμες, του Κυπριακού Ινστιτούτου (CaSToRC1), στοχεύει να καλλιεργήσει τη χρήση επεξεργασίας δεδομένων με υψηλή απόδοση τόσο στην Κύπρο όσο και στην επικράτεια της Ανατολικής Μεσογείου. Επίσης αποσκοπεί στην εξυπηρέτηση των αναγκών της επιστημονικής κοινότητας σε θέματα υπολογιστικής ισχύος και σε υπολογισμούς υπεράριθμων δεδομένων σε μικρότερο χρονικό διάστημα σε σχέση με τα προηγούμενα χρόνια. Με λίγα λόγια, 1 The Computation-based Science and Technology Research Center - CaSToRC

8 2 σκοπός του συστήματος αυτού είναι να προσφέρει στους Κύπριους επιστήμονες αλλά και στη βιομηχανία του τόπου μια ανταγωνιστική υποδομή για πολύπλοκους και χρονοβόρους υπολογισμούς, καθώς και για εκπαιδευτικά προγράμματα που θα στηρίζονται στη χρήση των υπερυπολογιστών αυτών. Στην εργασία αυτή, οι προγνώσεις του μοντέλου για μια συγκεκριμένη χρονική περίοδο, μελετώνται και ταυτόχρονα συγκρίνονται με τις πραγματικές συνθήκες που συνέβησαν αυτή την περίοδο. Το συγκεκριμένο μοντέλο χρησιμοποιείται για να εκτιμηθεί η πιστότητα του σε τοπικό επίπεδο χρησιμοποιώντας τα αποτελέσματα του και συγκρίνοντας τα με τις πραγματικές μετεωρολογικές μετρήσεις. Η μεθοδολογία που ακολουθείται για τη σύγκριση αυτή γίνεται μέσω της συλλογής δεδομένων σε χάρτες μέσω των αποτελεσμάτων του μοντέλου WRF και μέσω της συλλογής πραγματικών μετρήσεων επίσης σε χάρτες. Όλα αυτά καταλήγουν σε μια τελική ποιοτική ανάλυση. Ποιά από τα τρεξίματα του μοντέλου είναι αξιόπιστα και πόσες μέρες ή ώρες πριν μπορούμε να έχουμε μια ασφαλή πρόβλεψη για το μέλλον; Ποιά τρεξίματα του μοντέλου συμφωνούν ή διαφωνούν με τις πραγματικές συνθήκες; Αυτά τα ερωτήματα που προκύπτουν μπορούν να απαντηθούν ποιοτικά μέσα από την εργασία αυτή. Παρόλα αυτά ο κύριος σκοπός της μελέτης αυτής είναι η ανάλυση της γενικής (συνοπτικής) κυκλοφορίας που ακολουθείται για την εξέλιξη αυτών των μετεωρολογικών συστημάτων. Η ανάλυση επικεντρώνεται σε μετεωρολογικούς χάρτες επιφάνειας και σε χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας. Οι χάρτες αυτοί αποτελούν χάρτες στους οποίους παρουσιάζονται οι πραγματικές μετρήσεις της ατμόσφαιρας σε δεδομένες χρονικές στιγμές. Μέσα από αυτούς τους χάρτες λοιπόν, παρουσιάζεται η γενική κυκλοφορία των ατμοσφαιρικών συστημάτων και είναι δυνατή η ανάλυση και η επεξήγηση τους. Η χαρτογράφηση των καιρικών συνθηκών τόσο στην επιφάνεια όσο και στο κατακόρυφο προφίλ της ατμόσφαιρας αποτελεί το πρώτο εργαλείο στα χέρια του προγνώστη, ο οποίος θα συγκρίνει την πραγματικότητα με τα προϊόντα που λαμβάνει από το τρέξιμο του μοντέλου στον υπολογιστή (output του μοντέλου). Στο τέλος, ο προγνώστης θα είναι αυτός που θα εκτιμήσει αν το μοντέλο είναι σωστό και θα αποφασίσει αν αυτό του δίνει την ακρίβεια που χρειάζεται. Ο προγνώστης, προφανώς, έχει την μεγαλύτερη ευθύνη στην πρόγνωση του καιρού και αντίστοιχα χτίζει «εμπιστοσύνη» στα προσφερόμενα προϊόντα (μετεωρολογικά μοντέλα) που του παρέχονται.

9 3 1.2 Μεθοδολογία Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκαν διάφορες μέθοδοι μέτρησης, ανάλυσης και παρουσίασης των μετεωρολογικών δεδομένων που καταγράφηκαν κατά την περίοδο 16 με 24 Ιανουαρίου Οι κυριότερες από αυτές ήταν οι εξής: Για την εύρεση των πραγματικών συνθηκών: Χάρτες επιφάνειας μετεωρολογικές μετρήσεις που συλλέχθηκαν από ένα ευρύ δίκτυο επίγειων μετεωρολογικών σταθμών στην επιφάνεια (παρατηρήσεις SYNOP 2 & METAR 3 ) Χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας στην ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa (μέση τροπόσφαιρα) Δορυφορικές εικόνες (EUMETSAT) Πραγματικοί χάρτες κατανομής βροχόπτωσης που εκδίδονται σύμφωνα με τις πραγματικές μετρήσεις του δικτύου μετεωρολογικών σταθμών της Κύπρου Μετρήσεις θερμοκρασίας από τους μετεωρολογικούς σταθμούς σε 4 πόλεις του νησιού (Λάρνακα, Λευκωσία, Λεμεσός και Πάφος) Τεφιγράμματα (θερμοδυναμικά διαγράμματα που προκύπτουν από ραδιοβολίσεις) του κατακόρυφου προφίλ της ατμόσφαιρας Προγνωστικό εργαλείο: Αριθμητικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού WRF και τα αποτελέσματα του υπό μορφή χαρτών, με διακριτική ικανότητα 18 χιλιόμετρα (περιοχή Ανατολικής Μεσογείου) και 2 χιλιόμετρα (περιοχή Κύπρου) 1.3 Καιρός και κλίμα Η κατάσταση στην οποία η διάταξη της ατμόσφαιρας αλλάζει, περιγράφεται από τον καιρό και το κλίμα που επικρατεί σε μια περιοχή. Οι βασικότερες μετεωρολογικές παράμετροι του καιρού και του κλίματος που μελετώνται σε μια περιοχή είναι η θερμοκρασία αέρα, η ατμοσφαιρική πίεση, η υγρασία, τα σύννεφα, ο υετός, η ορατότητα, ο άνεμος και οι διάφορες μετεωρολογικές συνθήκες που επικρατούν σε μια δεδομένη στιγμή. Με τον όρο καιρός εννοούμε τις καιρικές συνθήκες που επικρατούν σε μια συγκεκριμένη γεωγραφική περιοχή για ένα μικρό χρονικό διάστημα. Με την έννοια κλίμα εννοούμε το σύνολο των μετεωρολογικών φαινομένων που λαμβάνουν χώρα σε μια συγκεκριμένη περιοχή, για μεγάλο χρονικό διάστημα, και τα οποία συνήθως επαναλαμβάνονται κατά περιόδους. Ο καιρός αλλάζει από περίοδο σε περίοδο, όμως το κλίμα είναι η μέση στατιστική ερμηνεία του καιρού κατά περιόδους. Για να περιγραφεί το κλίμα μιας περιοχής χρειάζονται τουλάχιστον 30 χρόνια καταγραφής δεδομένων, σε καθημερινή βάση και σε τακτά χρονικά διαστήματα. 30 χρόνια είναι αρκετά για να υπολογιστούν οι μέσες τιμές της 2 Συνοπτικές παρατηρήσεις 3 Απλοποιημένες μετεωρολογικές παρατηρήσεις στα αεροδρόμια

10 4 κάθε μετεωρολογικής παραμέτρου και να δώσουν μια σαφή εικόνα για την περιοχή μου μελετάται (π.χ. θερμοκρασία, υετός κλπ.). Το κλίμα μπορεί να αλλάζει επίσης, αλλά σε πιο μακροχρόνιες περιόδους σε σχέση με τον καιρό μιας περιοχής που μπορεί να αλλάξει από λεπτό σε λεπτό. Για παράδειγμα κατά την εποχή των παγετώνων, όπου παρατηρείται επέκταση των ηπειρωτικών και πολικών στρωμάτων πάγου, παρατηρούνται σημαντικές αυξομειώσεις της μέσης κλιματικής θερμοκρασίας στο έδαφος και στην ατμόσφαιρα. Με το κλίμα μπορούμε να προσδιορίσουμε τη συχνότητα με την οποία παρουσιάζονται ακραία καιρικά φαινόμενα (υπερβολική ζέστη-καύσωνας, ασυνήθιστες πολικές συνθήκες σε μια περιοχή, παρατεταμένη περίοδος ξηρασίας κλπ.), σε σχέση πάντα με τη μέση κλιματική τιμή Καιρικές παρατηρήσεις μέσω δορυφόρου Οι καιρικές παρατηρήσεις μιας περιοχής μπορούν να γίνονται στη γη είτε δια γυμνού οφθαλμού, είτε από το διάστημα μέσω δορυφόρου. Οι δορυφόροι που χρησιμοποιούνται για αυτό το σκοπό χαρακτηρίζονται ως γεωστατικοί, επειδή βρίσκονται στην ίδια ελλειπτική τροχιά με τη γη και κινούνται με την ίδια γωνιακή ταχύτητα με αυτή. Δηλαδή, είναι τοποθετημένοι συνεχώς πάνω από το ίδιο σημείο και ανιχνεύουν/φωτογραφίζουν συνεχώς οτιδήποτε βρίσκεται από κάτω τους. Οι δορυφορικές εικόνες των πρόσφατα τοποθετημένων δορυφόρων λαμβάνονται από ύψος περίπου 36,000 km πάνω από την επιφάνεια της γης και με χρονικό διάστημα κάθε 15 λεπτά. Εκτός από τους γεωστατικούς δορυφόρους ευρέως χρησιμοποιούνται και οι δορυφόροι πολικής τροχιάς, οι οποίοι περιστρέφονται σε πολύ χαμηλότερο υψόμετρο, έχουν πορεία από τον ένα πόλο στον άλλο και επειδή η γη περιστρέφεται από κάτω, καταφέρνουν να έχουν μία φωτογραφία για κάθε ημέρα. Η χρησιμότητά τους οφείλεται στην αυξημένη ανάλυση που παρέχουν η οποία είναι εξαιρετικά χρήσιμη πληροφορία για την αρχικοποίηση των ατμοσφαιρικών μοντέλων πρόγνωσης.

11 5 Κεφάλαιο 2 Ατμόσφαιρα και ατμοσφαιρική πίεση 2.1 Εισαγωγικά στοιχεία και η σύνθεση της ατμόσφαιρας Η ατμόσφαιρα αποτελεί ένα υλικό μέσο το οποίο περιβάλλει τη γη και αποτελείται κυρίως από το οξυγόνο και το άζωτο. Είναι ένα αεριώδες περίβλημα του πλανήτη μας και συμμετέχει σε όλες τις κινήσεις του. Χωρίς την ατμόσφαιρα, δεν θα υπήρχαν οι ωκεανοί, τα ποτάμια, οι παγετώνες, ούτε καν το μπλε του ουρανού. Είναι, για την ανθρωπότητα, το μεγαλύτερο δώρο αφού χωρίς αυτή δεν θα υπήρχε η ζωή όπως τη γνωρίζουμε. Η ατμόσφαιρα των πρώτων ημερών της ιστορίας του πλανήτη μας, πριν 4,6 δισεκατομμύρια χρόνια, διαφέρει πολύ από τη σημερινή. Τότε, τα κύρια συστατικά της ήταν το υδρογόνο και το ήλιο, ενώ τώρα τα κύρια συστατικά της είναι το άζωτο και το οξυγόνο. Βέβαια, όλα αυτά τα χρόνια ακολούθησαν διάφορες διεργασίες για να καταλήξουμε στα σημερινά συστατικά της. Η θερμότητα που παρέχεται στη Γη προέρχεται κυρίως από τον ήλιο. Ο ήλιος απέχει κατά μέσο όρο 150 εκατομμύρια χιλιόμετρα μακριά από τη Γη. Η ακτινοβολούμενη ενέργεια που στέλνει ο ήλιος προς τη Γη είναι υπεύθυνη για την καθημερινή διάταξη της ατμόσφαιρας, ήτοι για την κίνηση των μετεωρολογικών αερίων μαζών και συστημάτων. Συνεπώς, ο ήλιος είναι υπαίτιος της κίνησης της ατμόσφαιρας. Το 99% περίπου της ακτινοβολίας του ήλιου περιέχεται στην περιοχή των μικρών μηκών κύματος του ηλεκτρομαγνητικού φάσματος (0,15 μm < λ* 4 < 0.4 μm). Από αυτήν το 9% βρίσκεται στο υπεριώδες, το 45% στο ορατό και το 46 % στο υπέρυθρο μέρος του ηλεκτρομαγνητικού φάσματος. Η μεγαλύτερη ποσότητα ενέργειας ανά μονάδα μήκους κύματος εντοπίζεται για μήκος κύματος λ = 0,5 μm. Γενικά, η ηλιακή ακτινοβολία διαχέεται ή απορροφάται προς όλες τις κατευθύνσεις από τα αέρια της ατμόσφαιρας και τα αιωρούμενα σωματίδια (π.χ. σκόνη, μόρια ξηρού, αέρα, υδρατμοί). Κατά το πέρασμα της ηλιακής ακτινοβολίας μέσα από την ατμόσφαιρα της Γης, ένα μέρος της (25%) υφίσταται ανάκλαση και διάχυση πίσω στο διάστημα και ένα μέρος της (25%) υφίσταται απορρόφηση. Το υπόλοιπο 50 % φθάνει στην επιφάνεια της Γης ως άμεση και διάχυτη ακτινοβολία. Από αυτή το 5% ανακλάται πίσω στο διάστημα και το 45% απορροφάται. Η μικρού μήκους κύματος ακτινοβολία που απορροφάται μετατρέπεται σε θερμότητα και επανεκπέμπεται πίσω στην ατμόσφαιρα με διάφορους τρόπους. Το σύστημα Γης-ατμόσφαιρας δέχεται συνεχώς ενέργεια με τη μορφή ηλιακής ακτινοβολίας και εκπέμπει γήινη ακτινοβολία. Στα γεωγραφικά πλάτη από 0-35 απορροφάται περισσότερη ενέργεια (πλεόνασμα ενέργειας) από όση ακτινοβολείται πίσω στο διάστημα, ενώ για μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη απορροφάται λιγότερη (έλλειμμα ενέργειας). Αυτή η άνιση κατανομή ενέργειας συμβάλλει στη μεταφορά ενέργειας από τα μικρά στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη. Αυτό το φαινόμενο συντελεί στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, * 4 Μήκος κύματος ακτινοβολίας

12 6 στην κυκλοφορία των βαρομετρικών συστημάτων και των ωκεάνιων ρευμάτων. Έτσι επέρχεται το ισοζύγιο της ενέργειας στην ατμόσφαιρα. Η μέση θερμοκρασία της Γης είναι γύρω στους 15 C. Παρόλα αυτά οι θερμοκρασίες στην επιφάνεια της Γης μπορούν να έχουν τεράστιες διακυμάνσεις. Αυτό βεβαίως εξαρτάται σε πιο γεωγραφικό πλάτος και μήκος βρισκόμαστε αλλά και σε πιο υψόμετρο και ποιά εποχή διανύουμε. Η ατμόσφαιρα εκτείνεται μερικές εκατοντάδες χιλιόμετρα πάνω από την επιφάνεια της γης. Όσο πιο ψηλά, τόσο πιο αραιή γίνεται η επίστρωση της από αέρα και των δομικών του στοιχείων μέχρις ότου συγχωνευτεί με το διάστημα. Είναι ένα λεπτό, αέριο περίβλημα από αέριες μάζες και αποτελείται από ένα μείγμα διαφόρων αερίων, στην πλειοψηφία τους σε πολύ μικρές ποσότητες: Αποτελείται κυρίως από άζωτο - Ν 2 (78,08 % αναλογία κατ όγκου αέρα) και οξυγόνο - Ο 2 (20,95 % αναλογία κατ όγκου αέρα) και όλα τα υπόλοιπα, 1% (κυρίως Αργό 0.93%). Εκτός από αυτά τα σταθερά αέρια, υπάρχουν κι άλλα μεταβλητά αέρια σε μικρότερα ποσοστά (~0,04%). Μερικά μεταβλητά αέρια είναι το διοξείδιο του άνθρακα (~0,03 %), το μεθάνιο, οι υδρατμοί, το όζον κλπ. Το κατεξοχήν μεταβλητό αέριο στην ατμόσφαιρα της Γης είναι οι υδρατμοί Η 2 Ο (~ 0,0001 % αναλογία κατ όγκου αέρα). Η κατ όγκο αναλογία των περισσότερων αερίων παραμένει σταθερή μέχρι τη μεσόπαυση σε ύψος περίπου 80 χιλιομέτρων πάνω από την επιφάνεια της Γης. Πάνω από τη μεσόπαυση, η σύνθεση της ατμόσφαιρας μεταβάλλεται αυξανόμενου του ύψους. Το σημαντικότερο αέριο που επηρεάζει τον καιρό είναι οι υδρατμοί, που υπάρχουν στην ατμόσφαιρα σε διαφορετικές ποσότητες στα διάφορα σημεία της Γης. Για παράδειγμα σε τροπικές περιοχές, κοντά στον Ισημερινό, οι υδρατμοί μπορεί να φτάνουν μέχρι το 4 % του συνόλου των ατμοσφαιρικών αερίων σε αναλογία. Αντιθέτως, στους πόλους της γης το ποσοστό των υδρατμών είναι αμελητέο. Προέρχονται από την διαδικασία της εξάτμισης και της διαπνοής των φυτών. Μπορούν να διακριθούν όταν μετατρέπονται σε υγρή ή στερεά μορφή, όπως είναι οι σταγόνες βροχής και οι παγοκρύσταλλοι αντίστοιχα. Η διαδικασία μετατροπής της αέριας μορφής των υδρατμών σε υγρή μορφή ονομάζεται συμπύκνωση. Η αντίστροφη διαδικασία ονομάζεται εξάτμιση. Στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας το νερό συναντάται και στις 3 καταστάσεις του, υγρή στερεά και αέρια. Οι υδρατμοί είναι πολύ σημαντικοί επειδή απελευθερώνουν λανθάνουσα θερμότητα στην ατμόσφαιρα κατά τη διαδικασία συμπύκνωσης. Η λανθάνουσα θερμότητα παίζει σημαντικό ρόλο στις θερμοδυναμικές διεργασίες και είναι μια σημαντική πηγή ενέργειας, η οποία είναι ικανή να ενισχύσει καταιγίδες, τυφώνες κλπ. Επίσης, οι υδρατμοί μαζί με το διοξείδιο του άνθρακα και το όζον, παίζουν σημαντικό ρόλο στο φαινόμενο του θερμοκηπίου και το θερμικό ισοζύγιο της Γης, αφού απορροφούν την μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία και την εκπέμπουν κατά 50% προς τα πίσω, εγκλωβίζοντας την στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας. Η διατάραξη του ισοζυγίου ενέργειας της Γης έχει ως αποτέλεσμα την αύξηση της μέσης θερμοκρασίας της Γης. Σύνθεση της ατμόσφαιρας (%) Άζωτο (78,08%) Οξυγόνο (20,95%) Άλλα αέρια (0,97%)

13 7 2.2 Κατακόρυφη στρωμάτωση της ατμόσφαιρας Η ατμόσφαιρα μπορεί να διαχωριστεί σε διάφορα επίπεδα-στρώματα καθ ύψος. Αφού η ατμόσφαιρα είναι κυρίως ένα μείγμα αερίων, η περιγραφή της γίνεται με όρους της κατάστασης των αερίων που την αποτελούν και συγκεκριμένα, με την καταστατική εξίσωση των αερίων 5. Ένας εύκολος τρόπος κατηγοριοποίησης της δομής της ατμόσφαιρας είναι αναλόγως της συμπεριφοράς της θερμοκρασίας στα διάφορα στρώματα της (εικόνα 1). Με το κριτήριο αυτό διακρίνονται στην ατμόσφαιρα πέντε στρώματα, τα οποία διατάσσονται πάνω από την επιφάνεια του εδάφους ως εξής: Τροπόσφαιρα, στρατόσφαιρα, μεσόσφαιρα, θερμόσφαιρα και εξώσφαιρα. Τροπόσφαιρα: Αποτελεί το κατώτερο στρώμα της ατμόσφαιρας και βρίσκεται σε ύψος από 0 μέχρι 11 km περίπου πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Η τροπόπαυση 6 είναι το ανώτατο σημείο της τροπόσφαιρας και ποικίλει ανάλογα με την εποχή που διανύουμε και το γεωγραφικό μήκος και πλάτος στο οποίο βρισκόμαστε. Το αμέσως επόμενο στρώμα είναι η στρατόσφαιρα. Η τροπόσφαιρα περιέχει το μεγαλύτερο μέρος μάζας της ατμόσφαιρας. Το σημαντικότερο στρώμα, μετεωρολογικά, είναι η τροπόσφαιρα, επειδή αποτελεί τα ¾ της μάζας του ατμοσφαιρικού αέρα και όλων των υδρατμών. Επομένως, σ αυτό το στρώμα παρατηρούνται τα κατακρημνίσματα 7 και οι σχηματίζονται οι διατάξεις που επηρεάζουν τον καιρό. Τα κινούμενα μετεωρολογικά συστήματα, που επηρεάζουν τον καιρό καθώς και οι νεφικές διατάξεις που αναπτύσσονται περιορίζονται σχεδόν αποκλειστικά σε αυτήν. Στην τροπόσφαιρα η θερμοκρασία πέφτει καθ ύψος, απότομα, με ρυθμό κατά μέσο όρο 6,5 C ανά 1000 μέτρα (lapse rate). To lapse rate διαφέρει από περιοχή σε περιοχή και εξαρτάται από το είδος της αέριας μάζας που επηρεάζει μια περιοχή. Δηλαδή, διαφέρει από εποχή σε εποχή και από μέρα σε μέρα. Σε κάποιες περιπτώσεις η θερμοκρασία καθ ύψος ανεβαίνει αντί να πέφτει και εδώ παρουσιάζεται η λεγόμενη αναστροφή θερμοκρασίας 8 η οποία μπορεί να αποτελέσει όριο στις κατακόρυφες κινήσεις της ατμόσφαιρας και είναι εντελώς ανεπιθύμητη όπου υπάρχει ρύπανση που παράγεται στην επιφάνεια. Οι μετρήσεις της θερμοκρασίας στο κατακόρυφο τμήμα της ατμόσφαιρας, παρατηρούνται με ραδιοβολίσεις, με το radiosonde 9 αλλά και με σύγχρονες πολυφασματικές απεικονίσεις της ατμόσφαιρας από δορυφόρους. 5 PV=nRT, βλέπε υποκεφάλαιο Η τροπόπαυση, η στρατόπαυση, η μεσόπαυση και η θερμόπαυση είναι θεωρητικές ζώνες οριοθέτησης οι οποίες μεταβάλλονται με το γεωγραφικό πλάτος και μήκος. Χαρακτηριστικό των παύσεων είναι η σταθερή θερμοκρασία. Αποτελούν, επομένως, ενδιάμεσες συνοριακές ζώνες της ατμόσφαιρας της Γης. 7 Κατακρημνίσματα ονομάζονται τα μετεωρολογικά φαινόμενα κατά τα οποία το νερό φτάνει στην επιφάνεια της γης από την ατμόσφαιρα σε οποιαδήποτε μορφή, είτε υγρή, είτε στερεά, είτε αέρια. Τα στερεά και υγρά κατακρημνίσματα ονομάζονται υετός (precipitation), που καταγράφεται από τους αισθητήρες των μετεωρολογικών οργάνων μέτρησης. 8 Αναστροφή θερμοκρασίας παρουσιάζεται στη στρατόσφαιρα και στη θερμόσφαιρα. Κάποιες φορές παρουσιάζεται και στην τροπόσφαιρα επηρεάζοντας σημαντικά τις καιρικές συνθήκες μιας περιοχής. 9 Το εργαλείο/μπαλόνι που χρησιμοποιείται για τις μετρήσεις της θερμοκρασίας και άλλων μετεωρολογικών παραμέτρων στο κατακόρυφο τμήμα της ατμόσφαιρας, είναι το μετεωρολογικό μπαλόνι - radiosonde που συλλέγει 2 φορές τη μέρα στοιχεία της ατμόσφαιρας σε συγκεκριμένες τοποθεσίες.

14 8 Στρατόσφαιρα: Βρίσκεται ακριβώς πάνω από την τροπόπαυση και καταλήγει περίπου στα 50 km πάνω από την επιφάνεια της γης, όπου και καταλήγει στη στρατόπαυση 6. Το επόμενο στρώμα, έξω από την στρατόπαυση είναι η μεσόσφαιρα. Η θερμοκρασία στην στρατόσφαιρα (>11 km) αρχίζει να σταθεροποιείται για μερικές χιλιάδες χιλιόμετρα, μέχρι τα 20 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Παρατηρείται δηλαδή μια ισόθερμη ζώνη. Από τα 20 km και πάνω η θερμοκρασία αυξάνει 10, έχουμε δηλαδή αναστροφή θερμοκρασίας. Μεσόσφαιρα: Η στάθμη αυτή βρίσκεται ακριβώς πάνω από την στρατόπαυση και καταλήγει γύρω στα 80 km στην περιοχή της μεσόπαυσης 6. Τέλος, πάνω από την μεσόπαυση βρίσκεται η θερμόσφαιρα. Στη μεσόσφαιρα (>20 km) παρουσιάζεται συνεχής πτώση της θερμοκρασίας καθ ύψος, κάτι ανάλογο με την τροπόσφαιρα, και είναι η στάθμη που παρουσιάζει τη χαμηλότερη θερμοκρασία στην ατμόσφαιρα μας. Θερμόσφαιρα: Βρίσκεται πάνω από τη μεσόπαυση και καταλήγει σε ύψος 500 km περίπου, στην θερμόπαυση 6, μετά από την οποία βρίσκεται η εξώσφαιρα. Η θερμοκρασία στην θερμόσφαιρα αυξάνεται καθ ύψος. Η γήινη ατμόσφαιρα εκτείνεται γύρω στα 150 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, δηλαδή μέχρι μία στάθμη της θερμόσφαιρας. Ωστόσο το όριο ανάμεσα στην γήινη ατμόσφαιρα και το διάστημα δεν είναι αυστηρά καθορισμένο. Τα λιγοστά μόρια που υπάρχουν σε αυτό το επίπεδο, απορροφούν την ενέργεια της υπεριώδους ακτινοβολίας του ήλιου και αυξάνουν την κινητική τους ενέργεια. Επειδή η ατμόσφαιρα στην θερμόσφαιρα είναι κατά πολύ αραιότερη σε σχέση με τα υποκείμενα στρώματα, τα μόρια που απορροφούν την υπεριώδη ακτινοβολία είναι αναλόγως πολύ λιγότερα και έτσι αποκτούν τεράστιες κινητικές ενέργειες αφού μειώνεται η συχνότητα κρούσεων μεταξύ τους. Αύξηση της κινητικής ενέργειας οδηγεί σε σημαντική αύξηση της θερμοκρασίας. Η συγκεκριμένη στάθμη παρουσιάζει τις μεγαλύτερες θερμοκρασίες στην ατμόσφαιρα μας ιδιαίτερα όσο ανεβαίνουμε υψόμετρο και σε αυτό το γεγονός οφείλει την ονομασία της. Εξώσφαιρα: Είναι το ανώτατο και τελευταίο στρώμα της ατμόσφαιρας, που βρίσκεται έξω από την θερμόπαυση και επεκτείνεται μέχρι το κοσμικό διάστημα με το οποίο και βαθμιαία αναμιγνύεται. Από το σημείο αυτό και πάνω η ατμόσφαιρα είναι ισόθερμη. Η βάση της βρίσκεται γύρω στα 500 km, εκεί όπου εμφανίζεται η θερμόπαυση. Στην εικόνα 1 παρουσιάζεται η κατανομή της θερμοκρασίας στα πρώτα 4 στρώματα της ατμόσφαιρας. Όπως προαναφέρθηκε, ένα βασικό χαρακτηριστικό των διάφορων στρωμάτων είναι η ποικιλία στην κατανομή της θερμοκρασίας. Η θερμοκρασία ορίζει πόσο θερμό ή ψυχρό είναι ένα σώμα, στερεό, υγρό ή αέριο. Ορίζεται επίσης ως η μέση τιμή της μέσης κινητικής ενέργειας όλων των μορίων από τα οποία αποτελείται ένα αέριο μίγμα. Όσο μεγαλύτερη η κινητική ενέργεια τόσο μεγαλύτερη και η θερμοκρασία. Ο ατμοσφαιρικός αέρας είναι πυκνότερος στην επιφάνεια της γης. Η πυκνότητα είναι ίση με το πηλίκο της 10 Ο λόγος που αυξάνεται η θερμοκρασία οφείλεται στην παρουσία του όζοντος το οποίο θερμαίνει τον αέρα στο επίπεδο αυτό. Το όζον απορροφά την ενέργεια της υπεριώδους ακτινοβολίας του ήλιου. Η ενέργεια που απορροφά θερμαίνει την περιβάλλουσα ατμόσφαιρα, αυξάνοντας την κινητική ενέργεια των μορίων του αέρα, κάτι που μεταφράζεται σε αύξηση της θερμοκρασίας.

15 9 μάζας δια του όγκου στον οποίο βρίσκεται αυτή η μάζα. Για να αυξήσουμε λοιπόν την πυκνότητα ενός αερίου ή θα πρέπει να αυξήσουμε τη μάζα που βρίσκεται σε ένα συγκεκριμένο όγκο ή να μειώσουμε τον όγκο του αερίου. Όσο ανεβαίνουμε σε μεγαλύτερα ύψη, η πυκνότητα του αέρα μειώνεται και άρα μειώνεται και η ποσότητα των αερίων που αποτελούν τα συστατικά στοιχεία του αέρα καθ ύψος (π.χ. το οξυγόνο μειώνεται όσο ανεβαίνουμε ψηλότερα). Τα μόρια του αέρα συγκεντρώνονται κοντά στην επιφάνεια του εδάφους, αφού υπόκεινται στην δύναμη της βαρύτητας. Τα μόρια αυτά έχουν μάζα και με το βάρος τους ασκούν δύναμη στην επιφάνεια της γης. Η μάζα του αέρα που κατακάθεται σε όλη την επικράτεια της γης είναι γύρω στα 5600 τρισεκατομμύρια τόνους. Εικόνα 1. Η κατακόρυφη μεταβολή της θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition 2.3 Ατμοσφαιρική πίεση Η ατμοσφαιρική πίεση είναι η δύναμη ανά μονάδα επιφάνειας που ασκείται σε μια επιφάνεια από το βάρος του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω σε αυτήν. Εάν ο ατμοσφαιρικός αέρας βρίσκεται σε ηρεμία, η κίνηση των μορίων του είναι εντελώς τυχαία και κατά συνέπεια

16 10 η ατμοσφαιρική πίεση ασκείται ομοιόμορφα προς όλες τις κατευθύνσεις. Αυτή η πίεση ονομάζεται στατική ή βαρομετρική. Πιο απλά η ατμοσφαιρική πίεση μπορεί να οριστεί σαν το βάρος της υπερκείμενης στήλης του αέρα ανά μονάδα επιφάνειας. Δηλαδή εκφράζεται ως εξής: P = F A όπου F: Δύναμη του βάρους της στήλης αέρα και Α: Επιφάνεια Μονάδα μέτρησης της ατμοσφαιρικής πίεσης στο SI σύστημα είναι το Pascal (1 Pa = 1 N/m 2 ). Στους μετεωρολογικούς χάρτες που θα μελετήσουμε θα παρουσιάζονται μονάδες μέτρησης όπως είναι το hpa το οποίο είναι 1:100 με το Pa (π.χ Pa = 1013 hpa). Μια άλλη μονάδα μέτρησης είναι τα millimeters of mercury (1 mmhg = 1,333 hpa) σε στήλη υδραργύρου η οποία όμως δεν χρησιμοποιείται στους μετεωρολογικούς χάρτες. Στην παρακάτω γραφική παράσταση (εικόνα 2), παρουσιάζεται η πτωτική τάση της πυκνότητας του αέρα καθ ύψος και φαίνεται στην καμπύλη με μπλε χρώμα. Το ίδιο συμβαίνει και με την κόκκινη καμπύλη η οποία αντιπροσωπεύει την πίεση του αέρα καθ ύψος και όπως φαίνεται έχουν την ίδια φυσική συμπεριφορά. Η μέτρηση της ατμοσφαιρικής πίεσης σε οποιοδήποτε σημείο είναι συναρτήσει της ολικής μάζας των υπερκείμενων στρωμάτων αέρα όπου εξασκούνται δυνάμεις, λόγω του βάρους τους, πάνω στο σημείο αυτό. Όσο ανεβαίνουμε ύψος στην ατμόσφαιρα, τόσο πιο αραιά είναι τα μόρια του αέρα και τόσο μικρότερη η επίδρασή τους στο σημείο αυτό. Επομένως, η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται καθ ύψος. Σύμφωνα με την Standard Atmosphere (Θεωρητικό προφίλ κατανομής θερμοκρασίας και πίεσης στα διάφορα επίπεδα της ατμόσφαιρας Παράρτημα 1), στην επιφάνεια της θάλασσας η μέση ατμοσφαιρική πίεση (mean sea-level pressure) ορίζεται ως 1 atm: 1 atm = hpa = 760 mmhg. Η ατμοσφαιρική πίεση αποτελεί ένα από τα σπουδαιότερα μετεωρολογικά στοιχεία επειδή οι μεταβολές των καιρικών καταστάσεων συνδέονται με τις μεταβολές της. Οι χάρτες που παριστάνουν τη διανομή των πιέσεων πάνω στην επιφάνεια της γης, αποτελούν τη βάση για την ανάλυση και την πρόγνωση του καιρού. Για παράδειγμα, ο άνεμος σχετίζεται άμεσα με την ατμοσφαιρική πίεση και τις μεταβολές της. Η ατμοσφαιρική πίεση παρουσιάζει τυχαίες και κανονικές μεταβολές. Οι τυχαίες μεταβολές της ατμοσφαιρικής πίεσης οφείλονται στις διεργασίες της γενικής (συνοπτικής) κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας η οποία προκαλεί τις συνεχείς μετακινήσεις των βαρομετρικών συστημάτων. Οι κανονικές μεταβολές είναι ως επί το πλείστον περιοδικές και οφείλονται σε σταθερούς παράγοντες. Η ημερήσια μεταβολή της πίεσης χαρακτηρίζεται ως περιοδική και διαφέρει ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος μιας περιοχής. Οι ημερήσιες διακυμάνσεις οφείλονται στην περιοδική θέρμανση της ατμόσφαιρας από την ηλιακή ακτινοβολία.

17 11 Εικόνα 2. Γραφική παράσταση της κατανομής της πυκνότητας των μορίων του αέρα και της πίεσης στις διάφορες στάθμες της ατμόσφαιρας. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος Η παρακάτω γραφική παράσταση (εικόνα 3) υποδηλώνει την πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης σε σχέση με το ύψος. Παρατηρείται ότι υπάρχει απότομη πτώση της πίεσης που παρουσιάζεται στα πρώτα 5,5 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Η στάθμη αυτή αποτελεί τη στάθμη πίεσης των 500 hpa. Στην ουσία σε αυτό το επίπεδο έχουμε τη μισή πυκνότητα μορίων του αέρα σε σχέση με την επιφάνεια και παρομοίως θα έχουν ακριβώς την μισή πίεση σε σχέση με την επιφάνεια. Εικόνα 3. Γραφική παράσταση της κατανομής της ατμοσφαιρικής πίεσης στις διάφορες στάθμες της ατμόσφαιρας. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition

18 12 Η επόμενη σημαντική στάθμη πίεσης είναι η στάθμη των 300 hpa όπου και ευρίσκεται περίπου η κορυφή του Έβερεστ σε υψόμετρο γύρω στα 9 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Παρατηρείται ότι όσο ανεβαίνουμε σε ύψη πάνω από τη στάθμη των 300 hpa, η πτώση της πίεσης δεν είναι τόσο απότομη. Δηλαδή από τη στάθμη των 300 hpa μέχρι τη στάθμη του 1 hpa η πίεση μειώνεται πολύ πιο αργά σε σχέση με τις προηγούμενες στάθμες και προσεγγίζει το μηδέν όσο απομακρυνόμαστε από την επιφάνεια της γης. Άρα, τα σημαντικότερα μετεωρολογικά φαινόμενα στην τροπόσφαιρα παρατηρούνται από τη στάθμη αυτή και κάτω, στην οποία συγκεντρώνεται το 90 % των μορίων του αέρα και επομένως της περισσότερης υγρασίας Η υδροστατική εξίσωση Η υδροστατική εξίσωση ορίζει ότι η μεταβολή στην πίεση dp εξισορροπεί το βάρος της στήλης αέρα με ύψος dz: (Για απόδειξη βλέπε Παράρτημα 2) dp = ρ g dz Συγκεκριμένα, η μεταβολή της πίεσης σε σχέση με την απόσταση συνδέεται με τη βαροβαθμίδα (Pressure gradient βλέπε κεφάλαιο 4) η οποία ορίζεται ως ο λόγος της μεταβολής της πίεσης με την μεταβολή στην απόσταση. Λόγω αυτή της βαροβαθμίδας αναπτύσσεται μια δύναμη βαροβαθμίδας (Pressure gradient force βλέπε κεφάλαιο 4) στον κατακόρυφο άξονα της ατμόσφαιρας, που είναι αντίρροπη της δύναμης της βαρύτητας. Η δύναμη της βαρύτητας με τη δύναμη βαροβαθμίδας όταν εξισορροπούνται λέγεται ότι υπάρχει υδροστατική ισορροπία. Η υδροστατική ισορροπία είναι μια προσέγγιση της συμπεριφοράς της ατμόσφαιρας στο κατακόρυφο προφίλ της. Τις περισσότερες φορές η ατμόσφαιρα προσεγγίζει την υδροστατική ισορροπία, παρόλο που παρατηρούνται είτε ανοδικές είτε καθοδικές κινήσεις του αέρα που την επηρεάζουν σε πολύ μικρό βαθμό. Συνδυάζοντας την υδροστατική εξίσωση με την καταστατική εξίσωση (p = ρ R T - βλέπε υποκεφάλαιο: Καταστατική εξίσωση ιδανικών αερίων) προκύπτει η εκθετική σχέση που εκφράζει την ατμοσφαιρική πίεση καθ ύψος. Συγκεκριμένα, από αυτή τη σχέση προκύπτει ότι η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται με το ύψος σύμφωνα με την εξής μαθηματική εξίσωση: (Για απόδειξη βλέπε Παράρτημα 3) Όπου: P o : Πίεση στην επιφάνεια της θάλασσας g: Επιτάχυνση της βαρύτητας PZ = Po e gz RT

19 13 Τ: Η μέση θερμοκρασία της ατμοσφαιρικής στήλης αέρα που μελετάται R: Η παγκόσμια σταθερά των αερίων Χάρτες καιρού επιφάνειας (Surface pressure maps) Οι μετεωρολογικοί σταθμοί τοποθετούνται σε διαφορετικά υψόμετρα, με αποτέλεσμα να παρατηρούνται σημαντικές μεταβολές της πίεσης καθ ύψος όπως παρουσιάστηκε μέσα από την εικόνα 3. Για αυτό το λόγο οι μετρήσεις της πίεσης που λαμβάνονται από μετεωρολογικούς σταθμούς και παρουσιάζονται στους μετεωρολογικούς χάρτες επιφάνειας ανάγονται στο επίπεδο της επιφάνειας της θάλασσας. Έτσι, αποτυπώνεται η πραγματική οριζόντια μεταβολή της πίεσης σε μια περιοχή, ανεξάρτητα από το ανάγλυφο της. Η αναγωγή της πίεσης στο επίπεδο της θάλασσας μπορεί να γίνει με την εξής σχέση, χρησιμοποιώντας την αμέσως προηγούμενη εξίσωση: PZ = Po e gz RT Po = PZ e gz RT Εικόνα 4. Δείγμα χάρτη επιφανειακής πίεσης (surface pressure) για μια χρονική περίοδο. Αποτυπώνονται οι μετεωρολογικές μετρήσεις ενός δικτύου μετεωρολογικών σταθμών, από τις οποίες προκύπτουν και οι ισοβαρείς καμπύλες πίεσης (Μπλε γραμμές). Μονάδα μέτρησης της πίεσης σε αυτό το χάρτη είναι το hpa η οποία ανάγεται πάντα στο επίπεδο της επιφάνειας της θάλασσας.

20 14 Ισοβαρείς καμπύλες Οι ισοβαρείς καμπύλες ενώνουν τόπους που έχουν την ίδια ατμοσφαιρική πίεση κατά την ίδια χρονική περίοδο (βλέπε εικόνα 4). Οι ισοβαρείς καμπύλες δεν συμπίπτουν ούτε τέμνονται μεταξύ τους αφού είναι καμπύλες με διαφορετική πίεση. Η μορφή των ισοβαρών καμπύλων αναπαριστά την οριζόντια κατανομή της πίεσης σε μια περιοχή. Απεικονίζονται στους χάρτες καιρού επιφάνειας, που ονομάζονται επίσης «Χάρτες μέσης στάθμης θάλασσας», υποδεικνύοντας περιοχές ίσης ατμοσφαιρικής πίεσης. Αξιοσημείωτο είναι ότι η ανάλυση και η πρόγνωση του καιρού βασίζεται κυρίως στους σχηματισμούς των ισοβαρών καμπύλων στους χάρτες καιρού. Οι ισοβαρείς καμπύλες που εμφανίζονται στους χάρτες καιρού παίρνουν διάφορες μορφές εκ των οποίων οι σημαντικότερες είναι οι εξής: (α) Χαμηλό βαρομετρικό ή ύφεση (L) Οι ισοβαρείς καμπύλες είναι κλειστές και ενώνουν περιοχές ίσης ατμοσφαιρικής πίεσης και η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο του βαρομετρικού χαμηλού. (β) Υψηλό βαρομετρικό ή αντικυκλώνας (H) Οι ισοβαρείς καμπύλες είναι κλειστές και ενώνουν περιοχές ίσης ατμοσφαιρικής πίεσης και η ατμοσφαιρική πίεση αυξάνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο του βαρομετρικού υψηλού. Εικόνα 5. Αναπαράσταση ενός υψηλού βαρομετρικού (H) κα ενός χαμηλού βαρομετρικού (L) στην επιφάνεια. Τα βέλη αποτελούν τα διανύσματα του ανέμου στην επιφάνεια, ενώ αναπαριστάται και η κατεύθυνση της κίνησης τους στα δύο βαρομετρικά συστήματα αντίστοιχα. Στο βόρειο ημισφαίριο παρατηρείται αριστερόστροφη κίνηση των ανέμων σε ένα χαμηλό βαρομετρικό και δεξιόστροφη κίνηση σε ένα υψηλό βαρομετρικό. Το αντίστροφο ισχύει στο νότιο ημισφαίριο. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition (γ) Αυλώνας ή σκάφη χαμηλών πιέσεων (trough) Αποτελείται από ισοβαρείς καμπύλες με μορφή επιμηκών γλωσσών σε σχήμα γράμματος V, όπου η πίεση ελαττώνεται από το εξωτερικό προς το εσωτερικό του αυλώνα. Η γραμμή (άξονας) του αυλώνα χαμηλών πιέσεων είναι η γραμμή που ενώνει τα τοπικά ελάχιστα των

21 15 ισοβαρών. Τέτοιες διατάξεις μπορούν να εμφανισθούν τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Εικόνα 6. Αναπαράσταση ενός αυλώνα χαμηλών πιέσεων στη ανώτερη ατμόσφαιρα (ισοβαρική επιφάνεια: 500 hpa). Οι κόκκινες καμπύλες αντιπροσωπεύουν τις ισοβαρείς καμπύλες και η μωβ γραμμή αντιπροσωπεύει τη γραμμή (άξονας) του αυλώνα χαμηλών πιέσεων. Πηγή: 09/topics/10_Forces&Winds/sfc_ trough.html (δ) Σφήνα ή έξαρση υψηλών πιέσεων (ridge) Αποτελείται από ισοβαρείς καμπύλες με μορφή επιμηκών γλωσσών σε σχήμα γράμματος Λ, όπου η πίεση αυξάνεται από το εξωτερικό προς το εσωτερικό της σφήνας. Η γραμμή (άξονας) της σφήνας υψηλών πιέσεων είναι η γραμμή που ενώνει τα τοπικά ελάχιστα των ισοβαρών. Τέτοιες διατάξεις μπορούν να εμφανισθούν τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Εικόνα 7. Αναπαράσταση μίας σφήνας υψηλών πιέσεων στη ανώτερη ατμόσφαιρα (ισοβαρική επιφάνεια: 500 hpa). Οι κόκκινες καμπύλες αντιπροσωπεύουν τις ισοβαρείς καμπύλες και η μωβ γραμμή αντιπροσωπεύει τη γραμμή (άξονας) της σφήνας υψηλών πιέσεων. Πηγή: opics/10_forces&winds/sfc_trough.h tml (ε) Βαρομετρικός λαιμός (Col) Είναι η περιοχή που περιλαμβάνεται μεταξύ δύο υφέσεων και δύο αντικυκλώνων των οποίων η διάταξη είναι σταυροειδής.

22 16 Εικόνα 8. Αναπαράσταση ενός βαρομετρικού λαιμού (col) ο οποίος βρίσκεται ανάμεσα σε δύο υφέσεις (δεξιά και αριστερά) και ανάμεσα σε δύο αντικυκλώνες (πάνω και κάτω). Πηγή: Χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας Οι χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας χαράσσονται επάνω σε ισοβαρικές επιφάνειες. Οι επιφάνειες στην ατμόσφαιρα που όλα τα σημεία τους έχουν την ίδια ατμοσφαιρική πίεση σε μια ορισμένη στιγμή λέγονται ισοβαρικές επιφάνειες. Οι ισοβαρικές επιφάνειες δεν είναι επίπεδες αλλά κυρτές επιφάνειες (εικόνα 9). Εάν κόψουμε μια ισοβαρική επιφάνεια με ένα οριζόντιο δυσδιάστατο επίπεδο x-y τότε όλα τα σημεία τομής της ισοβαρικής επιφάνειας με το επίπεδο αυτό αποτελούν τα σημεία των ισοϋψών καμπυλών που παρουσιάζονται στους χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας. Οι ισοϋψείς καμπύλες (contour lines) μας δίνουν την πιστή εικόνα του πεδίου των ανέμων σε μια χρονική στιγμή. Εικόνα 9. Τρισδιάστατη αναπαράσταση ισοβαρικής επιφάνειας και των ισοϋψών που προκύπτουν από τα σημεία τομής του οριζόντιου επιπέδου και της ισοβαρικής επιφάνειας. Πηγή: 318y/xf/ppt/LES09.swf Οι ισοϋψείς καμπύλες που σχεδιάζονται πάνω σε μια ισοβαρική επιφάνεια υποδεικνύουν το ύψος πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας στο οποίο υπάρχει ίδια ατμοσφαιρική πίεση (π.χ. 500 hpa) και διαφέρουν υψομετρικά από περιοχή σε περιοχή. Ο χάρτης που προκύπτει μετά από τη σχεδίαση των ισοϋψών πάνω σε μια ισοβαρική επιφάνεια, αποτελεί χάρτη καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας (εικόνα 10). Για δεδομένη ισοβαρική επιφάνεια (π.χ. 500 hpa) και για σχετικά μεγάλα ύψη των ισοϋψών καμπυλών (5700 μέτρα-εικόνα 10) παρουσιάζεται θερμότερος αέρας, ενώ για σχετικά χαμηλά ύψη (5400 μέτρα-εικόνα 10)

23 17 παρουσιάζεται ψυχρότερος αέρας. Από αυτή τη διάταξη συνεπάγεται ότι ο ψυχρός αέρας συρρικνώνεται (γίνεται πυκνότερος) και εμφανίζεται σε χαμηλότερα ύψη. Αντίθετα, ο θερμός αέρας, εξαπλώνεται (γίνεται αραιότερος) και εμφανίζεται σε υψηλότερα ύψη. Αυτό αποδεικνύεται μέσω της καταστατικής εξίσωσης των αερίων 11. Παρόλα αυτά και στις δύο περιπτώσεις παρατηρείται η ίδια ατμοσφαιρική πίεση (500 hpa), απλά σε διαφορετικά ύψη. Συνεπώς, καθώς ανεβαίνουμε κατακόρυφα εντός του ψυχρού αέρα η πίεση πέφτει με μεγαλύτερο ρυθμό καθ ύψος παρά όταν ανεβαίνουμε κατακόρυφα εντός του θερμότερου αέρα. Για κάθε χρονική στιγμή καθώς ανεβαίνουμε ύψος και στις δύο περιπτώσεις ο θερμότερος αέρας έχει πάντα περισσότερα μόρια από πάνω του (υψηλότερη πίεση) σε σχέση με τον ψυχρότερο (χαμηλότερη πίεση). Ο ζεστός αέρας από την επιφάνεια μέχρι την ανώτερη ατμόσφαιρα συνδέεται με υψηλή ατμοσφαιρική πίεση, ενώ ο ψυχρός αέρας συνδέεται με χαμηλή ατμοσφαιρική πίεση. Αυτή η διακύμανση της πίεσης τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα προκαλεί την δύναμη βαροβαθμίδας (pressure gradient force) η οποία μετακινεί τον άνεμο από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Εικόνα 10. Δείγμα χάρτη καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας που αναφέρεται στην ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa. Οι γκρίζες γραμμές αποτελούν τις ισοβαρείς καμπύλες (contour lines), που υποδεικνύουν το ύψος σε γεωδυναμικά μέτρα ( ) πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Επικρατούν μορφές ισοϋψών σε διάταξη trough και ridge. Τα διανύσματα του ανέμου που παρουσιάζονται πνέουν παράλληλα προς τις ισοβαρείς. Οι διακεκομμένες κόκκινες γραμμές αποτελούν ισόθερμες καμπύλες και η θερμοκρασία που αναπαριστάται από την κάθε μία είναι σε C. Τέλος, παρουσιάζονται δύο χαμηλά βαρομετρικά (L) και ένα υψηλό βαρομετρικό (H) σε αυτή την ισοβαρική επιφάνεια. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition 11 Καταστατική εξίσωση: P/R = ρ T. Εάν θεωρήσουμε σταθερή πίεση P πάνω σε μια ισοβαρική επιφάνεια και έχοντας σταθερό R (παγκόσμια σταθερά αερίων) ο λόγος P/R είναι σταθερός. Επομένως και το γινόμενο ρ T είναι επίσης σταθερό. Εάν αυξήσουμε τη θερμοκρασία T τότε η πυκνότητα του αέρα ρ μειώνεται και το αντίστροφο.

24 18 Εικόνα 11. Η ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa είναι η κυρτή επιφάνεια που αναπαριστάται με γκρίζο χρώμα. Λόγω της διαφορετικής πυκνότητας του αέρα η ισοβαρική επιφάνεια ανεβοκατεβαίνει σε ύψος. Όταν βρίσκεται σε ζεστή και αραιότερη αέρια μάζα ανεβαίνει σε ύψος ενώ όταν βρίσκεται σε ψυχρή και πυκνότερη αέρια μάζα πέφτει σε ύψος. Τα διάφορα ύψη αναπαριστώνται από τις ισοβαρείς καμπύλες (contour lines). Κάθε ισοβαρής καμπύλη μας δείχνει το ύψος στο οποίο υπάρχει ατμοσφαιρική πίεση 500 hpa. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Οι χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας χαράσσονται στις σημαντικότερες ισοβαρικές επιφάνειες οι οποίες είναι οι εξής: ΠΙΝΑΚΑΣ 1: ΙΣΟΒΑΡΙΚΕΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΕΣ ΚΑΙ ΑΝΤΙΣΤΟΙΧΑ ΥΨΗ Ισοβαρική επιφάνεια (hpa) Μέσο ύψος (m) Η σημαντικότερη ισοβαρική επιφάνεια που μελετάται στην ανώτερη ατμόσφαιρα είναι αυτή στα 500 hpa. Ο χάρτης που προκύπτει μετά από τη σχεδίαση των ισοϋψών σε αυτή την ισοβαρική επιφάνεια (500 hpa) μαζί με το χάρτη καιρού επιφάνειας αποτελούν τα βασικότερα εργαλεία για την πρόγνωση και την ανάλυση του καιρού Γεωδυναμικό ύψος Γενικά, το γεωδυναμικό (Φ) ορίζεται ως το έργο W ανά μονά μάζας ατμοσφαιρικού αέρα m που καταναλώνεται για την ανύψωση του στην ατμόσφαιρα σε ένα ορισμένο ύψος h. Εκφράζεται από την ακόλουθη σχέση:

25 19 Φ(h) = W h m = g(φ)dz 0 Απόδειξη Χρησιμοποιώντας τον ορισμό του έργου (Παράρτημα 7) για ένα τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα και ολοκληρώνοντας τη διαδρομή που ακολουθείται για την ανύψωση του αέρα αυτού από το έδαφος μέχρι ένα ύψος h έχουμε την εξής σχέση: dw = Bdz = mgdz dw m = gdz dw m h = g(φ, z)dz 0 Φ(h) = W m h = g(φ, z)dz 0 Το γεωδυναμικό ύψος ορίζεται ως εξής: Όπου Φ: Γεωδυναμικό. Zg(h) = Φ(h) h: Το ύψος που ανυψώνεται η μάζα του ατμοσφαιρικού αέρα. W: Έργο που καταναλώνεται. m: Μάζα ατμοσφαιρικού αέρα. g(φ,z): Η επιτάχυνση της βαρύτητας σε γεωγραφικό πλάτος φ και ύψος z. g 0 : Μέση επιτάχυνση της βαρύτητας στη γη (g 0 = 9,81 m/s 2 ) Μονάδα μέτρησης του γεωδυναμικού ύψους είναι το γεωδυναμικό μέτρο (geopotential meter - gpm). Στην ουσία, το γεωδυναμικό ύψος εκφράζει το γεωμετρικό ύψος διορθωμένο ως προς τις μεταβολές της επιτάχυνσης της βαρύτητας και του ύψους. Για παράδειγμα στους πόλους η επιτάχυνση της βαρύτητας είναι g = 9,83 m/s 2, ενώ στον ισημερινό είναι g=9,78 m/s 2. Στους χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας οι ισοβαρείς καμπύλες χρησιμοποιούν ως μονάδα μέτρησης το γεωδυναμικό ύψος και όχι το γεωμετρικό ύψος για μια καλύτερη προσέγγιση λόγω των μεταβολών στην επιτάχυνση της βαρύτητας. g0

26 20 Κεφάλαιο 3 Θερμοδυναμική και τεφίγραμμα 3.1 Θερμοκρασία και θερμότητα Η θερμοκρασία είναι το μέτρο της ενέργειας που διαθέτει μία αέρια μάζα σε συνθήκες σταθερού όγκου και πίεσης. Μικροσκοπικά είναι το μέτρο της κινητικής ενέργειας των μορίων του αερίου, ενώ μακροσκοπικά καθορίζει πόσο σχετικά ζεστό ή κρύο είναι ένα σώμα σε σχέση με ένα άλλο. Όταν δύο αέριες μάζες Α και Β αλληλεπιδρούν μεταξύ τους με αποτέλεσμα να μεταβάλλεται η θερμοκρασία τους, τότε λέμε ότι οι αέριες μάζες βρίσκονται σε θερμική επαφή. Η θερμοκρασία της θερμής αέριας μάζας Τ Α ελαττώνεται και της σχετικά ψυχρότερης αέριας μάζας Τ Β αυξάνεται. Μετά από αρκετή ώρα η θερμοκρασία των δύο αερίων μαζών είναι η ίδια και επέρχεται θερμική ισορροπία. Δηλαδή, Τ Α =Τ Β =Τ. Αυτή η θερμοκρασιακή ισορροπία αποτελεί τον μηδενικό νόμο της θερμοδυναμικής Μοριακή ερμηνεία της θερμοκρασίας Ο αέρας αποτελείται από δισεκατομμύρια μόρια τα οποία κινούνται με διαφορετικές ταχύτητες και συγκρούονται συνεχώς μεταξύ τους. Η ενέργεια που σχετίζεται με αυτή την χαοτική κίνηση των μορίων και των ατόμων του αέρα είναι η μέση μοριακή κινητική μεταφορική ενέργεια <ΚΕ>. Εκφράζεται ως μέση κινητική μεταφορική ενέργεια, επειδή κάθε μόριο/άτομο έχει διαφορετική ταχύτητα και παράλληλα διαφορετική θερμοκρασία. Η θερμοκρασία είναι ανάλογη της μέσης ταχύτητας των μορίων/ατόμων. Μεγαλύτερη θερμοκρασία αντιστοιχεί σε μεγαλύτερη μέση ταχύτητα των μορίων/ατόμων που συγκρούονται. Χρησιμοποιώντας την κινητική θεωρία των αερίων (χρήση του μοριακού μοντέλου της πίεσης ιδανικού αερίου - βλέπε Παράρτημα 4) έχουμε την εξής σχέση: PV = 2 3 N (1 2 m U2 ) Εξισώνοντας την παραπάνω σχέση με την καταστατική εξίσωση (PV=Nk B T) ενός ιδανικού αερίου έχουμε το εξής: 2 3 N (1 m U2 2 ) = NkBT T = 2 3kB ( 1 2 m U2 )

27 21 Από αυτή τη σχέση συνεπάγεται ότι η θερμοκρασία είναι ανάλογη προς τη μέση μοριακή κινητική ενέργεια. Ξαναγράφουμε τη μέση μοριακή κινητική ενέργεια συναρτήσει της θερμοκρασίας: ΚΕ = 1 2 m U2 = 3 2 kβt U 2 = Ux 2 + Uy 2 + Uz 2 Ux 2 = Uy 2 = Uz 2 = 1 3 U2 Σύμφωνα με την τελευταία σχέση, η μέση κινητική μεταφορική ενέργεια κάθε μορίου που συνδέεται με την κίνηση του και στις 3 διευθύνσεις (x,y,z) είναι ίση με ½ Κ B Τ. Δηλαδή, 1 m Ux2 2 = 1 2 kβ T 1 m Uy2 2 = 1 kβ T 2 1 m Uz2 2 = 1 kβ T 2 Επομένως ο κάθε βαθμός ελευθερίας της μεταφορικής κίνησης συνεισφέρει ισόποσα στην ολική ενέργεια του αερίου με ποσότητα ½ Κ B Τ. Αυτό αποτελεί το θεώρημα ισοκατανομής της ενέργειας, το οποίο ορίζει ότι η ενέργεια ενός συστήματος, το οποίο βρίσκεται σε κατάσταση θερμικής ισορροπίας, ισομερίζεται ανάμεσα σε όλους τους βαθμούς ελευθερίας. Η ολική λοιπόν κινητική μεταφορική ενέργεια N μορίων ενός αερίου είναι N φορές η μέση μοριακή ενέργεια: Ε = Ν ( 1 2 mu2 ) = 3 2 NkT = 3 2 nrt Η τετραγωνική ρίζα της μέσης τιμής του αθροίσματος των τετραγώνων των μέτρων ταχύτητας των μορίων του αέρα ονομάζεται ενεργός ταχύτητα και συμβολίζεται με το δείκτη rms. Urms = < U 2 > = 3kT m = 3RT M Η σχέση αυτή μας καταδεικνύει ότι, σε μια δεδομένη θερμοκρασία, τα πιο ελαφριά μόρια κινούνται γρηγορότερα (κατά μέσο όρο) από τα βαριά. Όπου, k = R = 1,38 NA J/K: Σταθερά του Boltzmann J R = 8,31 (Σταθερά ιδανικών αερίων), K mol

28 22 NA = 6, mol 1 (Αριθμός Avogadro) T: Θερμοκρασία <U>: Ολική μοριακή μέση ταχύτητα m: Μάζα μορίων/ατόμων <Ux>,<Uy>,<Uz>: Μέση ταχύτητα μορίων/ατόμων στις διευθύνσεις x,y,z αντίστοιχα. Για θερμοκρασίες που προσεγγίζουν το απόλυτο μηδέν, T = 0 K = C, το Urms τείνει στο 0, ως αποτέλεσμα οι ταχύτητες των μορίων/ατόμων να ελαττώνονται συνεχώς. Προσεγγίζοντας τη θερμοκρασία αυτή, τα μόρια/άτομα έχουν την ελάχιστη δυνατή τιμή ενέργειας <ΚΕ> και θεωρητικά δεν υπάρχει θερμική κίνηση Η έννοια και η διάδοση της θερμότητας Η θερμότητα είναι μια μορφή ενέργειας η οποία μεταφέρεται από ένα σώμα σε άλλο σώμα λόγω της θερμοκρασιακής διαφοράς τους. Η μεταφορά θερμότητας παρατηρείται πάντα από το θερμότερο προς το ψυχρότερο σύστημα μέχρι να επέλθει η θερμική ισορροπία. Η εισροή θερμότητας σε ένα σύστημα μπορεί να έχει ως αποτέλεσμα την αύξηση της εσωτερικής του ενέργειας είτε την παραγωγή έργου. Γενικά η μεταφορά θερμότητας επιτυγχάνεται με τρείς τρόπους: 1) Μέσω ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας (radiation) 2) Μέσω αγωγιμότητας (conduction) 3) Μέσω μεταφοράς (convection) Η ποσότητα της θερμότητας που πρέπει να προσδώσουμε σε ένα υλικό για να αυξήσουμε τη θερμοκρασία του κατά ορισμένους βαθμούς εξαρτάται από το υλικό. Εικόνα 12. Αναπαράσταση των τριών βασικών τρόπων μεταφοράς θερμότητας που επιτυγχάνεται μέσω ακτινοβολίας (radiation), μέσω αγωγιμότητας (conduction) και μέσω μεταφοράς (convection). Πηγή: 003&extLang=

29 23 Θερμοχωρητικότητα ορίζουμε τη θερμότητα (θερμική ενέργεια) που πρέπει να προσδώσουμε σε ένα σώμα ή υλικό μέσο για να αυξήσουμε τη θερμοκρασία του κατά 1 βαθμό κελσίου. Επομένως, αν προσδώσουμε Q μονάδες θερμότητας (θερμικής ενέργειας) σε ένα αντικείμενο αυξάνουμε τη θερμοκρασία του κατά ΔΤ. Έτσι ισχύει: Q = C ΔΤ Όπου C: Θερμοχωρητικότητα Η θερμοχωρητικότητα ενός αντικειμένου/σώματος είναι ανάλογη προς τη μάζα του. Επομένως, ορίζουμε την ειδική θερμότητα c = C/m που είναι θερμοχωρητικότητα ανά μονάδα μάζας. Τώρα η θερμική ενέργεια Q ορίζεται ως: Q = mc ΔΤ ΠΙΝΑΚΑΣ 2: ΕΙΔΙΚΗ ΘΕΡΜΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΧΩΡΗΤΙΚΟΤΗΤΑ ΓΙΑ ΔΙΑΦΟΡΑ ΥΛΙΚΑ Πηγή: Serway, Physics for scientists and engineers, 3rd edition, σελίδα 103 (Όσον αφορά την θερμοχωρητικότητα σε μικροσκοπικό επίπεδο για μονοατομικά, διατομικά και τριατομικά αέρια βλέπε παράρτημα 5) Μια αξιοσημείωτη αναφορά είναι ότι το νερό έχει την υψηλότερη ειδική θερμότητα από τα περισσότερα υλικά που υπάρχουν στη Γη. Εν γένει, οι ήπιες θερμοκρασίες πολλών περιοχών που βρίσκονται κοντά σε θάλασσα ή μεγάλες λίμνες οφείλονται στην υψηλή θερμοχωρητικότητα του νερού. Η θερμοχωρητικότητα του εδάφους είναι σαφώς μικρότερη από τη θερμοχωρητικότητα της θάλασσας και γι αυτό έχει μεγαλύτερες απώλειες θερμότητας σε σχέση με τη θάλασσα, το χειμώνα, και αντίστοιχα η θάλασσα έχει

30 24 υψηλότερη θερμοκρασία. Καθώς ο άνεμος φυσάει το χειμώνα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, που είναι σχετικά θερμή, θερμαίνεται και όταν φτάσει στη ξηρά την θερμαίνει με τη σειρά του. Λόγου χάρη το χειμώνα οι μέγιστες θερμοκρασίες κυρίως στα δυτικά και νότια παραθαλάσσια τμήματα της Κύπρου είναι γύρω στους 1-2 C ψηλότερες, κατά μέσο όρο, σε σχέση με τις κεντρική πεδιάδα του νησιού. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι συνήθεις δυτικοί-νοτιοδυτικοί άνεμοι που πνέουν αυτή την περίοδο, θερμαίνονται από τη θερμή θάλασσα της ανατολικής Μεσογείου και με τη σειρά τους θερμαίνουν κυρίως τις δυτικές και νότιες ακτές της Κύπρου. Όσον αφορά τις ελάχιστες θερμοκρασίες η διαφορά είναι μεγαλύτερη και οι θερμοκρασίες είναι γύρω στους 3-4 C ψηλότερες, κατά μέσο όρο, στα παράλια σε σχέση με την κεντρική πεδιάδα. Αυτό οφείλεται επίσης και στην μεγάλη απώλεια θερμότητας του εδάφους της κεντρικής πεδιάδας, λόγω της εκπομπής θερμικής ακτινοβολίας το βράδυ πίσω στο διάστημα. Επίσης, η σχετικά μικρότερη θερμοχωρητικότητα του εδάφους στο εσωτερικό κομμάτι σε σχέση με τα παραθαλάσσια τμήματα της Κύπρου βοηθάει στην περαιτέρω αύξηση της διαφοράς θερμοκρασίας μεταξύ των δύο περιοχών κατά τη διάρκεια της νύχτας (Για κλιματολογικά στοιχεία που αφορούν τη θερμοκρασία της Κύπρου το μήνα Ιανουάριο, βλέπε Παράρτημα 6) Χρήσιμη ποσότητα, που φαίνεται στον πιο πάνω πίνακα, είναι η θερμοχωρητικότητα ανά mol μιας ουσίας. Περιγράφει την θερμοχωρητικότητα που έχει ένα υλικό για κάθε mol της ουσίας αυτής. Η θερμοχωρητικότητα είναι γενικά μια σταθερή ποσότητα που μεταβάλλεται ελάχιστα συναρτήσει των μεταβολών της θερμοκρασίας σε ένα υλικό. Εάν όμως οι διαφορές θερμοκρασιών δεν είναι πολύ μεγάλες, μπορούμε να αγνοήσουμε τη μεταβολή αυτή και να θεωρήσουμε τη θερμοχωρητικότητα σταθερή. Λόγου χάρη, η ειδική θερμότητα του νερού μεταβάλλεται μόνο κατά 1% ανάμεσα στους 0 C και 100 C. 3.2 Ορισμός ιδανικού αερίου Ιδανικό αέριο ονομάζεται το αέριο που βρίσκεται σε κατάσταση χαμηλής πίεσης (ή χαμηλής πυκνότητας). Τα περισσότερα αέρια στη συνήθη θερμοκρασία περιβάλλοντος και σε συνθήκες κανονικής ατμοσφαιρικής πίεσης, συμπεριφέρονται σαν ιδανικά αέρια. Σε γενικές γραμμές, το ιδανικό αέριο αποτελεί ένα χρήσιμο μοντέλο που χρησιμοποιείται ευρέως για την προσεγγιστική μελέτη των ιδιοτήτων και την συμπεριφορά των πραγματικών αερίων. Στην πραγματικότητα δεν υπάρχουν ιδανικά αέρια αλλά το μοντέλο του ιδανικού αερίου είναι χρήσιμο για να μελετηθούν κατά προσέγγιση οι ιδιότητες και η συμπεριφορά των πραγματικών αερίων. Μακροσκοπική περιγραφή ιδανικού αερίου και η καταστατική εξίσωση αεριών Οι φυσικές ιδιότητες ενός ιδανικού αερίου μπορούν να περιγραφούν μέσω της καταστατικής εξίσωσης των ιδανικών αερίων. Τα φυσικά μεγέθη ενός αερίου όπως είναι η μάζα του m, ο όγκος V που καταλαμβάνει, η θερμοκρασία T που έχει, αλλά και η πίεση του P συνδέονται μέσω μιας πολύ χρήσιμης σχέση. Οι ποσότητες P,V,T είθισται να ονομάζονται θερμοδυναμικές μεταβλητές του συστήματος. Εάν γνωρίζουμε τουλάχιστον τις 2 από τις 3 αυτές μεταβλητές μπορούμε να υπολογίσουμε την τρίτη μέσω της καταστατικής εξίσωσης.

31 25 Έπειτα από σειρά πειραμάτων έχει αποδειχτεί ότι για συστήματα όπου παρατηρούνται ιδανικά αέρια ισχύουν οι νόμοι των Boye, Charles και Gay-Lussac. Ο νόμος του Boye λέει ότι όταν διατηρείται ένα αέριο σε σταθερή θερμοκρασία, η πίεση του είναι αντιστρόφως ανάλογη προς τον όγκο του. Ο νόμος των Charles και Gay-Lussac λέει ότι όταν διατηρείται ένα αέριο σε σταθερή πίεση, ο όγκος του είναι ευθέως ανάλογος προς τη θερμοκρασία του. Οι νόμοι αυτοί διατυπώνονται περιεκτικά με την ακόλουθη καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων: Όπου PV = nrt = Ν NA RT = ΝkBT P = ρ R T T: Η απόλυτη θερμοκρασία που εκφράζεται σε μονάδες Kelvin V: Ο όγκος που καταλαμβάνει το αέριο P: Η πίεση του ιδανικού αερίου R: Η παγκόσμια σταθερά των αερίων 12, R = 8.31 J mol K n: Ο αριθμός των γραμμομορίων 13, n = N/NA k B : Η σταθερά του Boltzmann, kb = R = 1, J N A K N A : Ο αριθμός του Avogadro μόρια, ΝΑ = 6, mol N: Ολικός αριθμός των μορίων που αποτελούν το αέριο ρ: Πυκνότητα αερίου 3.3 Αδιαβατική διεργασία ιδανικού αερίου Η καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων χρησιμοποιείται για την περιγραφή των θερμοδυναμικών ποσοτήτων P,V,T κατά τη διάρκεια των αδιαβατικών μεταβολών των αερίων που πραγματοποιούνται στην ατμόσφαιρα. Στη θερμοδυναμική, αδιαβατική μεταβολή ονομάζεται η διεργασία εκείνη κατά την οποία δεν συντελείται μεταφορά θερμότητας ανάμεσα στο σύστημα και στο περιβάλλον. Στην πραγματικότητα δεν υπάρχουν τέλεια αδιαβατικές διεργασίες στη φύση, όμως υπάρχουν διεργασίες που είναι σχεδόν αδιαβατικές. Μια διεργασία είναι ταυτόχρονα σχεδόν στατική και αδιαβατική εάν συντελείται τόσο αργά ώστε το σύστημα να βρίσκεται πάντοτε σε κατάσταση ισορροπίας αλλά συνάμα και αρκετά γρήγορα σε σύγκριση με το χρόνο που χρειάζεται το σύστημα για να ανταλλάξει θερμότητα με το περιβάλλον. Στην περίπτωση ενός ιδανικού αερίου 12 Έχει αποδειχτεί πειραματικά με διάφορα αέρια ότι, καθώς η πίεση τείνει προς το μηδέν, η ποσότητα PV/nT τείνει προς την ίδια τιμή του R για όλα τα αέρια. Γι αυτό το λόγο έχει χαρακτηριστεί ως παγκόσμια σταθερά των αερίων. Πηγή: Physics for Scientists and Engineers, Serway, 3 rd edition. 13 Ένα γραμμομόριο (mol) οποιασδήποτε ουσίας ισούται με τη μάζα της ουσίας η οποία περιέχει αριθμό μορίων ίσο προς τον αριθμό του Avogadro, N A. Πηγή: Physics for Scientists and Engineers, Serway, 3 rd edition. 14 Ο αριθμός του Avogadro είναι εξ ορισμού ίσος προς τον αριθμό των ατόμων που περιέχονται σε 12 g του ισοτόπου του άνθρακα 12 C. Πηγή: Physics for Scientists and Engineers, Serway, 3 rd edition.

32 26 υποθέτουμε ότι σε κάθε στιγμή κατά τη διάρκεια μιας αργής αδιαβατικής και στατικής διεργασίας, το αέριο ισορροπεί, οπότε ισχύει η καταστατική εξίσωση. Ταυτόχρονα η διεργασία αυτή γίνεται πολύ γρήγορα σε σχέση με το χρόνο που χρειάζεται το σύστημα για να ανταλλάξει θερμότητα με το περιβάλλον. Επομένως η ανταλλαγή θερμότητας με το περιβάλλον δεν υφίσταται. Οι αδιαβατικές μεταβολές χωρίζονται σε 2 κατηγορίες: a) Αδιαβατική εκτόνωση (ψύξη), όπου αυξάνεται ο όγκος και μειώνεται η θερμοκρασία του αερίου. b) Αδιαβατική συμπίεση (θέρμανση), όπου ο όγκος μειώνεται και η θερμοκρασία του αερίου αυξάνεται. Κατά την αδιαβατική εκτόνωση/ψύξη, μία αέρια μάζα η οποία ανέρχεται σε μεγαλύτερα ύψη στην ατμόσφαιρα εκτονώνεται και ψύχεται. Αυτή η μετακίνηση όμως των μορίων σημαίνει ακόμη παραγωγή έργου στην ατμόσφαιρα. Για να παραχθεί λοιπόν αυτό το έργο απαιτείται κάποια ενέργεια και σαν τέτοια ενέργεια ξοδεύεται η εσωτερική ενέργεια της αέριας μάζας. Η διεργασία αυτή είναι αδιαβατική επειδή δεν συντελείται μεταφορά θερμότητας ανάμεσα στο σύστημα της ανερχόμενης αέριας μάζας και της ατμόσφαιρας. Το πλήθος των μορίων που περιέχει η αέρια μάζα παραμένει το ίδιο, ενώ αυξάνεται ο όγκος που καταλαμβάνει με αποτέλεσμα να μειώνεται η κινητική ενέργεια των μορίων της. Αυτό οφείλεται στη μείωση της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος και αυτό οδηγεί τελικά σε μείωση της θερμοκρασίας της. Επίσης ο ίδιος αριθμός μορίων πλέον καταλαμβάνει μεγαλύτερο όγκο, με αποτέλεσμα να μειώνεται και η πίεση της. Κατά την αδιαβατική συμπίεση/θέρμανση συμβαίνει ακριβώς η αντίστροφη διαδικασία αφού η αέρια μάζα που κατέρχεται συμπιέζεται και θερμαίνεται. Στην τελική κατάσταση μειώνεται ο όγκος της αέριας μάζας, αυξάνεται η πίεση και προκαλείται η θέρμανση της. Το πλήθος των μορίων που περιέχει παρόλο που παραμένει ο ίδιος, η μείωση του όγκου της προκαλεί αύξηση στις κρούσεις και άρα της κινητικής ενέργειας των μορίων του αερίου. Έτσι κατά τη συμπίεση της αέριας μάζας, αυξάνεται η θερμοκρασία της ενώ ταυτόχρονα αυξάνεται και η πίεση της αφού τα μόρια καταλαμβάνουν μικρότερο όγκο. Σε αυτή την περίπτωση παρατηρείται παραγωγή έργου στο σύστημα της αέριας μάζας. Για την παραγωγή του έργου αυτού ξοδεύεται ενέργεια από την περιβάλλουσα ατμόσφαιρα και έτσι αυξάνεται η εσωτερική ενέργεια του συστήματος της αέριας μάζας. Η πίεση και ο όγκος σε οποιαδήποτε στιγμή κατά τη διάρκεια οποιασδήποτε αδιαβατικής διεργασίας συνδέονται με την ακόλουθη σχέση: (Για απόδειξη βλέπε Παράρτημα 9) PV γ = σταθερό

33 Λανθάνουσα θερμότητα και αλλαγή φάσης Η θερμοκρασία ενός σώματος μεταβάλλεται όταν μεταφέρεται θερμότητα ανάμεσα στο σώμα και στο περιβάλλον του. Υπάρχουν περιπτώσεις που, ενώ υπάρχει μεταφορά θερμότητας, δεν υπάρχει μεταβολή της θερμοκρασίας. Τότε, λέμε ότι το σώμα υφίσταται μεταβολή ή αλλαγή φάσης. Κατά την αλλαγή φάσης μεταβάλλονται τα φυσικά χαρακτηριστικά ενός σώματος επειδή αυτό αλλάζει μορφή. Παραδείγματα που παρουσιάζεται αλλαγή φάσης είναι κατά τη διαδικασία συμπύκνωσης, τήξης, πήξης, εξαέρωσης κ.λπ. Αν για παράδειγμα τοποθετήσουμε ένα κομμάτι πάγου εκτός κατάψυξης, με την πάροδο του χρόνου η θερμοκρασία του πάγου αυξάνεται προσεγγίζοντας το σημείο τήξης του (Τ=0 C). Σταδιακά ο πάγος μετατρέπεται σε υγρό αφού φθάσει και ξεπεράσει το σημείο τήξης του. Το φαινόμενο αυτό λέγεται τήξη. Όσο χρόνο ο πάγος μετατρέπεται σε υγρό η θερμοκρασία πάγου και νερού είναι σταθερή (πάγος και νερό σε θερμική ισορροπία). Όταν η θερμοκρασία του νερού προσεγγίσει τους 100 C θα αρχίσει να εξατμίζεται. Το φαινόμενο αυτό λέγεται εξαέρωση. Όσο χρόνο το νερό βράζει (εξαερώνεται) η θερμοκρασία παραμένει σταθερή (υγρό και αέριο σε ισορροπία). Το αντίθετο συμβαίνει όταν από υψηλή θερμοκρασία ατμός ψύχεται στο καπάκι μιας κατσαρόλας. Κάπως έτσι λειτουργεί και η διαδικασία συμπύκνωσης του σύννεφου. Οι υδρατμοί καθώς ανεβαίνουν ψηλότερα βρίσκονται σε ψυχρότερο περιβάλλον και σε συνθήκες μειωμένης ατμοσφαιρικής πίεσης. Η ατμόσφαιρα δεν μπορεί να συγκρατήσει όλους τους υδρατμούς που περιέχονται στη δεδομένη αέρια μάζα, οπότε οι υδρατμοί που περισσεύουν ψύχονται και ακολούθως συμπυκνώνονται, σχηματίζοντας έτσι το σύννεφο. Το φαινόμενο αυτό λέγεται συμπύκνωση υδρατμών. Όσο χρόνο ο ατμός συμπυκνώνεται, η θερμοκρασία παραμένει σταθερή (υγρό και αέριο σε ισορροπία). Όταν ένα ποτήρι με νερό τοποθετείται στην κατάψυξη τότε το υγρό μετατρέπεται σε στερεό (πάγος). Το φαινόμενο αυτό λέγεται πήξη. Όσο χρόνο το νερό ψύχεται η θερμοκρασία παραμένει σταθερή (νερό και πάγος σε ισορροπία). Κατά τις μεταβολές/αλλαγές φάσης που επισημάνθηκαν παραπάνω η θερμοκρασία παραμένει σταθερή, κατά τη διάρκεια μεταφοράς θερμότητας. Όλες αυτές οι μεταβολές φάσης συνεπάγονται μεταβολή της εσωτερικής δομής του υλικού. Η θερμική ενέργεια που απαιτείται για οποιαδήποτε αλλαγή φάσης από μια φυσική κατάσταση σε άλλη ονομάζεται λανθάνουσα θερμότητα. Η θερμότητα Q που είναι αναγκαία για να μεταβληθεί η φάση μιας ουσίας μάζας m είναι: Q = ml Όπου Q: Θερμότητα μετατροπής: Είναι η ενέργεια που καταναλώνεται ή αποδίδεται στο περιβάλλον. L: Λανθάνουσα θερμότητα Η λανθάνουσα θερμότητα εξαρτάται από το είδος της μεταβολής φάσης και από τις ιδιότητες της ουσίας. Για παράδειγμα, όταν η μεταβολή φάσης αντιστοιχεί στην εξαέρωση

34 28 μιας ουσίας, λέγεται λανθάνουσα θερμότητα εξαερώσεως και ούτω καθ εξής. Αν για παράδειγμα θέλουμε να μετατρέψουμε ένα υγρό σε αέριο θα πρέπει να καταναλώσουμε έργο για να απομακρύνουμε τα μόρια του νερού, που είναι στενά συνδεδεμένα λόγω ελκτικών δυνάμεων μεταξύ τους. Η λανθάνουσα θερμότητα εξαερώσεως είναι η ποσότητα της ενέργειας που πρέπει να προσδώσουμε στο υγρό ώστε τα μόρια του να υπερνικήσουν τις ελκτικές δυνάμεις, έτσι ώστε το υγρό να μετατραπεί σε αέριο. ΠΙΝΑΚΑΣ 3: ΛΑΝΘΑΝΟΥΣΑ ΘΕΡΜΟΤΗΤΑ ΤΗΞΕΩΣ ΚΑΙ ΕΞΑΕΡΩΣΕΩΣ Πηγή: Serway, Physics for scientists and engineers, 3rd edition, σελίδα 106 Η λανθάνουσα θερμότητα τήξεως είναι πολύ μικρότερη από τη λανθάνουσα θερμότητα εξαέρωσης. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι αποστάσεις στα άτομα ενός αερίου, είναι πολύ μεγαλύτερες από τις αποστάσεις ενός υγρού ή στερεού και οι ελκτικές δυνάμεις μεταξύ μορίων είναι ισχυρότερες στα υγρά και στερεά. Για παράδειγμα, όταν κάνουμε μπάνιο στη θάλασσα, βγαίνοντας από το νερό, χρειάζεται μεγαλύτερη θερμότητα για να εξαερωθεί το νερό από το δέρμα μας και χρειάζεται περισσότερη θερμική ενέργεια, για να εξαερωθούν τα μόρια του νερού, από το σώμα μας. Ως αποτέλεσμα να νιώθουμε κρύο, ενώ ταυτόχρονα κατά τη μεταβολή φάσης του νερού σε υδρατμούς η θερμοκρασία παραμένει σταθερή. Η μεταφορά λανθάνουσας θερμότητας από τον οργανισμό μας προς το περιβάλλον είναι η αιτία που μας προκαλεί την αίσθηση του κρύου. Εικόνα 13. Αναπαράσταση όλων των μεταβολών φάσης που συντελούνται στην ατμόσφαιρα. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition

35 29 Η λανθάνουσα θερμότητα εξαερώσεως ισούται με τη λανθάνουσα θερμότητα συμπύκνωσης και η λανθάνουσα θερμότητα τήξεως ισούται με τη λανθάνουσα θερμότητα πήξεως. Η λανθάνουσα θερμότητα πήξης και συμπύκνωσης απελευθερώνονται προς το περιβάλλον, ενώ η λανθάνουσα θερμότητα τήξεως και εξαερώσεως καταναλώνονται από το περιβάλλον. Η εικόνα 13 υποδεικνύει τις 6 συνολικά μεταβολές φάσεων που μπορούν να διευθετηθούν στο φυσικό μας περιβάλλον σε σταθερή θερμοκρασία κα με παράλληλη μεταφορά θερμότητας. Οι μεταβολές αυτές μπορούν να χωριστούν σε 2 κατηγορίες. 1) Μεταβολές φάσεων που απελευθερώνουν θερμική ενέργεια προς το περιβάλλον: Υγροποίηση, Πήξη, Απόθεση 15 2) Μεταβολές φάσεων που απορροφούν θερμική ενέργεια από το περιβάλλον: Εξαέρωση, Τήξη, Εξάχνωση 16 Στην 1 η κατηγορία ένα σώμα σε υψηλές θερμοκρασίες θεωρείται αέριο και καθώς αυτό ψύχεται, μετατρέπεται διαδοχικά σε υγρό και έπειτα σε στερεό. Εδώ η θερμική ενέργεια του σώματος μειώνεται και το περιβάλλον θερμαίνεται. Στην 2 η κατηγορία ένα σώμα θεωρείται στερεό σε χαμηλές θερμοκρασίες και καθώς αυτό θερμαίνεται, μετατρέπεται διαδοχικά σε υγρό και έπειτα σε αέριο. Εδώ η θερμική ενέργεια του σώματος αυξάνεται και το περιβάλλον ψύχεται. Η λανθάνουσα θερμότητα είναι πολύ σημαντική πηγή ενέργειας για την ατμόσφαιρα. Όταν τα μόρια των υδρατμών που παρασύρονται από τα ανοδικά ρεύματα και καταφθάνουν σε μεγάλα υψόμετρα στην ανώτερη ατμόσφαιρα, ψύχονται, υγροποιούνται και παρατηρείται μεταβολή φάσης από αέριο σε υγρό (σταγόνες βροχής) ή σε στερεό (παγοκρύσταλλοι). Κατά τη διάρκεια αυτής της διαδικασίας απελευθερώνονται τεράστιες ποσότητες συμπύκνωσης ή απόθεσης προς το περιβάλλον και μειώνεται η εσωτερική ενέργεια της αέριας μάζας που ανέρχεται προς τα πάνω. 3.5 Έργο στις θερμοδυναμικές διεργασίες Το ολικό έργο που παράγει ένα αέριο καθώς μεταβάλλεται ο όγκος του είναι: (Για απόδειξη βλέπε Παράρτημα 7) V f W = P dv V i Για τον υπολογισμό του έργου πρέπει να γνωρίζουμε πως μεταβάλλεται η πίεση κατά τη διάρκεια μιας διεργασίας. Απαραίτητη προϋπόθεση είναι να γνωρίζουμε με ποιο τρόπο γίνεται αυτή η διεργασία. Γενικά, η πίεση στην ατμόσφαιρα καθ ύψος μεταβάλλεται όπως παρουσιάστηκε σε προηγούμενο κεφάλαιο. Επομένως δεν αρκεί απλά η γνώση της αρχικής και της τελικής κατάστασης του συστήματος, αλλά πρέπει να γνωρίζουμε και όλες τις 15 Μετατροπή αερίου σε στερεό 16 Μετατροπή στερεού σε αέριο

36 30 ενδιάμεσες καταστάσεις του. Σύμφωνα με την καταστατική εξίσωση η πίεση εξαρτάται από τη θερμοκρασία και τον όγκο. Εάν γνωρίζουμε αυτές τις μεταβλητές για κάθε μικρό βήμα αυτής της διεργασίας τότε μπορούμε να περιγράψουμε τις καταστάσεις ενός αερίου σε ένα διάγραμμα PV πίεσης όγκου (Βλέπε Παράρτημα 6). Από αυτό το διάγραμμα υπολογίζοντας το ολοκλήρωμα κάτω από την καμπύλη που εμφανίζεται για αρχικό όγκο Vi και τελικό όγκο Vf βρίσκουμε το έργο που παράγεται ή καταναλώνεται σε ένα σύστημα. Δηλαδή, η επιφάνεια κάτω από την καμπύλη αυτή ισούται με το έργο. Το έργο W είναι λαμβάνει θετική τιμή όταν το αέριο εκτονώνεται και αρνητική τιμή όταν το αέριο συμπιέζεται. Αυτό σημαίνει ότι το αέριο παράγει έργο όταν έχει θετική τιμή και καταναλώνει έργο όταν έχει αρνητική τιμή. Σε μια ισοχωρική διεργασία (κατάσταση σταθερού όγκου) το έργο που παράγεται είναι μηδενικό. Σε μια ισοβαρική διεργασία (κατάσταση σταθερής πίεσης) το έργο που παράγεται είναι μη μηδενικό. Σε γενικές γραμμές το έργο έχει να κάνει με τις μεταβολές στην πίεση και στον όγκο κατά τη διάρκεια μιας διεργασίας όπως είναι για παράδειγμα η εκτόνωση είτε η συμπίεση ενός αερίου. 3.6 Ο 1 ος νόμος της θερμοδυναμικής Η ενέργεια μεταφέρεται με 2 τρόπους. Μεταφέρεται διαμέσου του έργου που παράγει ή καταναλώνει το σύστημα που αντιπροσωπεύει τις μετρήσιμες μεταβολές στις μακροσκοπικές μεταβλητές του συστήματος. Ο άλλος τρόπος είναι με τη διάδοση θερμότητας που συντελείται σε μικροσκοπικό επίπεδο. Ο πρώτος νόμος της θερμοδυναμικής αποτελεί γενίκευση του νόμου της διατήρησης ενέργειας και συμπεριλαμβάνει τις πιθανές μεταβολές της εσωτερικής ενέργειας. Ο νόμος αυτός εμφανίζεται σε παγκόσμιο επίπεδο και συνδέει τον μικρόκοσμο με τον μακρόκοσμο. Λόγου χάρη κάθε σύστημα, υπό μορφή αέριας μάζας, έχει εσωτερική ενέργεια λόγω της κινητικής και δυναμικής ενέργειας των μορίων του. Κάθε αύξηση της εσωτερικής κινητικής ενέργειας υπό μορφή μοριακών κινήσεων συνδέεται με αύξηση της θερμοκρασίας της αέριας μάζας, ενώ μεταβολές της δυναμικής ενέργειας των μορίων προέρχονται από μεταβολές των σχετικών θέσεων τους λόγω των δυνάμεων που ασκούνται ανάμεσά τους. Έστω σύστημα αέριας μάζας το οποίο λαμβάνει ή αποδίδει συγκεκριμένη ποσότητα θερμικής ενέργειας Q (μονάδες θερμότητας) και W το έργο που παράγεται ή που καταναλώνεται στο εξωτερικό σύστημα της ατμόσφαιρας. Εάν μετρηθεί η ποσότητα Q-W για διάφορες διεργασίες μετάβασης οι οποίες ενώνουν την αρχική κατάσταση ισορροπίας με την τελική, θα δούμε ότι η ποσότητα αυτή είναι πάντα η ίδια. Η ποσότητα Q-W ονομάζεται μεταβολή της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος. Το μέτρο της ποσότητας αυτής είναι ανεξάρτητη από τη διαδρομή ενώ οι ποσότητες Q και W εξαρτώνται και προσδιορίζονται πλήρως από τη διαδρομή που ακολουθεί το σύστημα. Σύμφωνα με τα παραπάνω ο πρώτος νόμος της θερμοδυναμικής περιγράφει το μέτρο της μεταβολής στην εσωτερική ενέργεια ενός συστήματος (π.χ. αέρια μάζα) και ο τύπος που περιγράφει το νόμο αυτό έχει ως εξής: ΔU = Uf Ui = Q W Όπου ΔU η μεταβολή στην εσωτερική ενέργεια του συστήματος.

37 Ραδιοβόλιση Οι ραδιοβολίσεις πραγματοποιούνται για την εξασφάλιση δεδομένων των συνοπτικών ατμοσφαιρικών συνθηκών, στον κατακόρυφο άξονα της ατμόσφαιρας. Συγκεκριμένα, η ραδιοβολίδα είναι μια συσκευή που μετρά διάφορες ατμοσφαιρικές παραμέτρους και τις αποστέλλει σε ένα σταθερό δέκτη στην επιφάνεια της γης. Ο δέκτης επικοινωνεί μέσω ενός Ηλεκτρονικού Υπολογιστή που αποθηκεύει όλα τα δεδομένα που λαμβάνονται. Ουσιαστικά, η συσκευή αυτή είναι ένα μικρό και ελαφρύ κουτί που είναι εξοπλισμένο με ραδιοπομπό και διάφορα μετεωρολογικά όργανα. Προσδένεται με σχοινί σε ένα μεγάλο λευκό μπαλόνι, που γεμίζεται είτε με ήλιο είτε με υδρογόνο, το οποίο την ανεβάζει δια μέσου της ατμόσφαιρας. Το μέγιστο ύψος στο οποίο φθάνει το μπαλόνι εξαρτάται από το μέγεθός του και από τις συνοπτικές ατμοσφαιρικές συνθήκες που επικρατούν σε μια περιοχή. Συνήθως φτάνει μέχρι ένα ύψος χιλιομέτρων πάνω από την επιφάνεια της γης (πέραν των 50 hpa). Το μπαλόνι θα εκραγεί σε αυτό το ύψος λόγω της πολύ μικρής ατμοσφαιρικής πίεσης που επικρατεί και εν τέλει θα επιστρέψει πίσω στη γη χρησιμοποιώντας ένα μικρό αλεξίπτωτο που έχει προσδεθεί πάνω του. Καθώς το μπαλόνι ανεβαίνει στην ατμόσφαιρα τα μετεωρολογικά όργανα/αισθητήρες καταμετρούν θερμοκρασία, υγρασία, ατμοσφαιρική πίεση και άνεμο τα οποία αποστέλλονται μέσω του ραδιοπομπού προς το δέκτη στην επιφάνεια της γης, που βρίσκεται ο μετεωρολογικός σταθμός ραδιοβολίσεων. Ενώ παλιότερα η ραδιοβόλιση έδινε πληροφορίες κάθε μερικά λεπτά, η σύγχρονη τεχνολογία μετάδοσης πληροφοριών έχει επιτρέψει τη συλλογή στοιχείων κάθε μερικά δευτερόλεπτα. Η μέτρηση της θερμοκρασίας γίνεται μέσω ενός θερμίστορ, της σχετικής υγρασίας γίνεται ηλεκτρονικά μέσω της ροής ρεύματος διαμέσου μιας πλάκας επικαλυμμένης από άνθρακα και τέλος η μέτρηση της ατμοσφαιρικής πίεσης γίνεται μέσω ενός βαρόμετρου που βρίσκεται εντός της προαναφερθείσας συσκευής. Όλα τα στοιχεία που συλλέγονται από τα μετεωρολογικά όργανα αποστέλλονται μέσω του ραδιοπομπού, ο οποίος στέλνει συγκεκριμένες συχνότητες προς το δέκτη. Οι συχνότητες αυτές μετατρέπονται τελικά, μέσω ενός ηλεκτρονικού υπολογιστή, σε μονάδες θερμοκρασίας, υγρασίας πίεσης και ανέμου για την μετέπειτα αξιολόγηση των ατμοσφαιρικών συνθηκών. Οι πρώτες ραδιοβολίδες εντοπίζονταν με ενεργά συστήματα ραντάρ ενώ η επόμενη γενιά με ραδιοεντοπισμό (Loran). Οι σύγχρονες ραδιοβολίδες εντοπίζουν και εκπέμπουν την θέση τους με GPS. O σταθμός ραδιοβολίσεων στην Αθαλάσσα λειτούργησε για πρώτη φορά το 1981 και εκτελεί παρατηρήσεις στην ανώτερη ατμόσφαιρα για την περιοχή της Κύπρου. Έκτοτε, οι παρατηρήσεις γίνονται δύο φορές την ημέρα: στις 06:00 και στις 12:00 UTC (Coordinated Universal Time) Βολιδοσκόπηση της ατμόσφαιρας Η βολιδοσκόπηση της ατμόσφαιρας (sounding) είναι η μέτρηση και η παρουσίαση του κατακόρυφου ατμοσφαιρικού προφίλ, σε μορφή πίνακα, για διάφορες φυσικές ποσότητες όπως είναι η θερμοκρασία, η σχετική υγρασία, η ατμοσφαιρική πίεση, η ταχύτητα και η διεύθυνση του ανέμου. Ελέγχοντας την ταχύτητα και την διεύθυνση του ανέμου καθ ύψος, μας δίνεται η δυνατότητα να μελετήσουμε τη διάτμηση του ανέμου (wind shear). Ουσιαστικά, το sounding αποτελεί το αποτέλεσμα της συλλογής δεδομένων της

38 32 ραδιοβόλισης μέσω του δέκτη, που είναι συνδεδεμένος με έναν ηλεκτρονικό υπολογιστή, και είναι αυτό που παρουσιάζει τα αποτελέσματα των μετρήσεων σε μορφή πίνακα. 3.8 Ορισμός τεφιγράμματος Το τεφίγραμμα είναι ένας γραφικός τρόπος απεικόνισης της θερμοδυναμικής κατάστασης της ατμόσφαιρας. Έχει πάρει την ονομασία του από τους δύο βασικούς άξονες, την θερμοκρασία (συμβολίζεται με Τ) και την Εντροπία (συμβολίζεται με S) η οποία παλαιότερα συμβολιζόταν με Φ εξού και το όνομα Τεφίγραμμα. Παλαιότερα, ο εμπλουτισμός του τεφιγράμματος με στοιχεία των ραδιοβολίσεων αποτελούσε το μόνο εργαλείο που υπήρχε για την διερεύνηση της ανώτερης ατμόσφαιρας. Ιδιαίτερο χαρακτηριστικό του Τεφιγράμματος το οποίο το κάνει να πλεονεκτεί έναντι των άλλων θερμοδυναμικών διαγραμμάτων της ατμόσφαιρας (Emmagram, Skew-T) είναι ότι το εμβαδό μας δίνει ενέργεια. Το εργαλείο αυτό είναι σημαντικό στη Μετεωρολογία αφού με ένα και μόνο στιγμιότυπο αυτού του γραφήματος, μπορεί να μελετηθεί η ατμόσφαιρα μέχρι και 18 km περίπου πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Σε οποιοδήποτε στάθμη της ατμόσφαιρας μπορεί να μελετηθούν η θερμοκρασία, σχετική υγρασία, η διεύθυνση και η ένταση του ανέμου. Τα στοιχεία που προκύπτουν από αυτό χρησιμοποιούνται για το τρέξιμο των αριθμητικών μοντέλων πρόγνωσης καιρού όπως είναι το WRF. Το τεφίγραμμα είναι ένας πρακτικός τρόπος αξιολόγησης και υπολογισμού σημαντικών μετεωρολογικών παραμέτρων, ενώ υπεισέρχονται σε αυτό δείκτες ατμοσφαιρικής αστάθειας, ξηρές και υγρές αδιαβατικές θερμοβαθμίδες και άλλα πολλά. Για παράδειγμα μπορεί να ερευνηθεί και να εξαχθεί ο δείκτης CAPE 17 μέσα από ένα τεφίγραμμα που αποτελεί δείκτη αστάθειας Ανάλυση των βασικών χαρακτηριστικών ενός τεφιγράμματος 17 CAPE Convective Available Potential Energy Εικόνα 14. Δείγμα τεφιγράμματος

39 33 Για την παρουσίαση ενός τεφιγράμματος (εικόνα 14) είναι αναγκαίο να γίνει η επεξήγηση των χαρακτηριστικών γραμμών του και να αναλυθούν τα χαρακτηριστικά τους με λεπτομέρεια: Ισοβαρικές καμπύλες (Isobars): Μπλε γραμμές, σχεδόν οριζόντιες, που έχουν ομοιόμορφη ατμοσφαιρική πίεση κατά μήκος τους (εικόνα 14). Κάθε γραμμή παρουσιάζει μια συγκεκριμένη τιμή της ατμοσφαιρικής πίεσης και κάθε τιμή της αναγράφεται στον άξονα ψ. Υπάρχουν αρκετές και διαδοχικές ισοβαρείς γραμμές, σχεδόν παράλληλες μεταξύ τους, οι οποίες ξεκινούν από τη στάθμη της υψηλότερης πίεσης στην επιφάνεια, γύρω στα hpa, και καταλήγουν στις ανώτερες τροποσφαιρικές στάθμες χαμηλότερης πίεσης, γύρω στα 50 hpa. Ισόθερμες γραμμές (Isotherms): Ευθείες κόκκινες γραμμές πάνω στο γράφημα (εικόνα 14) που σχηματίζουν γωνία σχεδόν 45 με το άξονα x (διαγώνιες γραμμές). Οι θερμοκρασίες είναι ομοιόμορφες κατά μήκος των ευθειών αυτών, ενώ οι τιμές της θερμοκρασίας αναγράφονται στον άξονα x. Διακεκομμένες γραμμές ίσης αναλογίας μίγματος (Mixing ratio lines): Οι μωβ διακεκομμένες γραμμές ίσης αναλογίας μίγματος (εικόνα 14) είναι ο λόγος της μάζας των υδρατμών προς τη μάζα του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα. Ο λόγος αυτός έχει μονάδες g/kg. Οι διακεκομμένες γραμμές αυτές ξεκινούν από τον άξονα x με κατεύθυνση από νοτιοδυτικά προς βορειοανατολικά. Συμβολισμοί ανέμου (Wind barbs): Οι συμβολισμοί της έντασης και της κατεύθυνσης του ανέμου απεικονίζονται στα δεξιά ενός τεφιγράμματος σε διάταξη παράλληλη προς τον άξονα ψ. Αυτό γίνεται για την μελέτη της συμπεριφοράς του ανέμου καθ ύψος και επομένως για τη μελέτη της κατακόρυφης διάτμησης του ανέμου (wind shear). Πραγματική ατμόσφαιρα (Environmental sounding): Παρουσιάζεται ως μια ακανόνιστη γραμμή που προσδιορίζει την πραγματική ατμόσφαιρα όπως βγαίνει από τις μετρήσεις της ραδιοβολίδας, ήτοι την καθ ύψος μεταβολή της θερμοκρασίας. Συγκεκριμένα είναι η συνεχής μαύρη γραμμή όπως παρουσιάζεται και στην εικόνα 14. Η γραμμή αυτή είναι πάντα στα δεξιά της γραμμής του σημείου δρόσου, που αναλύεται παρακάτω. Σημείο Δρόσου (Dewpoint plot): Παρουσιάζεται ως μια ακανόνιστη γραμμή που προσδιορίζει την καθ ύψος κατανομή της θερμοκρασίας του σημείου δρόσου. Συγκεκριμένα είναι η διακεκομμένη μαύρη γραμμή (εικόνα 14). Αυτή η γραμμή βρίσκεται πάντα στα αριστερά της πραγματικής ατμόσφαιρας. Το σημείο δρόσου χαρακτηρίζει τη θερμοκρασία κατά την οποία οι υδρατμοί ψύχονται (συμπυκνώνονται) και δημιουργούν το φαινόμενο της δρόσου. Η δρόσος είναι το φυσικό φαινόμενο κατά το οποίο οι υπάρχοντες υδρατμοί στην ατμόσφαιρα συμπυκνώνονται και παρατηρούνται σταγονίδια νερού. Στη θερμοκρασία αυτή εξυπακούεται πως ο αέρας είναι κορεσμένος και δεν μπορεί να συγκρατήσει άλλους υδρατμούς και επομένως η σχετική υγρασία είναι στο 100%.

40 34 Ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα - Μη κορεσμένες αδιαβατικές γραμμές (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR): Οι μη κορεσμένες αδιαβατικές γραμμές - DALR χαρακτηρίζουν το ρυθμό με τον οποίο ψύχεται μια σχετικά ξηρή αέρια μάζα, χαμηλή σε περιεκτικότητα υδρατμών, καθώς αυτή ανέρχεται στην ατμόσφαιρα. Μία αέρια μάζα που δεν έχει υποστεί ακόμα συμπύκνωση ακολουθεί την DALR. Η αέρια μάζα ανερχόμενη στην ατμόσφαιρα ψύχεται αδιαβατικά, ήτοι δεν αλληλεπιδρά με το περιβάλλον και άρα δεν ανταλλάζει θερμότητα με αυτό (Q = 0, από τον 1 ο νόμο της θερμοδυναμικής). Μια αντιστρεπτή αδιαβατική μεταβολή καλείται ισεντροπική διαδικασία. Καθώς η αέρια μάζα κερδίζει ύψος γίνεται ελαφρύτερη και διαστέλλεται (αδιαβατική εκτόνωση). Η συνεχής διαστολή της ανερχόμενης αυτής αέριας μάζας έχει ως συνέπεια την πτώση της θερμοκρασίας της, αφού τα μόριά της αρχίζουν να απομακρύνονται μεταξύ τους σε μεγαλύτερα ύψη. Αυτή η μετακίνηση όμως των μορίων σημαίνει παραγωγή έργου. Για να παραχθεί λοιπόν αυτό το έργο απαιτείται κάποια ενέργεια και είναι η εσωτερική θερμική ενέργεια που έχει αυτή η αέρια μάζα, σύμφωνα και με τον 1 ο νόμο της θερμοδυναμικής. Οι γραμμές της DALR είναι πράσινες ευθείες (εικόνα 14) και ξεκινούν από τον άξονα x με κατεύθυνση από νοτιοανατολικά προς βορειοδυτικά. Υγρή αδιαβατική/ψευδοαδιαβατική θερμοβαθμίδα - Κορεσμένες αδιαβατικές γραμμές (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR): Οι κορεσμένες αδιαβατικές γραμμές χαρακτηρίζουν το ρυθμό με τον οποίο ψύχεται μια σχετικά υγρή αέρια μάζα, υψηλή σε περιεκτικότητα υδρατμών, καθώς αυτή ανέρχεται στην ατμόσφαιρα. Μία αέρια μάζα που έχει υποστεί συμπύκνωση ακολουθεί την MALR. Κατά την αλλαγή φάσης των υδρατμών σε σταγονίδια νερού και παγοκρυστάλλους, λόγω συμπύκνωσης και απόθεσης αντίστοιχα, παρατηρείται έκλυση θερμότητας προς το περιβάλλον, λόγω της λανθάνουσας θερμότητας που απελευθερώνεται. Επομένως, η ενέργεια που απελευθερώνεται προς το περιβάλλον θερμαίνει την ανερχόμενη αέρια μάζα που ακολουθεί την MALR. Άρα, ο ρυθμός ψύξης της MALR είναι μικρότερος από την DALR. Βεβαίως, στην πραγματικότητα, η μεταβολή δεν είναι αδιαβατική αφού η αέρια μάζα χάνει υδρατμούς (συμπύκνωση βροχή). Οι γραμμές της MALR είναι πράσινες καμπύλες (εικόνα 14) και ξεκινούν από τον άξονα x με κατεύθυνση από νότια προς βορειοδυτικά. Parcel lapse rate (Αέρια μάζα): Είναι η πορεία που κάνει μία αέρια μάζα αν για κάποιο λόγο ανυψωθεί, είτε λόγω θερμικής αστάθειας, είτε μηχανικής ανύψωσης (οροσειρά), είτε για δυναμικούς λόγους. Η καμπύλη αυτή συνδυάζει τη ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα και την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Η αέρια μάζα ανερχόμενη ακολουθεί, συνήθως, την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα, μέχρι ένα ύψος όπου δεν υπάρχουν μεγάλα ποσοστά υγρασίας. Στο σημείο όπου παρατηρείται κορεσμός των υδρατμών - LCL 18 - η αέρια μάζα ακολουθεί την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Το parcel lapse rate παρουσιάζει την ανοδική κίνηση της αέριας μάζας και η καμπύλη που σχεδιάζεται στο τεφίγραμμα είναι μια διακεκομμένη γραμμή. Το εμβαδόν που περικλείεται μεταξύ της καμπύλης αυτής και της 18 Lifted Condensation Level Σημείο Συμπύκνωσης

41 35 γραμμής της πραγματικής ατμόσφαιρας (environmental sounding), χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό διάφορων θερμοδυναμικών δεικτών όπως είναι το CAPE, το CINH 19 και το LI 20. Εύρεση του σημείου συμπυκνώσεως - Lifted Condensation Level - LCL: Εάν μια σχετικά ξηρή αέρια μάζα ανυψωθεί για κάποιο λόγο, ακολουθεί την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα (εικόνα 15). Η θερμοκρασία του σημείου δρόσου κινείται στη γραμμή ίσης αναλογίας μίγματος (αφού δεν χάνονται καθόλου υδρατμοί). Το σημείο που η θερμοκρασία και η θερμοκρασία δρόσου συναντώνται ονομάζεται σημείο συμπύκνωσης των υδρατμών και είναι το σημείο όπου η σχετική υγρασία γίνεται μέγιστη, δηλαδή 100%. Από το σημείο αυτό, έχουμε συμπύκνωση υδρατμών και το σημείο θερμοκρασίας-δρόσου δεν διαφοροποιείται πια. Εφόσον όμως η αέρια μάζα χάνει υδρατμούς (μέσω της συμπύκνωσης και της απώλειας λανθάνουσας ενέργειας) τότε δεν ακολουθείται η ξηρή αδιαβατική αλλά η υγρή αδιαβατική ή ψευδό-αδιαβατική. Αναλόγως τώρα της σύστασης του περιβάλλοντος, η αέρια μάζα είτε θα ανέβει προς τα πάνω για να σχηματίσει καταιγιδοφόρο νέφος κατακόρυφης ανάπτυξης είτε θα κινηθεί προς τα κάτω μέχρι που να συναντήσει αέρια μάζα παρόμοιας πυκνότητας και να σταθεροποιηθεί. Σημείο συμπύκνωσης υδρατμών Ανύψωση κατά την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Εικόνα 15. Εύρεση του σημείου συμπυκνώσεως Θερμοκρασία επιφάνειας: 20 C Ισοβαρική καμπύλη: 1000 hpa 19 Convective Inhibition 20 LI - Lifted Index

42 36 Κεφάλαιο 4 - Δυναμική της ατμόσφαιρας 4.1 Δυναμική της οριζόντιας ροής Οι αέριες μάζες κινούνται με τέτοιο τρόπο έτσι ώστε να διατηρούνται οι ισορροπίες στην ατμόσφαιρα με βάση την ατμοσφαιρική πίεση που διαφέρει από περιοχή σε περιοχή. Στην ατμόσφαιρα, ο άνεμος ρέει με τέτοιο τρόπο έτσι ώστε να διατηρεί τις ισορροπίες μεταξύ περιοχών σχετικά ψηλής και χαμηλής πίεσης. Άνεμος ονομάζεται κάθε οριζόντια (κυρίως) ή κατακόρυφη μετακίνηση μάζας ατμοσφαιρικού αέρα. Ο άνεμος σαν μετεωρολογικό στοιχείο προσδιορίζεται από δύο στοιχεία: διεύθυνση και ταχύτητα. Με τον όρο διεύθυνση εννοείται το σημείο του ορίζοντα από το οποίο πνέει ο άνεμος. Οι μονάδες μέτρησης της ταχύτητας του ανέμου που χρησιμοποιούνται στην Μετεωρολογία είναι αρκετές ανάλογα με την περίπτωση. Οι σημαντικότερες είναι: (α) m/sec (β) km/h (γ) Ναυτικά μίλια ανά ώρα ή κόμβοι (knots) (δ) Μίλια ανά ώρα (mph) Ισχύει: 1 m/s = 3,6 km/h = knots = mph Στις αρχές του 19 ου αιώνα ο Άγγλος ναύαρχος Sir Francis Beaufort πρότεινε μια καθαρά εμπειρική κλίμακα για τον άνεμο, η οποία φέρει το όνομα του (κλίμακα Beaufort) και που χρησιμοποιείται ιδιαίτερα από τους ναυτιλλόμενους μέχρι και σήμερα (Παράρτημα 8 Κλίμακα Beaufort). Πώς και γιατί κινείται ο άνεμος και κάτω από ποιες δυνάμεις συντελείται η κυκλοφορία αυτή, είναι μερικά από τα χαρακτηριστικά που θα μελετηθούν παρακάτω Οριζόντια κυκλοφορία ανέμου Οι εξισώσεις κίνησης του Ισαάκ Νεύτωνα ( ) είναι επαρκείς να εξηγήσουν την κυκλοφορία του ανέμου και συγκεκριμένα ο 2ος νόμος του Νεύτωνα εξηγεί πως ο άνεμος μπορεί να επιταχυνθεί, επιβραδυνθεί, να αλλάξει διεύθυνση και ταχύτητα, με βάση τη συνισταμένη των δυνάμεων που εξασκούνται πάνω του. Ο 2ος νόμος του Νεύτωνα αναφέρει πως σε κάθε μία από τις τρεις διαστάσεις ενός συστήματος συντεταγμένων, η επιτάχυνση α που αποκτά ένα σώμα μάζας m υπό την επίδραση συνισταμένων δυνάμεων ΣF δίνεται από την εξής σχέση: α = 1 m F Είναι ξεκάθαρο ότι η επιτάχυνση του ανέμου εξαρτάται από την συνισταμένη των δυνάμεων που εξασκούνται πάνω του. Σε ένα περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς παρατηρείται η ύπαρξη τριών φαινόμενων δυνάμεων: Μία φυγόκεντρος δύναμη (ίση και αντίθετη της κεντρομόλου) που εφαρμόζεται σε όλα τα σώματα ανεξάρτητα από τα χαρακτηριστικά της κίνησής τους, μία δύναμη Coriolis η οποία εξαρτάται από τη σχετική ταχύτητα του σώματος

43 37 στο επίπεδο που είναι κάθετο του άξονα περιστροφής και η δύναμη Euler που είναι συνεπίπεδη της κίνησης και κάθετη στην φυγόκεντρο. Επομένως, για να μελετηθεί προς ποιά διεύθυνση και φορά πνέει ο άνεμος, θα πρέπει να οριστούν και να εξετασθούν όλες οι δυνάμεις που επηρεάζουν την οριζόντια κυκλοφορία του ανέμου. 4.2 Δυνάμεις που επηρεάζουν την κυκλοφορία του ανέμου 1) Η δύναμη βαροβαθμίδας - Pressure Gradient Force (PGF) 2) Η δύναμη Coriolis - Coriolis force (CF) 3) Η δύναμη της τριβής Frictional force (FF) 4) Η δύναμη της βαρύτητας Gravitational force (GF) 5) Η φυγόκεντρος δύναμη Centrifugal force (Fc) 6) Η δύναμη Euler Euler Force (EF) Οι πραγματικές δυνάμεις είναι η δύναμη βαροβαθμίδας (PGF), η δύναμη της βαρύτητας (GF) και η δύναμη της τριβής (FF). Οι φαινόμενες δυνάμεις είναι η δύναμη Coriolis (CF), η φυγόκεντρος δύναμη (Fc) και η δύναμη Euler (EF) Δύναμη βαροβαθμίδας Pressure gradient force (PGF) Η δύναμη βαροβαθμίδας είναι το διανυσματικό μέγεθος που περιγράφει το μέτρο, τη διεύθυνση και τη φορά της δύναμης που εξασκείται πάνω σε μία αέρια μάζα, λόγω της διαφοράς της πίεσης από ένα σημείο σε ένα άλλο. Η πίεση ορίζεται ως η δύναμη ανά μονάδα επιφανείας και είναι βαθμωτό μέγεθος. Υπό την επίδραση της δύναμης αυτής η αέρια μάζα ωθείται με φορά από τις ψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις και διεύθυνση κάθετη προς την επιφάνεια. Προκύπτει ότι η δύναμη βαροβαθμίδας είναι ανάλογη της μεταβολής της πίεσης με την απόσταση και πάντα έχει φορά από τις ψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Στο κατακόρυφο προφίλ της ατμόσφαιρας, η δύναμη βαροβαθμίδας εξισορροπείται περίπου από την βαρυτική δύναμη, διατηρώντας έτσι την υδροστατική ισορροπία της ατμόσφαιρας. Για την απόδειξη ότι η δύναμη βαροβαθμίδας έχει διεύθυνση και φορά από περιοχές υψηλής σε περιοχές χαμηλότερης πίεσης βλέπε Παράρτημα 10. Μέσα από το παράρτημα 4 προκύπτει το εξής: PGF = G V = m αpgf Όπου PGF : Δύναμη βαροβαθμίδας G: Βαροβαθμίδα V: Όγκος που καταλαμβάνει ο ατμοσφαιρικός αέρας m: Μάζα ατμοσφαιρικού αέρα : Επιτάχυνση ατμοσφαιρικού αέρα αpgf Σαν μέτρο των οριζόντιων μεταβολών της πίεσης παίρνουμε την βαροβαθμίδα G, η οποία ορίζεται ως η ελάττωση της πίεσης πάνω σε διεύθυνση κάθετη στις ισοβαρείς καμπύλες

44 38 στη μονάδα επιφάνειας. Η βαροβαθμίδα μπορεί να εκτιμηθεί από τους χάρτες ισοβαρών καμπυλών όταν είναι γνωστές οι αποστάσεις μεταξύ των ισοβαρών με βάση την παρακάτω προσεγγιστική σχέση: P ΔP Δn όπου ΔP είναι η διαφορά μεταξύ δύο διαδοχικών ισοβαρών και Δn είναι η οριζόντια απόστασή τους. Όταν η πτώση πίεσης ανάμεσα σε δύο διαδοχικές ισοβαρείς καμπύλες είναι σε σχετικά μικρή απόσταση, τότε υπάρχει ισχυρή βαροβαθμίδα και επομένως ισχυρή δύναμη βαροβαθμίδας (strong or steep pressure gradient force) στην περιοχή, ως αποτέλεσμα να παρατηρούνται ισχυροί άνεμοι στην περίπτωση αυτή. Αντιθέτως, εάν η πτώση της πίεσης ανάμεσα σε δύο διαδοχικές ισοβαρείς καμπύλες είναι σε σχετικά μεγάλη απόσταση τότε υπάρχει ασθενής δύναμη βαροβαθμίδας (weak or gentle pressure gradient force) στην περιοχή και επομένως παρατηρούνται ασθενείς άνεμοι σε αυτή την περίπτωση. Συμπερασματικά, η δύναμη βαροβαθμίδας, που είναι ανάλογη με την επιτάχυνση αpgf, έχει φορά αντίθετη από το άνυσμα της βαθμίδας πίεσης (ανάδελτα). Επομένως, η δύναμη βαροβαθμίδας κατευθύνεται από τις υψηλότερες προς τις χαμηλότερες πιέσεις Δύναμη της τριβής Frictional force (FF) Η δύναμη τριβής αναπτύσσεται εξαιτίας της τραχείας επιφάνειας του εδάφους και της θάλασσας, πάνω στην οποία υποχρεώνεται να κινηθεί η αέρια μάζα. Επομένως, η δύναμη αυτή περιορίζεται κυρίως στα χαμηλά τμήματα της τροπόσφαιρας μέχρι ένα υψόμετρο περίπου 1 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, όπου βρίσκεται το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας στο οποίο παρατηρείται η επίδραση της τριβής (frictional layer). Αυτή η τριβή ονομάζεται τριβή ολίσθησης. Από το όριο αυτό και πάνω η επίδραση της δύναμης της τριβής είναι αμελητέα. Το μέτρο της δύναμης αυτής είναι ανάλογο της ταχύτητας με την οποία κινείται η αέρια μάζα κι έχει φορά αντίθετη με εκείνη της ταχύτητας. Δηλαδή, η τριβή αντιτίθεται στην κίνηση του ανέμου. Πάνω από το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας, η δύναμη τριβής είναι πολύ μικρότερη από τις δυνάμεις βαροβαθμίδας και Coriolis ενώ μέσα στο οριακό στρώμα (περίπου στα πρώτα 1000 μέτρα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας) η δύναμη τριβής είναι ανάλογου μεγέθους με τις άλλες δύο δυνάμεις. Βεβαίως υπάρχει και η εσωτερική τριβή του αέρα που ως ρευστό διαθέτει και το ανάλογο ιξώδες. Αυτή η τριβή είναι η δύναμη που προκύπτει κατά την ολίσθηση μεταξύ των διαφόρων στρωμάτων του ατμοσφαιρικού αέρα Δύναμη της βαρύτητας Gravitational force (GF) Όλα τα σώματα πάνω στη γη υπόκεινται στο νόμο της παγκόσμιας έλξης κατά τον οποίο ισχύει ότι: «Οι ελκτικές δυνάμεις μεταξύ 2 σωμάτων είναι ανάλογες του γινομένου των μαζών τους και αντιστρόφως ανάλογες του τετραγώνου της μεταξύ τους απόστασης». Ο

45 39 νόμος αυτός διατυπώθηκε από τον Ισαάκ Νεύτωνα ( ). Η μαθηματική διατύπωση του νόμου αυτού έχει ως εξής: F = G m1 m2 Όπου G: Σταθερά της παγκόσμιας έλξης Μ: Μάζα Γης r: Απόσταση μεταξύ του κέντρου μάζας της Γης και του σώματος. Η δύναμη της βαρύτητας έλκει όλα τα σώματα συγκεκριμένης μάζας προς το κέντρο μάζας της Γης. Σε αυτή τη δύναμη υπόκειται βέβαια και ο άνεμος κατά τη διάρκεια της κυκλοφορίας του Δύναμη Coriolis, Φυγόκεντρος δύναμη, Δύναμη Euler Η δύναμη Coriolis, Euler και η φυγόκεντρος δύναμη είναι «φαινομενικές» δυνάμεις οι οποίες εμφανίζονται σε μη αδρανειακά συστήματα αναφοράς. Η δύναμη σε ένα περιστρεφόμενο σύστημα συντεταγμένων του οποίου οι άξονες περιστρέφονται με γωνιακή ταχύτητα w εκφράζεται με την εξής φόρμουλα: Όπου, r 2 m ( d2 r dt 2) R = m r dr (d2 dt2) I 2mw dt mw (w r) (dw dt ) r m ( d2 r dt 2) R : Δύναμη που δέχεται το σώμα στο περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς m ( d2 r dt2) I : Οι πραγματικές δυνάμεις που δέχεται το σώμα στο αδρανειακό σύστημα αναφοράς. CF = 2mw dr dt : Δύναμη Coriolis Η δύναμη Coriolis οφείλεται στην περιστροφή της Γης. Κάθε σώμα που κινείται σε περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς, ασκείται σε αυτό δύναμη αδράνειας, μία εκ των οποίων είναι η δύναμη Coriolis. Κάθε σώμα που κινείται ευθύγραμμα στο βόρειο και στο νότιο ημισφαίριο εκτρέπεται προς τα δεξιά και προς τα αριστερά αντίστοιχα, λόγω αυτής της δύναμης. Η δύναμη Coriolis είναι πάντα κάθετη στην ταχύτητα των κινούμενων ανέμων και έτσι η τροχιά των ανέμων αποκλίνει. Όσο αυξάνεται η ταχύτητα των ανέμων αυξάνεται και η δύναμη Coriolis η οποία επηρεάζει την κατεύθυνση των ανέμων αυτών και όχι την ταχύτητα τους. Η δύναμη αυτή είναι ανάλογη της γωνιακής ταχύτητας της Γης, της ταχύτητας του σώματος (στην περίπτωση μας ο άνεμος) και επίσης είναι ανάλογη του ημιτόνου του γεωγραφικού πλάτους όπου λαμβάνει χώρα η κίνηση του ανέμου. Συγκεκριμένα η δύναμη

46 40 αυτή είναι μηδενική στον ισημερινό (Γεωγραφικό πλάτος: 0 ) και μέγιστη στους πόλους (Γεωγραφικό πλάτος: 90 ). Η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης Coriolis προερχόμενη από οριζόντια κίνηση δίνεται σε διανυσματική μορφή ως εξής: CF = 2mw sin(φ) k dr dt Όπου ο όρος 2w sin(φ) αποτελεί την παράμετρο Coriolis f και το k είναι το μοναδιαίο διάνυσμα που είναι κάθετο προς την κίνηση της φοράς του ανέμου. Το φ αντιστοιχεί σε γεωγραφικό πλάτος. Το w είναι η γωνιακή ταχύτητα της Γης και το dr ταχύτητα του ανέμου. dt είναι η σχετική. Εικόνα 16. Γραφική Παράσταση της μεταβολής της δύναμης Coriolis (Μονάδες: m s -2 ) σε συνάρτηση με το γεωγραφικό πλάτος (Μονάδες: ). Όσο αυξάνεται η ταχύτητα του ανέμου τόσο αυξάνεται η επίδραση της δύναμης Coriolis πάνω του. Σε μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη η δύναμη Coriolis είναι μεγαλύτερη σε σχέση με μικρότερα. Η δύναμη αυτή αυξάνεται σχεδόν γραμμικά μέχρι ένα γεωγραφικό πλάτος (φ 35 ), ενώ σταδιακά καταλήγει σε ένα μέγιστο (φ=90 ) όπου είναι και η μέγιστη τιμή της. Με μπλε (5 m s-1), πράσινο (10 m s-1) και κόκκινο (20 m s-1) είναι η αντίστοιχη ταχύτητα του ανέμου. Για μεγαλύτερες ταχύτητες του ανέμου η δύναμη Coriolis αυξάνεται σύμφωνα και με τη διπλανή γραφική παράσταση. Πηγή: PhysicalGeography.net, Fundamentals ebook, Ch.7 Εικόνα 17. Η απόκλιση της τροχιάς ενός αεροπλάνου που κινείται από δυτικά προς ανατολικά στο βόρειο ημισφαίριο, είναι πάντοτε προς τα δεξιά λόγω της δύναμης Coriolis. Σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη η δεξιόστροφη απόκλιση της πορείας του αεροπλάνου λόγω της δύναμης Coriolis είναι μεγαλύτερη ενώ όσο προσεγγίζουμε τον Ισημερινό η απόκλιση μικραίνει μέχρι να μηδενιστεί στον Ισημερινό. Επομένως, εάν ο πιλότος δεν λάβει υπόψη του Fc τη = δύναμη mw Coriolis θα (w καταλήξει r) στην : Φυγόκεντρος πολιτεία της Φλόριντας Δύναμη αντί στην πολιτεία της Αλαμπάμας όπως φαίνεται στην μεσαία περίπτωση στο σχήμα (β). Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition

47 41 Η φυγόκεντρος δύναμη είναι φαινόμενη δύναμη που «αισθάνεται» ένα σώμα το οποίο εκτελεί περιστροφική ή καμπυλόγραμμη κίνηση, η οποία μοιάζει να το σπρώχνει να φύγει από την τροχιά αυτή, προς τα έξω. Ένα σώμα που κινείται καμπυλόγραμμα, που στρίβει δηλαδή συνεχώς από μια δύναμη, λόγω αδράνειας νιώθει μια δύναμη που τείνει να το «διώξει» από την τροχιά αυτή, η οποία ονομάζεται φυγόκεντρος δύναμη. Όταν ο άνεμος, λόγω της δύναμης Coriolis, παρεκκλίνει της πορείας του και αρχίζει να εκτελεί κυκλική κίνηση, παρουσιάζεται η κεντρομόλος επιτάχυνση. Στην περίπτωση όπου ο άνεμος κινείται δεξιόστροφα η συνισταμένη των δυνάμεων της δύναμης Coriolis και της δύναμης βαροβαθμίδας αποτελούν την κεντρομόλο δύναμη. Η φυγόκεντρος δύναμη είναι ίση και αντίθετη της κεντρομόλου. W Εικόνα 18. Η φαινόμενη φυγόκεντρος δύναμη είναι ίση και αντίθετη με την κεντρομόλο δύναμη σε περιστρεφόμενα συστήματα αναφοράς με γωνιακή ταχύτητα w. EF = ( dw ) r : Δύναμη Euler dt Η δύναμη Euler βρίσκεται στο ίδιο επίπεδο της κίνησης του ανέμου και είναι κάθετη στη φυγόκεντρο δύναμη. Εμφανίζεται λόγω της μεταβολής της γωνιακής ταχύτητας των αξόνων του συστήματος αναφοράς. Θεωρείται αμελητέα δύναμη συγκριτικά με τις 2 υπόλοιπες φαινόμενες δυνάμεις, ενώ αξιοσημείωτο είναι ότι δεν αναφέρεται ποτέ στη μετεωρολογία. Εικόνα 19. Η δύναμη Euler που παρουσιάζεται σε περιστρεφόμενα συστήματα αναφοράς με γωνιακή ταχύτητα w. Πηγή: Systems of Reference in Classical Dynamics

48 Γεωστροφικός άνεμος (geostrophic wind) Σύμφωνα με τον 1 ο νόμο του Νεύτωνα (Νόμος της Αδράνειας) κάθε σώμα σε ένα αδρανειακό σύστημα αναφοράς στο οποίο δεν ασκούνται εξωτερικές δυνάμεις, ή αν ασκούνται και η συνισταμένη των δυνάμεων αυτών είναι ίση με ΣF εξ = 0, τότε το σώμα είτε είναι ακίνητο είτε εκτελεί ευθύγραμμη ομαλή κίνηση με σταθερή ταχύτητα. Ο άνεμος πάνω από το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας (1 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας), στο οποίο η επίδραση της τριβής είναι αμελητέα, τείνει να πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες και με σταθερή ταχύτητα. Αυτό θεωρητικά συμβαίνει όταν η δύναμη της τριβής είναι αμελητέα και ταυτόχρονα όταν η δύναμη βαροβαθμίδας (PGF) και δύναμη Coriolis (CF) είναι ίσες και αντίθετες, οπότε επέρχεται ισορροπία και η ταχύτητα του ανέμου γίνεται σταθερή, σύμφωνα και με τον 1 ο νόμο του Νεύτωνα. Εάν θεωρήσουμε μια γεωγραφική περιοχή που η κατανομή της ατμοσφαιρικής πίεσης οριζοντίως έχει ευθείες παράλληλες ισοβαρείς καμπύλες, τότε ο άνεμος θα πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες με σταθερή ταχύτητα. Αυτός ο άνεμος ονομάζεται γεωστροφικός άνεμος. Όπως φαίνεται στην παρακάτω εικόνα όταν ένα δείγμα αέρα ξεκινά από το αρχικό σημείο 1 αρχικά κινείται κάθετα στις ισοβαρείς με μοναδικό αίτιο τη δύναμη βαροβαθμίδας PGF. Καθώς ο άνεμος επιταχύνεται, από τις περιοχές υψηλότερης προς περιοχές χαμηλότερης πίεσης, η ταχύτητα του αυξάνεται, και επομένως εμφανίζεται και η δύναμη Coriolis CF, εκτρέποντας τον άνεμο προς τα δεξιά (περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς στο βόρειο ημισφαίριο). Έτσι, καθώς αυξάνεται η ταχύτητα του ανέμου αυξάνεται και η δύναμη Coriolis CF, που είναι ευθέως ανάλογη με την ταχύτητα του ανέμου. Στο σημείο όπου εξισορροπείται η δύναμη Coriolis-CF με τη δύναμη βαροβαθμίδας PGF η συνισταμένη των εξωτερικών δυνάμεων είναι ΣF εξ = PGF CF = 0 και έτσι ο άνεμος εκτελεί ευθύγραμμη ομαλή κίνηση, παράλληλη προς τις ισοβαρείς καμπύλες, και άρα με σταθερή ταχύτητα. Ο άνεμος που έχει αυτά τα χαρακτηριστικά ονομάζεται γεωστροφικός άνεμος. Η ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου δίνεται από την εξής σχέση 21 : Όπου f: Η παράμετρος Coriolis ρ: Η πυκνότητα του αέρα G: Βαροβαθμίδα Vg = 1 ρ f P = G ρ f 21 Για απόδειξη της σχέσης του γεωστροφικού ανέμου βλέπε Αρχές Μετεωρολογίας-Κλιματολογίας Κατσαφάδος Π., Μαυροματίδης Η., Αθήνα 2010, σελίδα 45-46

49 43 Στο ρεαλιστικό πλάνο της ατμόσφαιρας σπάνια υπάρχουν παράλληλες ισοβαρείς καμπύλες, άρα σπάνια παρατηρείται άνεμος με σταθερή ταχύτητα, ενώ ο άνεμος συνήθως αλλάζει ταχύτητα καθώς κινείται πάνω σε αυτές. Συμπερασματικά, ο γεωστροφικός άνεμος είναι απλά μια προσέγγιση της πραγματικής συμπεριφοράς της κυκλοφορίας του ανέμου στην ατμόσφαιρα της Γης. Παρόλα αυτά, όταν μελετάται η κίνηση των αερίων μαζών μακριά από το έδαφος και σε μεγάλη (συνοπτική) κλίμακα, η κίνηση του ανέμου και γενικότερα της κυκλοφορίας του, μπορεί να περιγραφεί με την υπεραπλούστευση του γεωστροφικού άνεμου ως μία καλή προσέγγιση της πραγματικότητας. Εικόνα 20.Πάνω από το όριο της τριβής αρχικά ο άνεμος θα αρχίσει να επιταχύνεται, αλλάζοντας συνεχώς κατεύθυνση, μέχρις ότου εξισορροπηθεί η δύναμη βαροβαθμίδας - PGF από τη δύναμη Coriolis - CF. Σταδιακά, ο άνεμος καταλήγει να είναι παράλληλος προς τις ισοβαρείς γραμμές και να κινείται με σταθερή ταχύτητα εκτελώντας ευθύγραμμη ομαλή κίνηση. Ο άνεμος αυτός ονομάζεται γεωστροφικός άνεμος και κινείται έχοντας τις χαμηλές πιέσεις βόρεια του και τις υψηλές πιέσεις νότια του. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Εικόνα 21. Η ροή του ανέμου στο σχήμα αυτό μπορεί να παρομοιαστεί με τη ροή του νερού σε έναν ποταμό. Δηλαδή, εκεί όπου οι ισοβαρείς καμπύλες είναι πυκνότερες, παρατηρείται μεγαλύτερη ένταση του ανέμου, σε σχέση με την περιοχή όπου οι καμπύλες είναι αραιότερες. Το αντίστοιχο παρατηρείται και στις όχθες ενός ποταμού οι οποίες όσο πιο κοντά βρίσκονται η μια με την άλλη τόσο μεγαλύτερη ταχύτητα ροής του νερού παρατηρείται και το αντίστροφο. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition

50 44 Η ένταση του ανέμου είναι ανάλογη της δύναμης βαροβαθμίδας, που με τη σειρά της είναι ανάλογη με την βαροβαθμίδα (pressure gradient). Επομένως όσο πιο απόμακρες είναι οι ισοβαρείς τόσο πιο ασθενής είναι η ένταση του ανέμου, ενώ το αντίθετο συμβαίνει όταν οι ισοβαρείς είναι πιο κοντά η μια στην άλλη. Δηλαδή, εκεί όπου οι ισοβαρείς αρχίσουν να γίνονται πιο πυκνές έχουμε ισχυρούς ανέμους (αυξάνεται η ένταση τους) λόγω της ισχυρότερης δύναμης βαροβαθμίδας - PGF που εξισορροπείται από την αντίστοιχα αυξανόμενη δύναμη Coriolis - CF. 4.4 Άνεμος βαροβαθμίδας (gradient wind) Όταν οι ισοβαρείς γραμμές δεν είναι ευθείες αλλά καμπύλες γραμμές, τότε ο άνεμος ακολουθεί καμπύλη τροχιά οπότε εμφανίζεται εκτός από τις δυνάμεις Coriolis και βαροβαθμίδας και η φυγόκεντρος δύναμη. Όταν οι ισοβαρείς είναι καμπύλες και η κίνηση του ανέμου εκτελείται σε περιοχές της ατμόσφαιρας που η δράση της τριβής είναι αμελητέα, τότε αυτή είναι αποτέλεσμα της δράσης τριών δυνάμεων, της δύναμης βαροβαθμίδας (PGF), της δύναμης Coriolis (CF) και της κεντρομόλου δύναμης (Fc). Σε αυτή την περίπτωση ο άνεμος που φυσά σαν αποτέλεσμα της τέλειας ισορροπίας των τριών αυτών δυνάμεων πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες, με σταθερή ταχύτητα, ονομάζεται άνεμος βαροβαθμίδας. Ο άνεμος βαροβαθμίδας παρουσιάζει δύο τύπους ροής στο βόρειο ημισφαίριο. Η κυκλωνική και αντικυκλωνική ροή του ανέμου χαρακτηρίζει ένα χαμηλό (L 22 ) και υψηλό βαρομετρικό (H 23 ) αντίστοιχα. Στο νότιο ημισφαίριο ισχύει ακριβώς το αντίστροφο. Σε ένα χαμηλό βαρομετρικό με κέντρο την χαμηλότερη πίεση που μπορεί να προκύψει, ο άνεμος κινείται από την περιφέρεια προς το κέντρο του συστήματος αυτού, εκτελώντας κυκλική κίνηση με φορά περιστροφής αντίθετη των δεικτών του ρολογιού (κυκλωνική κίνηση). Το αντίστροφο συμβαίνει σε ένα υψηλό βαρομετρικό όπου οι άνεμοι κινούνται από το κέντρο του συστήματος προς την περιφέρεια του, εκτελώντας κυκλική κίνηση με φορά περιστροφής αυτή των δεικτών του ρολογιού (αντικυκλωνική κίνηση). Ο άνεμος βαροβαθμίδας δεν παρουσιάζεται μόνο για κλειστές καμπυλόγραμμες ισοβαρείς αλλά για οποιαδήποτε καμπυλόγραμμη κίνηση του ανέμου στην ατμόσφαιρα. Η κίνηση οφείλεται πρωτίστως στη δύναμη βαροβαθμίδας που «σπρώχνει» τον άνεμο από περιοχές υψηλότερης πίεσης προς τις περιοχές χαμηλότερης πίεσης. Ο συνδυασμός της δύναμης αυτής με τη δύναμη Coriolis και με τη φαινόμενη φυγόκεντρο δύναμη προκαλεί την καμπύλωση του ανέμου και εν τέλει την κυκλωνική ή αντικυκλωνική ροή του. Κυκλωνική κίνηση Χαμηλό βαρομετρικό στην ανώτερη ατμόσφαιρα στο βόρειο ημισφαίριο Στην περίπτωση αυτή ο άνεμος κινείται αρχικά επιταχυνόμενος από την περιφέρεια προς το κέντρο της χαμηλής πίεσης και η δύναμη Coriolis έχει φορά από μέσα προς τα έξψ του συστήματος και είναι υπεύθυνη για την απόκλιση του ανέμου προς τα δεξιά. Η επίδραση της τριβής στην ανώτερη ατμόσφαιρα θεωρείται αμελητέα. Η συνδυαστική κίνηση προκαλεί 22 L Συμβολισμός ενός χαμηλού βαρομετρικού (Low pressure system) στους χάρτες καιρού 23 Η Συμβολισμός ενός υψηλού βαρομετρικού (High pressure system) στους χάρτες καιρού

51 45 καμπύλωση του ανέμου, αριστερόστροφα, ο οποίος κινείται γύρω από το χαμηλό βαρομετρικό με σταθερή ταχύτητα και επομένως εκτελεί κυκλωνική κίνηση (βλέπε σχήμα παρακάτω). Αν θεωρήσουμε ισαπέχουσες ισοβαρείς καμπύλες, ο άνεμος παρουσιάζει σταθερή φυγόκεντρη επιτάχυνση επειδή αλλάζει συνεχώς διεύθυνση. Επομένως ασκείται μια φυγόκεντρος δύναμη (φαινόμενη δύναμη) στην κυκλοφορία του ανέμου, με φορά από μέσα προς τα έξω του χαμηλού βαρομετρικού. Σε αυτή την περίπτωση η δύναμη βαροβαθμίδας είναι ελαφρώς μεγαλύτερη από τη δύναμη Coriolis και η ισορροπία των τριών δυνάμεων επέρχεται λόγω της εμφάνισης της φυγόκεντρου δύναμης που είναι ομόρροπη με τη δύναμη Coriolis. Ο άνεμος βαροβαθμίδας εδώ θεωρείται υπογεωστροφικός αφού η φυγόκεντρος δύναμη ενισχύει τη δύναμη Coriolis. Εικόνα 22. (a) Περιοχή χαμηλής πίεσης / κυκλωνική κίνηση στην ανώτερη ατμόσφαιρα πάνω από το όριο της τριβής. Παρουσία δυνάμεων Coriolis (CF) και βαροβαθμίδας (PGF). Η φυγόκεντρος δύναμη παρόλο που δεν παρουσιάζεται στο σχήμα, έχει διεύθυνση και φορά από μέσα προς τα έξω του χαμηλού και είναι ομόρροπη με την CF. Στη θέση 3 έχουμε ισορροπία των 3 δυνάμεων όπου παρουσιάζεται ο άνεμος βαροβαθμίδας. Η ροή του ανέμου είναι παράλληλη προς τις ισοβαρείς. (b) Περιοχή υψηλής πίεσης / αντικυκλωνική κίνηση στην ανώτερη ατμόσφαιρα πάνω από το όριο της τριβής. Παρουσία δυνάμεων Coriolis (CF) και βαροβαθμίδας (PGF). Η φυγόκεντρος δύναμη παρόλο που δεν παρουσιάζεται στο σχήμα, έχει διεύθυνση και φορά από το κέντρο προς την περιφέρεια του υψηλού και είναι ομόρροπη με την PGF. Στην αντίστοιχη θέση με το σχήμα (a) παρουσιάζεται ο άνεμος βαροβαθμίδας. Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Αντικυκλωνική κίνηση Υψηλό βαρομετρικό στην ανώτερη ατμόσφαιρα στο βόρειο ημισφαίριο Στην περίπτωση αυτή ο άνεμος κινείται αρχικά επιταχυνόμενος από το κέντρο προς την περιφέρεια της υψηλής πίεσης και η δύναμη Coriolis έχει φορά από έξω προς τα μέσα του συστήματος και είναι υπεύθυνη για την απόκλιση του ανέμου προς τα δεξιά. Η επίδραση της τριβής στην ανώτερη ατμόσφαιρα θεωρείται αμελητέα. Η συνδυαστική κίνηση προκαλεί καμπύλωση του ανέμου, δεξιόστροφα, ο οποίος κινείται γύρω από το υψηλό βαρομετρικό με σταθερή ταχύτητα και επομένως εκτελεί αντικυκλωνική κίνηση (βλέπε σχήμα πιο πάνω).

52 46 Αν θεωρήσουμε ισαπέχουσες ισοβαρείς, ο άνεμος παρουσιάζει σταθερή φυγόκεντρη επιτάχυνση επειδή αλλάζει συνεχώς διεύθυνση. Επομένως ασκείται μια φυγόκεντρος δύναμη (φαινόμενη δύναμη) στην κυκλοφορία του ανέμου, με φορά από μέσα προς τα έξω του υψηλού βαρομετρικού. Σε αυτή την περίπτωση η δύναμη Coriolis είναι ελαφρώς μεγαλύτερη από τη δύναμη βαροβαθμίδας και η ισορροπία δυνάμεων επέρχεται λόγω της εμφάνισης της φυγόκεντρου δύναμης που είναι ομόρροπη με τη δύναμη βαροβαθμίδας. Ο άνεμος εδώ θεωρείται υπεργεωστροφικός αφού η φυγόκεντρος δύναμη είναι αντίρροπη με τη δύναμη Coriolis και ενισχύει τη δύναμη βαροβαθμίδας. 4.5 Άνεμος επιφάνειας (surface wind) και η επίδραση της τριβής Όταν η κίνηση γίνεται κοντά στο έδαφος, εντός του οριακού στρώματος της τριβής (fictional layer) τότε έχουμε και τη δύναμη τριβής να παίζει ρόλο στη διαμόρφωση της έντασης και της διεύθυνσης του ανέμου μαζί με τις υπόλοιπες 3 δυνάμεις που παρουσιάζονται στον άνεμο βαροβαθμίδας. Τώρα πλέον η κίνηση του ανέμου είναι αποτέλεσμα της ισορροπίας των δυνάμεων βαροβαθμίδας (PGF), τριβής (Ft), φυγόκεντρης (Fc) και Coriolis (CF). Η δύναμη της τριβής έχει πάντα φορά αντίθετη από εκείνη της ταχύτητας και αντιτίθεται στην κίνηση του ανέμου. Σε αυτή την περίπτωση ο άνεμος στην επιφάνεια δεν πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς, αλλά τις τέμνει κινούμενος από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Επίσης η ένταση του ανέμου μειώνεται λόγω της τριβής. Στην περίπτωση που οι ισοβαρείς είναι ευθείες παράλληλες, αλλά η κίνηση γίνεται κοντά στο έδαφος, τότε η δύναμη της βαροβαθμίδας - PGF αντισταθμίζεται από τη συνισταμένη των δυνάμεων Coriolis CF και της τριβής - Ft, όπως φαίνεται και στο παρακάτω σχήμα. Στην περίπτωση αυτή ο άνεμος δεν πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς, αλλά υπό μία γωνία κλίσης με βάση τη συνισταμένη των δυνάμεων που προκύπτουν. (i) (ii) Εικόνα 23. Ισορροπία δυνάμεων βαροβαθμίδας (PGF), Coriolis (CF) και τριβής (Ft): (i) Προκύπτουσα ταχύτητα Vg πάνω από το οριακό στρώμα της τριβής (αμελητέα η επίδραση της τριβής) για την περίπτωση του γεωστροφικού ανέμου. Ο άνεμος πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες. (ii) Προκύπτουσα ταχύτητα Vs εντός του οριακού στρώματος της τριβής για την περίπτωση του επιφανειακού ανέμου. Ο άνεμος πνέει τέμνοντας τις ισοβαρείς καμπύλες. Πηγή: Κατσαφάδος Π., Μαυροματίδης Η., Αρχές Μετεωρολογίας-Κλιματολογίας, Αθήνα 2010

53 Κατακόρυφη κυκλοφορία του ανέμου στα βαρομετρικά συστήματα Σε έναν κυκλώνα ή σύστημα χαμηλής πίεσης (κυκλωνική κίνηση - χαμηλό βαρομετρικό) παρατηρείται σύγκλιση (convergence) του ανέμου από την περιφέρεια προς το κέντρο του συστήματος, με αποτέλεσμα να δημιουργούνται ανοδικές κινήσεις. Συνέπεια των ανοδικών κινήσεων στο κέντρο ενός κυκλωνικού συστήματος είναι η δημιουργία νεφών με κατακόρυφη ανάπτυξη που προκαλούν συνθήκες κακοκαιρίας, όταν φυσικά υπάρχει αρκετή υγρασία και αστάθεια στην ατμόσφαιρα. Αυτή η ελάττωση της πίεσης προκαλεί πυκνότερο δίκτυο ισοβαρών καμπύλων στο κέντρο του χαμηλού με αποτέλεσμα να παρατηρούνται ισχυροί άνεμοι λόγω του πυκνού δικτύου ισοβαρών και την αύξηση της βαροβαθμίδας (Pressure gradient). Αντίθετα σε έναν αντικυκλώνα ή σύστημα υψηλής πίεσης (αντικυκλωνική κίνηση-υψηλό βαρομετρικό), παρατηρείται απόκλιση (divergence) του ανέμου από το κέντρο του συστήματος προς την περιφέρεια, με συνέπεια τη δημιουργία καθοδικών κινήσεων στο κέντρο. Οι καθοδικές κινήσεις σε ένα υψηλό βαρομετρικό θερμαίνουν και κατ επέκταση τείνουν να κάνουν την ατμόσφαιρα πιο ευσταθή και επομένως προκαλούν συνθήκες καλοκαιρίας. Εικόνα 24. Πηγή: Thomson Higher Education, 2007 (a) Σύγκλιση (convergence) ανέμου στην επιφάνεια ενός χαμηλού βαρομετρικού, ανοδικές κινήσεις, συμπύκνωση υδρατμών και σχηματισμός νεφώσεων και απόκλιση (divergence) ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα που παρασύρει μαζί του τα σύννεφα. (b) Σύγκλιση (convergence) ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα σε ένα υψηλό βαρομετρικό, καθοδικές κινήσεις, έλλειψη υδρατμών, ξηρή καθοδική αέρια μάζα, αίθριος καιρός και απόκλιση (divergence) του ανέμου στην επιφάνεια.

54 48 Τα επιφανειακά βαρομετρικά συστήματα συνδέονται με την κυκλοφορία του ανέμου που παρατηρείται στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Συνήθως, τα χαμηλά και υψηλά βαρομετρικά συνδέονται με τη διάταξη που σχηματίζεται από έναν αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough) και μιας σφήνας υψηλών πιέσεων (ridge) στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Συγκεκριμένα, σε ένα χάρτη ανώτερης ατμόσφαιρας, στην περιοχή μεταξύ ridge και trough παρατηρείται σύγκλιση (συσσώρευση) του ανέμου και άρα ευνοούνται καθοδικές κινήσεις προς την επιφάνεια. Αντιθέτως, στην περιοχή μεταξύ ενός αυλώνα και μιας σφήνας παρατηρείται απόκλιση (εξάπλωση) του ανέμου και άρα ευνοούνται ανοδικές κινήσεις από την επιφάνεια προς τα πάνω. Δηλαδή, κατά μήκος της ροής των ισοϋψών, στην ανώτερη ατμόσφαιρα, πίσω από την γραμμή μιας trough παρατηρείται σύγκλιση του ανέμου και καθοδικές κινήσεις, ενώ μπροστά από τη γραμμή μιας trough παρατηρείται απόκλιση και ανοδικές κινήσεις. Επομένως, στην περιοχή μπροστά από τη γραμμή μιας trough στην ανώτερη ατμόσφαιρα ευδοκιμεί η ανάπτυξη χαμηλών βαρομετρικών και πίσω της ευδοκιμεί η ανάπτυξη υψηλών βαρομετρικών. Αναφορικά, για ένα χαμηλό βαρομετρικό, εάν η απόκλιση του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα υπερβεί σε ρυθμό ροής την σύγκλιση του ανέμου στην επιφάνεια, τότε το χαμηλό βαρομετρικό βαθαίνει ή ενισχύεται και ελαττώνεται η επιφανειακή πίεση του. Εάν συμβαίνει το αντίθετο τότε το σύστημα χαμηλής πίεσης σταδιακά εξασθενεί. Όσον αφορά ένα υψηλό βαρομετρικό, εάν η σύγκλιση του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα υπερβεί σε ρυθμό ροής την απόκλιση του ανέμου στην επιφάνεια, τότε το υψηλό βαρομετρικό ενισχύεται και αυξάνεται η πίεση του. Εάν συμβαίνει το αντίθετο τότε το σύστημα υψηλής πίεσης σταδιακά εξασθενεί. Εικόνα 25. Απόκλιση (divergence) και σύγκλιση (convergence) του ανέμου τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Αναπαριστώνται οι ανοδικές και οι καθοδικές κινήσεις που συνοδεύουν τα χαμηλά και υψηλά βαρομετρικά αντίστοιχα. Η δημιουργία και η βάθυνση ενός χαμηλού βαρομετρικού πραγματοποιείται ανατολικά της γραμμής του trough στην ανώτερη ατμόσφαιρα, ενώ η δημιουργία και η ενίσχυση ενός υψηλού βαρομετρικού πραγματοποιείται δυτικά της γραμμής του. Το χαμηλό βαρομετρικό σε αυτή την περίπτωση συνοδεύεται από θερμό και ψυχρό μέτωπο (βλέπε υποκεφάλαιο 6.2.1). Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition

55 49 Κεφάλαιο 5 - Νερό, υγρασία και σύννεφα 5.1 Ο υδρολογικός κύκλος του νερού στην ατμόσφαιρα Το νερό του πλανήτη αλλάζει συνεχώς φυσική κατάσταση, από τη στερεά μορφή των πάγων, στην υγρή μορφή των θαλασσών, ποταμών και λιμνών και από εκεί και πέρα στην αέρια κατάσταση των υδρατμών. Ο όρος υγρασία χρησιμοποιείται για να περιγράψει το ποσοστό των υδρατμών που υπάρχει στην ατμόσφαιρα. Η αναλογία κατ όγκου αέρα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα είναι 0,0001%. Οι υδρατμοί, κατά τις ανοδικές τους κινήσεις στην ατμόσφαιρα, ακολουθούν τις μεταβολές φάσεων της υγροποίησης (υδρατμοί σε σταγονίδια βροχής) και της απόθεσης (υδρατμοί σε παγοκρυστάλλους). Η διαδικασία αυτή συνεχίζεται μέχρις ότου τα σωματίδια νερού ή πάγου γίνουν τόσο μεγάλα όσο χρειάζεται, έτσι ώστε να πέσουν στη γη ως μορφή υετού 24 (precipitation), λόγω της επίδρασης της βαρύτητας της γης. Συγκεκριμένα, λόγω της θέρμανσης της επιφάνειας της γης από την ηλιακή ακτινοβολία, το νερό εξατμίζεται και με τη βοήθεια των ανοδικών ρευμάτων δημιουργούνται σύννεφα γεμάτα υδρατμούς. Οι υδρατμοί ψύχονται, υγροποιούνται και πέφτουν ως βροχή, χιόνι ή χαλάζι στη γη και έτσι ακολουθείται ο υδρολογικός κύκλος του νερού. Η κυριότερη πηγή νερού στον πλανήτη μας είναι οι ωκεανοί, οι οποίοι καλύπτουν το 71% της επιφάνειας της γης. Η αφετηρία του νερού ξεκινάει από τους ωκεανούς/θάλασσες, ακολουθεί την αέρια μορφή, πέφτει ως βροχή, χιόνι και χαλάζι στη γη (δημιουργία λιμνών και ποταμών) και τέλος καταλήγει και πάλι στους ωκεανούς/θάλασσες (βλέπε εικόνα 24).. Ο υδρολογικός κύκλος του νερού στην ατμόσφαιρα ακολουθεί τις παρακάτω κυκλικές διαδικασίες/βήματα: 1) Η υπεριώδης ακτινοβολία του ήλιου, προσφέρει την απαραίτητη ενέργεια για την εξάτμιση τεράστιων ποσοτήτων νερού (αλμυρού και γλυκού νερού) σε υδρατμούς. Ακόμα και από την διαπνοή των φυτών και των δέντρων εκλύονται υδρατμοί 2) Ακολούθως, τα ρεύματα αέρος μεταφέρουν τους υδρατμούς, που προέκυψαν από την εξάτμιση του θαλάσσιου νερού, σε παρακείμενες περιοχές όπου και παρατηρείται υγροποίηση και απόθεση τους, ήτοι δημιουργία σύννεφων 3) Κάτω από συγκεκριμένες ατμοσφαιρικές συνθήκες το σύννεφο ενισχύεται/αναπτύσσεται συνεχώς από στερεά ή υγρά σωματίδια νερού και αυτά με τη σειρά τους πέφτουν υπό τη μορφή υετού 10 (precipitation) στο έδαφος υπό την επίδραση της βαρύτητας της γης Εάν ο υετός σημειωθεί πάνω από ωκεανούς/θάλασσες επαναλαμβάνεται η κυκλική διαδικασία του νερού στην ατμόσφαιρα (βήματα 1,2,3) 24 Βροχή, χιόνι, χαλάζι, δρόσος

56 50 Εάν ο υετός σημειωθεί πάνω από στεριά, η επανατοποθέτηση του νερού στους ωκεανούς/θάλασσες γίνεται με πολυπλοκότερες διαδικασίες. Μπορεί να γίνει είτε μέσω ποταμών που καταλήγουν στη θάλασσα (επιφανειακή απορροή), είτε μέσω υπόγειων ρευμάτων νερού (υπόγεια απορροή). Εάν και εφόσον επανατοποθετηθεί το νερό στους ωκεανούς ακολουθείται η κυκλική διαδικασία του νερού (βήματα 1,2,3) Εικόνα 26. Πηγή: Παγκόσμια κατανομή νερού Συνολικά υπάρχουν εκατομμύρια κυβικά χιλιόμετρα νερού στη Γη. Το 97% είναι αλμυρό, ενώ μόλις το 3% είναι γλυκό νερό. Το 68,7 % του γλυκού νερού είναι δεσμευμένο σε πάγο και παγετώνες. Επιπλέον, ένα 30,1 % του γλυκού νερού βρίσκεται σε υπόγεια ρεύματα. Το επιφανειακό γλυκό νερό που βρίσκεται σε ποτάμια και λίμνες είναι συνολικά το 0,5 % του συνολικού νερού στη Γη. Η κατανομή του νερού της γης περιγράφεται από το παρακάτω διάγραμμα. Εικόνα 27. Πηγή:

57 Κατηγοριοποίηση υγρασίας Η υγρασία θεωρείται ένας γενικός όρος ο οποίος μπορεί να προσδιοριστεί σε συγκεκριμένες κατηγορίες. Γενικά, χρησιμοποιείται για να περιγράψει την ποσότητα των υδρατμών που υπάρχει στην ατμόσφαιρα σε σχέση με ένα τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα. Λόγου χάρη, θα εξετάσουμε το μοντέλο ενός απομονωμένου συστήματος μπαλονιού, το οποίο εμπεριέχει τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα, που αποτελείται από μόρια αζώτου, οξυγόνου και υδρατμών. Εάν αποσπάσουμε από το μπαλόνι αυτό όλα τα μόρια υδρατμών που υπάρχουν, θα μπορούμε να προσδιορίσουμε/κατηγοριοποιήσουμε την υγρασία με τους εξής τρόπους: 1) Απόλυτη υγρασία ονομάζεται η μάζα των υδρατμών που περιέχεται στον όγκο ενός τμήματος ατμοσφαιρικού αέρα. Στο μοντέλο μας το τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα αντιπροσωπεύει τον όγκο του απομονωμένου μπαλονιού. Επομένως, πρόκειται για την πυκνότητα του αέρα σε υδρατμούς. Εκφράζεται από τον εξής τύπο: AH = m V ( g m 3 ) 2) Ειδική υγρασία ονομάζεται ο λόγος της μάζας των υδρατμών με τη συνολική μάζα του τμήματος ατμοσφαιρικού αέρα, που στο μοντέλο μας είναι η συνολική μάζα του μπαλονιού. Εκφράζεται από τον εξής τύπο: SH = m M ( g kg ) 3) Σχετική υγρασία είναι ο λόγος της ποσότητας ή της μάζας των υδρατμών που περιέχει τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα, προς εκείνη την ποσότητα ή μάζα των υδρατμών που μπορούν να συμπεριληφθούν, σε τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα, μέχρις ότου ο ατμοσφαιρικός αέρας γίνει κορεσμένος από υδρατμούς, σε συγκεκριμένη θερμοκρασία και πίεση. Η σχετική υγρασία εκφράζεται σε ποσοστιαία κλίμακα (%). Η σχετική υγρασία μεταβάλλεται σημαντικά με τη θερμοκρασία αέρα. Ισχύει η σχέση: RH = m Ms 100 % Όταν η θερμοκρασία αυξάνεται, αυξάνεται επίσης και η χωρητικότητα των υδρατμών που μπορούν να συμπεριληφθούν, σε τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα (εικόνα 26), μέχρι να φθάσουμε στο σημείο κορεσμού. Ως αποτέλεσμα, ο λόγος m/m s να μειώνεται και συνεπακόλουθα να μειώνεται και η σχετική υγρασία. Στην αντίθετη περίπτωση που η θερμοκρασία μειώνεται, ο λόγος m/m s αυξάνεται με αποτέλεσμα η σχετική υγρασία να αυξάνεται. Όπου, m: Μάζα υδρατμών που εμπεριέχονται στο τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα. Ms: Μάζα υδρατμών που καθιστά τον αέρα κορεσμένο ή μέγιστη τάση ατμών. Μ: Συνολική μάζα του τμήματος του ατμοσφαιρικού αέρα (συμπεριλαμβανομένων και των υδρατμών). V: Όγκος που καταλαμβάνει το τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα

58 52 Εικόνα 28. Μοντέλο Μπαλονιού που εκφράζει τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα. 5.3 Ορισμός σύννεφου Σύννεφο ονομάζεται το σύνολο των συμπυκνωμένων υδρατμών, των μικροσκοπικών σταγονιδίων νερού ή σωματιδίων πάγου, που αιωρούνται στην ατμόσφαιρα, και προκύπτουν από τη συμπύκνωση και την απόθεση των υδρατμών του νερού αντιστοίχως. Οι υδρατμοί καθώς ανεβαίνουν ψηλότερα βρίσκονται σε ψυχρότερο περιβάλλον, ενώ η πίεση πέφτει συνεχώς. Η ατμόσφαιρα δεν μπορεί να συγκρατήσει όλους τους υδρατμούς που περιέχονται στη δεδομένη αέρια μάζα, οπότε οι υδρατμοί που περισσεύουν ψύχονται και ακολούθως υγροποιούνται, σχηματίζοντας έτσι το σύννεφο. Τα σύννεφα αποτελούν την πηγή από την οποία προέρχεται κάθε είδος υετού (βροχή, χιόνι, χαλάζι κ.τ.λ.) και μέσα σε αυτά λαμβάνουν χώρα διάφορες ενδιαφέρουσες διαδικασίες και παράλληλα κάποια επικίνδυνα φαινόμενα όπως είναι οι καταιγίδες, ισχυρά ανοδικά ρεύματα σε νεφώσεις κατακόρυφης ανάπτυξης, σίφουνες θαλάσσης ή εδάφους και πολλά άλλα. Γενικότερα, τα σύννεφα μπορούν να παρατηρηθούν σε διάφορα ύψη με θεαματικούς σχηματισμούς και διατάξεις. Μπορεί να έχουν μικρές ή μεγάλες συγκεντρώσεις μικροσκοπικών σωματιδίων νερού ή πάγου τόσο στην κατακόρυφη όσο και στην οριζόντια διεύθυνση. Επομένως, τα σύννεφα, έχοντας ποίκιλες μορφές, ταξινομούνται με δύο κριτήρια, το ύψος στο οποίο βρίσκονται και το σχήμα το οποίο έχουν Κατηγορίες σύννεφων Οι 4 βασικές κατηγορίες σύννεφων και οι αντίστοιχες 10 υποκατηγορίες τους είναι οι εξής: 1) High clouds Ψηλές νεφώσεις (Παρατηρούνται στα m στα μέσα γεωγραφικά πλάτη). Θύσανοι - Cirrus (Ci) Είναι λεπτά και λευκά σύννεφα, τα οποία παρασύρονται από αεροχείμμαρους στα ανώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας. Αποτελούνται αποκλειστικά από παγοκρυστάλλους αφού η

59 53 βάση τους ξεκινά συνήθως στα 5000 μέτρα και καταλήγει μέχρι τα μέτρα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Δεν προκαλούν υετό. Εικόνα 29. Θύσανοι - Cirrus Θυσανοστρώματα - Cirrostratus (Cs) Έχουν τη μορφή λευκού πέπλου και καλύπτουν ολόκληρο σχεδόν τον ουρανό. Ανήκουν στην κατηγορία των στρωματόμορφων σύννεφων. Το πάχος τους στις περισσότερες περιπτώσεις δεν είναι μεγάλο, με αποτέλεσμα να φαίνεται ο ήλιος μέσα από αυτά. Αποτελούνται από παγοκρυστάλλους. Στις περιπτώσεις όπου το πάχος τους καλύπτει τον ήλιο τελείως, συνήθως αποτελεί προμήνυμα επερχόμενης κακοκαιρίας. Τα συγκεκριμένα παρόλα αυτά δεν προκαλούν υετό. Εικόνα 30. Θυσανοστρώματα - Cirrostratus

60 54 Θυσανοσωρείτες - Cirrocumulus (Cc) Είναι λεπτά, εκτεταμένα και ομοιόμορφα στρώματα ψηλών νεφώσεων. Ανήκουν στην κατηγορία των σωρειτόμορφων σύννεφων. Κάποτε εμφανίζονται εκτεταμένα σε σειρές και κάποτε μεμονωμένα στο ουρανό. Είναι λευκά και αποτελούνται από παγοκρυστάλλους. Εικόνα 31. Θυσανοσωρείτες - Cirrocumulus 2) Middle clouds Μεσαίες νεφώσεις (Παρατηρούνται στα m στα μέσα γεωγραφικά πλάτη). Υψιστρώματα - Altostratus (As) Παρουσιάζονται σαν ένα γκρίζο εκτεταμένο στρώμα μεγάλης έκτασης και μεγάλης πυκνότητας, μεγαλύτερης από τα αντίστοιχα θυσανοστρώματα. Ανήκουν στην κατηγορία των στρωματόμορφων σύννεφων. Αποτελούνται από σταγόνες βροχής ή παγοκρυστάλλους, ανάλογα με τις συνθήκες. Δημιουργούνται, συνήθως, στο εμπρόσθιο κομμάτι μιας καταιγίδας ή μετώπου. Είναι γενικά σύννεφα που φέρουν υετό, προκαλούν δηλαδή εκτεταμένη και συνεχή βροχόπτωση ή χιόνι. Εικόνα 32. Υψιστρώματα - Altostratus

61 55 Υψισωρείτες - Altocumulus (Ac) Ανήκουν στην κατηγορία των σωρειτόμορφων σύννεφων. Είναι γκρίζα και μοιάζουν με βαμβάκια τα οποία είναι ενωμένα με αραιές ίνες μεταξύ τους. Δηλαδή, είναι σχετικά αραιές νεφώσεις. Συνήθως, λόγω αυτής της διάταξης, μέρη των σύννεφων αυτών φαίνονται πιο σκούρα από άλλα που φωτίζονται απευθείας από τον ήλιο. 3) Low clouds Χαμηλές νεφώσεις (Παρατηρούνται στα m στα μέσα γεωγραφικά πλάτη). Στρώματα - Stratus (St) Εικόνα 33. Υψισωρείτες - Altocumulus Στέφανος Μιστρελλίδης Είναι σύννεφα γκρίζα με βάση αρκετά ομοιόμορφη και χαμηλή. Πιθανόν να προκαλέσουν ασθενής ποτιστική βροχή. Όταν είναι πολύ χαμηλά δημιουργούν προβλήματα ορατότητας. Αποτελούνται κυρίως από μικρά σταγονίδια νερού. Ανήκουν στα στρωματόμορφα σύννεφα. Εικόνα 34. Στρώματα - Stratus

62 56 Στρωματοσωρείτες - Stratocumulus (Sc) Τα σύννεφα αυτά παρουσιάζονται σε γραμμές ή μπαλώματα (patches) με γκρίζο ή υπόλευκο χρώμα. Συνοδεύονται από βροχή ή χιόνι ασθενής έντασης. Ανήκουν στην κατηγορία των στρωματόμορφων σύννεφων. Εικόνα 35. Στρωματοσωρείτες - Stratocumulus Μελανοστρώματα - Nimbostratus (Ns) Εκτεταμένο νεφικό στρώμα, τόσο οριζόντια όσο και κατακόρυφα, με σκοτεινό γκρίζο χρώμα. Τα νέφη αυτά δίνουν συνεχείς και εκτεταμένες ασθενείς έως μέτριας έντασης βροχοπτώσεις ή χιονοπτώσεις. Η βάση των σύννεφων αυτών δύσκολα προσδιορίζεται, λόγω της βροχοκουρτίνας (rain shaft) που σχηματίζεται ακριβώς στο κάτω μέρος του σύννεφου μέχρι σχεδόν το έδαφος. Ανήκουν στα στρωματόμορφα σύννεφα. Εικόνα 36 Μελανοστρώματα - Nimbostratus

63 57 4) Νεφώσεις κατακόρυφης ανάπτυξης - Clouds with vertical development Σωρείτης - Cumulus (Cu) Οι σωρείτες είναι πυκνά νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης με καθαρό περίγραμμα που το σχήμα τους μεταβάλλεται σταθερά. Αποτελούνται από υδροσταγονίδια και σε μερικά τμήματά τους όπου παρουσιάζουν θερμοκρασία κάτω από 0 C μπορεί να σχηματίσουν παγοκρυστάλλους. Το ύψος της βάσης τους είναι κατά μέσο όρο στα μέτρα. Ανήκουν στην κατηγορία των σωρειτόμορφων σύννεφων. Πιο κάτω παρουσιάζονται 2 υποκατηγορίες cumulus. Εικόνα 37. Σωρείτης - Cumulus Σωρειτομελανίας - Cumulonimbus (Cb) Επιβλητικά σύννεφα με μεγάλη κατακόρυφη ανάπτυξη, πυκνά και με ογκώδη μορφή που μοιάζει με κουνουπίδι. Η κορυφή (overshooting top) του νέφους αυτού είναι συνήθως λεία Εικόνα 38. Ανάπτυξη καταιγιδοφόρου νέφους - Cumulonimbus calvus Γιώργος Χαραλάμπους

64 58 και πεπλατυσμένη, μοιάζει με αμόνι, σχηματίζοντας το λεγόμενο anvil. Κύριο χαρακτηριστικό τους είναι τα ηλεκτρικά φαινόμενα που παρατηρούνται μέσα ή γύρω τους. Η μεγάλη κατακόρυφη ανάπτυξή τους οφείλεται στα βίαια ανοδικά ρεύματα του αέρα, γεμάτα υδρατμούς, που ανυψώνουν τις κορυφές τους ακόμα και ως τα μέτρα. Όταν η κορυφή τους φθάνει την τροπόπαυση, τότε έχουμε τα λεγόμενα υπερκύτταρα (supercells) τα οποία μπορεί να συνοδεύονται από σίφωνες και έντονη διάτμηση ανέμου (wind shear). Υπάρχουν 3 διαφορετικά είδη Cumulonimbus: Cumulonimbus calvus, capillatus και incus. Εικόνα 39. Εξέλιξη καταιγιδοφόρου νέφους σε Cumulonimbus capillatus Ρολάνδος Κωνσταντινίδης Εικόνα 40. Στάδιο ωρίμανσης καταιγιδοφόρου νέφους - Cumulonimbus Incus Γιώργος Χαραλάμπους

65 59 Συνοπτικά έχουμε το παρακάτω διάγραμμα ταξινόμησης των 4 βασικών κατηγοριών σύννεφων και των αντίστοιχων υποκατηγοριών τους. Το παρακάτω διάγραμμα αφορά τα μέσα γεωγραφικά πλάτη, όπου βρίσκεται και η Κύπρος Εικόνα 41. Πηγή: Thomson Higher education, 2007

66 60 Κεφάλαιο 6 - Αέριες Μάζες 6.1 Ορισμός αέριας μάζας Αέρια μάζα εννοούμε ένα τμήμα του ατμοσφαιρικού αέρα που καλύπτει μεγάλη έκταση πολλών χιλιάδων χιλιομέτρων και παρουσιάζει σχετική ομοιογένεια φυσικών χαρακτηριστικών στην οριζόντια διεύθυνση για κάθε δεδομένο ύψος. Κύρια χαρακτηριστικά μιας αέριας μάζας είναι η θερμοκρασία και η υγρασία. Οι αέριες μάζες μεταφέρουν τα χαρακτηριστικά τους από περιοχή σε περιοχή αλλάζοντας με αυτόν τον τρόπο τις καιρικές συνθήκες στις περιοχές που επιδρούν. Παρόλα αυτά, μπορούν να τροποποιούνται από περιοχή σε περιοχή. Δηλαδή, η θερμοκρασία και η υγρασία μιας αέριας μάζας που μετακινείται, σε διάφορα γεωγραφικά πλάτη και μήκη, μπορεί να αλλάζει με βάση την περιοχή όπου κινείται. Οι πηγές παραγωγής των αερίων μαζών (source regions) παρατηρούνται σε τεράστιες εκτάσεις που έχουν το στοιχείο της ομοιογένειας (π.χ. Ωκεανοί, τεράστιες εκτάσεις γης με ομοιόμορφη τοπογραφία). Επίσης, η ατμοσφαιρική κυκλοφορία γύρω από μια αέρια μάζα πρέπει να είναι τέτοια ώστε να παρουσιάζεται μια γενική στασιμότητα του αέρα. Δηλαδή, ο αέρας θα πρέπει να παραμένει πάνω από μια επιφάνεια για μεγάλο χρονικό διάστημα έτσι ώστε να επέλθει ισορροπία. Επομένως μια αέρια μάζα γεννιέται όταν έχουμε ήρεμους έως ασθενείς ανέμους. Ιδανικά, οι αέριες μάζες προέρχονται από αντικυκλώνες που κινούνται αργά είτε είναι σταθεροί πάνω από μια μεγάλη επιφάνεια εδάφους ή λίμνης ή θάλασσας. Όταν παρουσιάζονται κυκλώνες δεν μπορούμε να έχουμε εμφάνιση αέριας μάζας επειδή σε τέτοιες περιπτώσεις παρουσιάζεται ανισοκατανομή της θερμοκρασίας και υγρασίας και αυτό οφείλεται σε ανέμους που συγκλίνουν στην επιφάνεια από διάφορες διευθύνσεις. Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη δεν υπάρχουν πηγές παραγωγής αερίων μαζών αλλά μια μεταβατική ζώνη αερίων μαζών επειδή τα χαρακτηριστικά της υγρασίας και της θερμοκρασίας διαφέρουν σημαντικά στις περιοχές αυτές, λόγω της συχνής εναλλαγής της συνοπτικής κυκλοφορίας των βαρομετρικών συστημάτων που δεν επιτρέπει τη δημιουργία μιας πηγής αέριας μάζας (source region) Ταξινόμηση αερίων μαζών Οι αέριες μάζες ταξινομούνται με βάση το γεωγραφικό πλάτος και την πηγή παραγωγής τους (αν βρίσκονται πάνω από θαλάσσια ή ηπειρωτική περιοχή) στην οποία παρατηρούνται. Παρατηρούνται στα γεωγραφικά πλάτη κοντά στον Ισημερινό και κοντά στους πόλους. Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη δεν υπάρχουν πηγές παραγωγής αερίων μαζών αλλά μια μεταβατική ζώνη επειδή τα χαρακτηριστικά της υγρασίας και της θερμοκρασίας διαφέρουν σημαντικά στις περιοχές αυτές, λόγω της συχνής εναλλαγής της συνοπτικής κυκλοφορίας λόγω των βαρομετρικών συστημάτων που δεν επιτρέπει τη δημιουργία μιας πηγής αέριας μάζας (source region). Οι κατηγορίες των αερίων μαζών έχουν ως εξής:

67 61 Θαλάσσια (m): Αν η πηγή της επεκτείνεται πάνω από θάλασσα και χαρακτηρίζεται ως υγρή αέρια μάζα. Εδώ παρουσιάζονται υψηλά ποσοστά υγρασίας επειδή δημιουργούνται πάνω από ωκεανούς. Ηπειρωτική (c): Αν η πηγή της επεκτείνεται πάνω από στεριά και χαρακτηρίζεται ως ξηρή αέρια μάζα. Εδώ τα ποσοστά υγρασίας είναι σχετικά χαμηλότερα από τις θαλάσσιες αέριες μάζες. Πολική (P): Αναφέρεται στις αέριες μάζες οι οποίες σχηματίζονται πάνω από πολικά γεωγραφικά πλάτη κοντά στο νότιο και βόρειο πόλο αντίστοιχα. Η πολική και ψυχρή αέρια μάζα μπορεί να σχηματιστεί είτε πάνω από θάλασσα είτε πάνω από στεριά και άρα θεωρείται θαλάσσια πολική αέρια μάζα (mp) ή ηπειρωτική πολική αέρια μάζα (cp). Τροπική (T): Αναφέρεται στις αέριες μάζες οι οποίες σχηματίζονται πάνω από τροπικά γεωγραφικά πλάτη κοντά στον ισημερινό. Η τροπική και θερμή αέρια μάζα μπορεί να σχηματιστεί είτε πάνω από θάλασσα είτε πάνω από στεριά και άρα θεωρείται θαλάσσια τροπική αέρια μάζα (mt) ή ηπειρωτική τροπική αέρια μάζα (ct). Θερμή/Ψυχρή: Καθορίζεται από την επιφάνεια πάνω από την οποία κινείται. Για παράδειγμα η Αφρικανική αέρια μάζα θεωρείται θερμή, ενώ η Σιβηρική αέρια μάζα θεωρείται ψυχρή. Γενικά όταν μια ψυχρή αέρια μάζα εισχωρήσει σε μια θερμή και υγρή αέρια μάζα (ψυχρό μέτωπο), προκαλείται αστάθεια στην επιφάνεια και ανοδικά ρεύματα τα οποία είναι ικανά να προκαλέσουν νεφικές αναπτύξεις (σωρειτόμορφα νέφη) ή νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης και γενικότερα όταν υπάρχουν ιδανικές συνθήκες μπορούν να προκαλέσουν κακοκαιρία στην περιοχή όπου καταφθάνουν. Το ίδιο μπορεί να συμβεί εάν μια θερμή και υγρή αέρια μάζα συναντήσει μια ψυχρή αέρια μάζα (θερμό μέτωπο). Παράδειγμα μιας διάταξης αερίων μαζών που επηρεάζουν τις ΗΠΑ παρουσιάζεται στο παράρτημα Μέτωπα Όταν 2 αέριες μάζες με διαφορετικά χαρακτηριστικά συναντηθούν, τότε η μεταξύ τους διαχωριστική επιφάνεια ονομάζεται μετωπική επιφάνεια και η τομή μιας τέτοιας επιφάνειας με το οριζόντιο επίπεδο, λέγεται μέτωπο (front). Τα μέτωπα έχουν διάφορες κατηγορίες και χαρακτηρίζονται ως ψυχρά, θερμά, στάσιμα και συνεσφιγμένα Είδη μετώπων Ψυχρό Μέτωπο (cold front): Αν σε µία περιοχή υπάρχουν θερμές αέριες μάζες και πλησιάζουν ψυχρότερες, όταν συναντηθούν, θα δημιουργηθεί μεταξύ τους ένα μέτωπο. Επειδή οι δύο αέριες μάζες δεν αναμιγνύονται μεταξύ τους ο ψυχρός αέρας λόγω μεγαλύτερης πυκνότητας θα εκτοπίσει τον θερμό από την επιφάνεια προς τα πάνω (βλέπε σχήμα). Η κλίση του ψυχρού μετώπου είναι 1:50. Η ψυχρή αέρια μάζα που αντικαθιστά την θερμή, ασταθή και υγρή αέρια μάζα χαρακτηρίζεται ως ξηρή (χαμηλότερο σημείο δρόσου) και μη ασταθής. Η μέση ταχύτητα κίνησης των ψυχρών μετώπων είναι γύρω στα 25 knots.

68 62 Στους μετεωρολογικούς χάρτες τα ψυχρά μέτωπα απεικονίζονται ως οδοντωτά τριγωνικά σχήματα μπλε χρώματος αν ο χάρτης είναι έγχρωμος τα οποία δείχνουν προς την κατεύθυνση της κίνησης. Τα κυριότερα χαρακτηριστικά σε ένα ψυχρό μέτωπο είναι τα εξής: (α) Μεγάλη θερμοκρασιακή διαφορά σε σχετικά μικρή περιοχή μπρός και πίσω από το μέτωπο. Χαμηλότερη θερμοκρασία παρατηρείται πίσω από το μέτωπο. (β) Χαμηλότερο σημείο δρόσου πίσω από το μέτωπο. (γ) Αλλαγή κατεύθυνσης των ανέμων πριν και μετά το πέρασμα του μετώπου. (δ) Η πίεση μπροστά από το μέτωπο είναι μικρότερη και έχει πτωτική τάση, ενώ πίσω από το μέτωπο είναι μεγαλύτερη και έχει ανοδική τάση. Η χαμηλότερη πίεση παρατηρείται ακριβώς στην περιοχή όπου περνάει το ψυχρό μέτωπο. (ε) Κατά την έλευση του ψυχρού μετώπου ο ψυχρότερος αέρας, όντας πυκνότερος, συγκεντρώνεται χαμηλότερα από τον θερμότερο, αραιότερο, υγρό και ασταθή αέρα, τον οποίο ωθεί σε άνοδο με αποτέλεσμα τη δημιουργία σωρειτόμορφων νεφών. Το πέρασμα ενός ψυχρού μετώπου συνήθως συνοδεύεται με βροχή ή καταιγίδα, ενώ σε κάποιες περιπτώσεις σχηματίζεται μια σχετικά στενή λωρίδα καταιγίδων κατά μήκος του, που ακολουθεί τη γραμμή του μετώπου, με ισχυρές βροχές, καταιγίδες και ισχυρούς ανέμους. Εικόνα 42. Αναπαράσταση ψυχρού μετώπου. Πηγή : Met office, Θερμό μέτωπο (warm front): Αν σε µία περιοχή υπάρχουν ψυχρές αέριες μάζες και πλησιάζουν θερμότερες, όταν συναντηθούν θα δημιουργηθεί ανάμεσα τους ένα μέτωπο. Επειδή οι δύο αέριες μάζες δεν αναμειγνύονται μεταξύ τους, ο θερμός αέρας θα αναγκαστεί

69 63 να ολισθήσει πάνω από τον ψυχρό (βλέπε σχήμα). Αυτό έχει ως αποτέλεσμα να δημιουργείται το θερμό μέτωπο το οποίο θυμίζει κεκλιμένο επίπεδο. Η κλίση του θερμού μετώπου είναι περίπου 1:150. Η μέση ταχύτητα κίνησης ενός θερμού μετώπου είναι γύρω στα 10 knots. Καθώς ο θερμός αέρας ολισθαίνει πάνω από τον ψυχρό ψύχεται και από ένα ύψος και πάνω (στάθμη συμπύκνωσης) οι υδρατμοί που περιέχει υγροποιούνται. Έτσι δημιουργούνται τα σύννεφα που συνοδεύουν ένα θερμό μέτωπο (βλέπε σχήμα). Το θερμό μέτωπο απεικονίζεται στους μετεωρολογικούς χάρτες με μια έντονη γραμμή από ημικυκλικά σύμβολα κόκκινου χρώματος αν ο χάρτης είναι έγχρωμος - τα οποία δείχνουν προς την κατεύθυνση της κίνησης. Τα νέφη που παρατηρούνται στο θερμό μέτωπο (από τη γραμμή του μετώπου προς τα μπρος) είναι κατά σειρά προτεραιότητας τα μελανοστρώματα Ns, τα υψιστρώματα As,, τα θυσανοστρώματα Cs και τέλος οι θύσανοι - Ci. Στην περιοχή των μελανοστρωμάτων, παρατηρείται και ο κύριος τομέας της βροχής που είναι συνήθως μέτριας έντασης. Η ολίσθηση του θερμού αέρα πάνω από τον ψυχρό σ ένα θερμό μέτωπο, κανονικά, είναι ομαλή και συνεχής. Κατ αυτόν τον τρόπο, ο υετός που σημειώνεται σε ένα θερμό μέτωπο χαρακτηρίζεται ως συνεχής και κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης χωρίς απότομες διακυμάνσεις στην έντασή του. Με το πέρασμα του μετώπου παρατηρείται άνοδος της θερμοκρασίας, στροφή των ανέμων και σημαντική βελτίωση του καιρού, ο οποίος γίνεται αίθριος με εμφάνιση μερικών στρωματοσωρείτων νεφών - Sc πίσω από το μέτωπο. Εικόνα 43. Αναπαράσταση θερμού μετώπου. Πηγή : Met office, Στάσιμο μέτωπο (stationary front): Σε αυτή την περίπτωση οι αέριες μάζες (θερμές και ψυχρές) δεν μπορούν να αντικαταστήσουν η μια την άλλη ως αποτέλεσμα το μέτωπο να παραμένει σταθερό στην επιφάνεια. Όταν το μέτωπο δεν παρουσιάζει αισθητή μετακίνηση, χαρακτηρίζεται ως στάσιμο. Οι άνεμοι τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα, πνέουν σε παράλληλες και αντίθετες κατευθύνσεις μπρός και πίσω από το μέτωπο αντίστοιχα. Αυτός είναι και ο κύριος λόγος για τον οποίο δεν παρουσιάζει ιδιαίτερη

70 64 μετακίνηση. Παρόλα αυτά παρατηρούνται ανοδικές κινήσεις στο στάσιμο μέτωπο αφού ο ζεστός αέρας που βρίσκεται στον ζεστό τομέα του, ανέρχεται πάνω από τον ψυχρό στη διαχωριστική επιφάνεια μεταξύ των δύο. Σε κάποιες περιπτώσεις στα στάσιμα μέτωπα, όταν ο θερμός τομέας του μετώπου είναι αρκετά υγρός και ασταθής, παρατηρείται υετός που διαρκεί για αρκετές ημέρες εφόσον το μέτωπο δεν μετακινείται ιδιαίτερα. Όταν μία από τις αέριες μάζες καταφέρει να διεισδύσει στην άλλη τότε το μέτωπο θα μετατραπεί σε θερμό ή ψυχρό ανάλογα με την περίπτωση. Από την άλλη όταν ένα ψυχρό ή θερμό μέτωπο καθώς κινείται σταδιακά ακινητοποιηθεί, τότε χαρακτηρίζεται ως στάσιμο. Το στάσιμο μέτωπο απεικονίζεται στους μετεωρολογικούς χάρτες με μια έντονη γραμμή που στη μια πλευρά του έχει ημικυκλικά σύμβολα κόκκινου χρώματος (αν ο χάρτης είναι έγχρωμος) και στην άλλη του πλευρά έχει οδοντωτά τριγωνικά σχήματα μπλε χρώματος (αν ο χάρτης είναι έγχρωμος). Συνεσφιγμένο μέτωπο ή σύσφιξη (occluded front): Όταν ένα ψυχρό μέτωπο κινείται γρηγορότερα από ένα θερμό μέτωπο και συναντήσει το αργά κινούμενο θερμό μέτωπο, τότε ο θερμός αέρας εκτοπίζεται από την επιφάνεια του εδάφους και τα δύο μέτωπα γίνονται ένα. Αυτό συμβαίνει γιατί η μέση ταχύτητα κίνησης των ψυχρών μετώπων που συνοδεύουν τα βαρομετρικά χαμηλά είναι μεγαλύτερη από την αντίστοιχη των θερμών μετώπων. Στην περίπτωση αυτή το μέτωπο καλείται συνεσφιγμένο μέτωπο ή ψυχρή σύσφιξη. Στους μετεωρολογικούς χάρτες το συνεσφιγμένο μέτωπο συμβολίζεται µε μια έντονη μωβ γραμμή (αν ο χάρτης είναι έγχρωμος) με εναλλασσόμενα σύμβολα ψυχρού (οδοντωτά τριγωνικά σχήματα) και θερμού μετώπου (ημικυκλικά σύμβολα) στην ίδια πλευρά της μετωπικής γραμμής. Εικόνα 44. Αναπαράσταση συνεσφιγμένου μετώπου (ψυχρή σύσφιξη). Πηγή : Met office,

71 65 Η δομή μιας σύσφιξης είναι πολύ διαφορετική σε σχέση με τη δομή των υπολοίπων μετώπων, καθώς σε αυτή συμμετέχουν 3 αέριες μάζες. Υπάρχουν 2 είδη συσφίξεων, οι ψυχρές και οι θερμές. Οι ψυχρές συσφίξεις είναι πιο διαδεδομένες από τις θερμές. Κατά τις ψυχρές συσφίξεις ο ψυχρός αέρας πίσω από το σύστημα είναι ψυχρότερος από την προπορευόμενη αέρια μάζα και απεικονίζονται στο χάρτη ως συνέχεια της γραμμής του ψυχρού μετώπου. Αντίθετα, αν η αέρια μάζα μπροστά από το σύστημα είναι ψυχρότερη σε σχέση με αυτή που βρίσκεται πίσω, η σύσφιξη είναι θερμού τύπου (θερμή σύσφιξη) και απεικονίζεται στο χάρτη ως συνέχεια της γραμμής του θερμού μετώπου. Εικόνα 45. Απεικόνιση όλων των μετώπων πάνω σε ένα χάρτη επιφάνειας. Στον χάρτη αναπαριστώνται μετεωρολογικές μετρήσεις και παρατηρήσεις από διάφορους μετεωρολογικούς σταθμούς. Οι μετεωρολογικές μετρήσεις για κάθε μετεωρολογικό σταθμό διαβάζονται όπως καθορίζεται από το simplified key. Εμφανίζονται επίσης τα βαρομετρικά συστήματα που συνοδεύουν τα μέτωπα καθώς και οι αέριες μάζες. Το χαμηλό βαρομετρικό (L) συνοδεύεται από συνεσφιγμένο (occluded), θερμό (warm) και ψυχρό (cold) μέτωπο, ενώ το στάσιμο (stationary) μέτωπο παρατηρείται μεταξύ δύο υψηλών βαρομετρικών (H). Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition 6.3 Κυκλογένεση Ο όρος κυκλογένεση περιγράφει είτε το σχηματισμό μιας μετωπικής ύφεσης είτε τη βάθυνση μιας μετωπικής ύφεσης, δηλαδή ενός καιρικού συστήματος που περιλαμβάνει ένα καλά σχηματισμένο επιφανειακό βαρομετρικό χαμηλό συνοδευόμενο από ψυχρό, θερμό και συνεσφιγμένο μέτωπο. Συνήθως, μια ύφεση στην επιφάνεια παρουσιάζεται ανατολικά ενός trough, το οποίο βρίσκεται στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Δηλαδή ο κατακόρυφος άξονας της ύφεσης απέχει από τον κατακόρυφο άξονα του αυλώνα κατά μία απόσταση. Στην περιοχή που σχηματίζεται η ύφεση συνήθως επικρατεί νοτιοδυτικό ρεύμα ανέμου και επομένως παρατηρείται θερμή μεταφορά στην περιοχή αυτή, ενώ η ύφεση ακολουθεί βορειοανατολική κίνηση. Αρχίζουν σταδιακά να εμφανίζονται τόσο το ψυχρό όσο και το θερμό μέτωπο. Η

72 66 απόσταση της ύφεσης και του trough μειώνεται πολύ γρήγορα και ο άξονας που ενώνει τα δύο συστήματα τείνει να γίνει κατακόρυφος καθώς η ύφεση βαθαίνει και φθάνει στο ώριμο στάδιο της. Το τελικό στάδιο είναι η ανάπτυξη ενός συνεσφιγμένου μετώπου που κινείται μαζί με τα υπόλοιπα δύο μέτωπα. Στο παρακάτω σχήμα επεξηγούνται λεπτομερώς τα στάδια μιας κυκλογένεσης. Εικόνα 46. Σχηματική αναπαράσταση μιας κυκλογένεσης Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Τα στάδια κυκλογένεσης έχουν ως εξής: (a) Οι άνεμοι αρχικά κινούνται παράλληλα, σε αντίθετες κατευθύνσεις (διαχωριστική επιφάνεια). (b) Σε κάποια στιγμή οι άνεμοι τείνουν να αποκτήσουν κυκλωνική ροή σχηματίζοντας έτσι το πρώτο στάδιο ενός χαμηλού βαρομετρικού (L). Ο ψυχρός αέρας εισχωρεί στον θερμό (σχηματισμός ψυχρού μετώπου) και ο θερμός αέρας εισχωρεί στον ψυχρό (σχηματισμός θερμού μετώπου). Σε αυτό το στάδιο αρχίζει να παρατηρείται υετός (πράσινο χρώμα) (c) Το χαμηλό βαρομετρικό αρχίζει να βαθαίνει. Η ατμοσφαιρική πίεση πέφτει και οι ισοβαρείς καμπύλες γίνονται πυκνότερες και ενισχύεται η κυκλωνική ροή (αύξηση της

73 67 έντασης των ανέμων), ενώ ο υετός επεκτείνεται σε μεγαλύτερη περιοχή. Η περιοχή μεταξύ θερμού και ψυχρού μετώπου είναι ο θερμός τομέας της ύφεσης (warm sector). (d) Σε αυτό το στάδιο η ατμοσφαιρική πίεση στο κέντρο του χαμηλού, συνεχίζει να πέφτει σταδιακά, ενώ το ψυχρό μέτωπο αρχίζει να προσεγγίζει ολοένα και περισσότερο το θερμό. (e) Στο αμέσως επόμενο στάδιο το ψυχρό μέτωπο φθάνει και προσπερνάει το θερμό με αποτέλεσμα να παρατηρείται σύσφιξη ψυχρού τύπου. (f) Το σύστημα της κυκλογένεσης αρχίζει σιγά σιγά να εξασθενεί.

74 68 Κεφάλαιο 7 - Μοντέλο WRF 25 Το αριθμητικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού WRF version 3.4 τρέχει δύο φορές τη μέρα, στις 00Z και 12Z (Zulu time 26 ή UTC time) στο Κυπριακό Ινστιτούτο μέσω του υπερυπολογιστή Cy-Tera. To Cy-Tera έχει αγοραστεί σε ερευνητικό πρόγραμμα και προσφέρεται για επιστημονική χρήση. Για κάθε τρέξιμο του WRF γίνεται αρχικοποίηση (initialization) από το παγκόσμιο αριθμητικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού GFS (Global Forecast system), το οποίο τρέχει στις ΗΠΑ. Η διακριτική ικανότητα του παγκόσμιου μοντέλου GFS είναι 27 km. Το WRF αποτελεί τοπικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού και για αυτό η διακριτική ικανότητα που προσφέρει είναι 18 km (περιοχή ανατολικής Μεσογείου), 6 km (περιοχή της Κύπρου), ενώ η καλύτερη είναι στα 2 km (περιοχή της Κύπρου). Η αποθήκευση (το «κατέβασμα») των δεδομένων από το GFS διαρκεί περίπου 4,5 ώρες για κάθε τρέξιμο. Οι μεταβλητές που παίρνει το WRF από το παγκόσμιο μοντέλο είναι αρκετές για να τρέξει, αλλά όχι αρκετές για να έχει πλήρη εικόνα της κατάστασης. Αργότερα χρειάζεται περίπου μία ώρα τρέξιμο σε 72 cores του υπερυπολογιστή Cy-Tera και ακόμη μισή ώρα σε 12 cores για post processing (μετεπεξεργασία). Οι πρώτες αυτές ώρες ονομάζονται spin-up του μοντέλου και δεν είναι σωστό να χρησιμοποιούνται για πρόγνωση. Παρόλα αυτά, δεν χρησιμοποιούνται επιχειρησιακά, επειδή μέχρι να τελειώσει το παγκόσμιο μοντέλο και μέχρι το τοπικό να «κατεβάσει» στοιχεία και να τρέξει, έχουν περάσει ήδη 6 ώρες, άρα κανείς δεν θα δει αυτή τη λεπτομέρεια. Επομένως, 6 ώρες μετά λαμβάνονται τα τελικά αποτελέσματα του μοντέλου WRF. Δηλαδή, τα τελικά αποτελέσματα λαμβάνονται στις 06Ζ για το τρέξιμο στις 00Z και στις 18Z για το τρέξιμο στις 12Z. Συνεπώς, οι χάρτες που προκύπτουν τις πρώτες 6 ώρες του κάθε τρεξίματος περιλαμβάνουν τις αρχικές συνθήκες που δίνονται από το GFS και ουσιαστικά παρουσιάζεται η εικόνα του GFS και όχι του WRF. Μετά, το τοπικό μοντέλο αρχίζει και δημιουργεί την εικόνα της πραγματικής ατμόσφαιρας. Όλα γίνονται αυτοματοποιημένα με «έξυπνα» scripts, τα οποία προβλέπουν όλα όσα μπορούν να πάνε στραβά και διορθώνονται. Αρχικές συνθήκες παρέχονται κάθε 12 ώρες, ενώ συνοριακές συνθήκες κάθε 3 ώρες. Όταν γίνεται παύση στον Cy-Tera (2 μέρες το μήνα) το μοντέλο τρέχει στον εφεδρικό Prometheus, ο οποίος είναι πολύ μικρής υπολογιστικής ισχύος, αλλά παρόμοιου τύπου, οπότε και τα scripts τρέχουν όπως προβλέπεται. Το raw output του μοντέλου γίνεται post - processing με τη γλώσσα NCL 27 όπου εξάγονται οι τιμές που χρειάζονται οι χάρτες. Το raw output δεν δίνει άμεσα τιμές και πρέπει να γίνουν πράξεις στο output για την εμφάνιση των μετεωρολογικών παραμέτρων στους χάρτες. 25 Λεπτομέρειες για τη διαδικασία τρεξίματος του μοντέλου δόθηκαν από τον ανώτερο μετεωρολογικό λειτουργό κ. Τύμβιο Φίλιππο 26 Το Zulu time είναι το ίδιο με το UTC time (Coordinated Universal Time) 27 NCAR (National Center for Atmospheric Research) Command Language

75 69 Κεφάλαιο 8 Ανάλυση δεδομένων 8.1 Ανάλυση δεδομένων μέσω των πραγματικών παρατηρήσεων Σε αυτό το κεφάλαιο θα μελετηθούν και θα αναλυθούν συνοπτικά οι πραγματικές συνθήκες και οι μετεωρολογικές μετρήσεις που προκύπτουν από χάρτες επιφάνειας και χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας. Οι χάρτες επιφάνειας σχεδιάζονται με τη χρήση ενός δικτυού επίγειων μετεωρολογικών σταθμών που πραγματοποιούν παρατηρήσεις (μετρήσεις) στην επιφάνεια (παρατηρήσεις SYNOP & METAR) σε δεδομένα χρονικά διαστήματα. Οι χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας (ισοβαρική επιφάνεια: 500 hpa) σχεδιάζονται με την χρήση των παρατηρήσεων (μετρήσεων) του κατακόρυφου άξονα της ατμόσφαιρας που προκύπτουν από τις ραδιοβολίσεις (παρατηρήσεις TEMP). Οι χάρτες αυτοί καλύπτουν μια έκταση ξεκινώντας από τις ακτές της βόρειας Αφρικής και Μέσης Ανατολής μέχρι και τη Βόρεια Ευρώπη (συνοπτική κλίμακα). Παρουσιάζονται διάφορες μετεωρολογικές παράμετροι όπως είναι οι ισοβαρείς καμπύλες της ατμοσφαιρικής πίεσης, η ταχύτητα και η διεύθυνση του ανέμου, ποσοστό νεφοκάλυψης, σημείο δρόσου, θερμοκρασία και τρέχουσες καιρικές συνθήκες. Κάθε μετεωρολογικός σταθμός στην επιφάνεια παίρνει μετρήσεις αυτών των μετεωρολογικών παραμέτρων. Στους χάρτες επιφάνειας οι παράμετροι αυτοί αναπαριστώνται με συγκεκριμένα μετεωρολογικά σύμβολά (Παράρτημα 12) για την περιγραφή των μετεωρολογικών συνθηκών μιας περιοχής σε μια χρονική στιγμή. Το ίδιο συμβαίνει και με τους χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας (ισοβαρική επιφάνεια: 500 hpa) όπου αναπαριστώνται επίσης συγκεκριμένα μετεωρολογικά σύμβολα (Παράρτημα 12) που αναλύουν τη θερμοκρασία, το σημείο δρόσου, το γεωδυναμικό ύψος και την διεύθυνση και την ταχύτητα του ανέμου. Αυτά είναι και τα κύρια χαρακτηριστικά που παρουσιάζονται στους χάρτες επιφάνειας και ανώτερης ατμόσφαιρας που θα μελετηθούν για κάθε χάρτη επιφάνειας στη συνέχεια. Τα δεδομένα αυτά χορηγούνται σε υπολογίστηκα συστήματα, ως αρχικές συνθήκες, προκειμένου να παραχθούν προϊόντα αριθμητικής πρόγνωσης καιρού (NWP 28 ) σε παγκόσμιο επίπεδο. Η χαρτογράφηση των καιρικών συνθηκών τόσο στην επιφάνεια όσο και στον κατακόρυφο άξονα της ατμόσφαιρας αποτελεί το πρώτο εργαλείο στα χέρια του προγνώστη, ο οποίος θα συγκρίνει την πραγματικότητα με τα προϊόντα που λαμβάνει από το τρέξιμο του μοντέλου στον υπολογιστή (output του μοντέλου). Συγκεκριμένα, παρακάτω παρουσιάζονται χάρτες καιρού τόσο στην επιφάνεια όσο και στη στάθμη της μέσης τροπόσφαιρας (500 hpa, περίπου πόδια) που αποτελούν τις πραγματικές συνθήκες που καταγράφηκαν σε δεδομένα χρονικά διαστήματα. Μέσω αυτών των πραγματικών δεδομένων αναλύεται συνοπτικά και με χρονολογική σειρά η εξέλιξη των συστημάτων τα οποία αναπτύχθηκαν στην Ευρώπη και την κεντρική Μεσόγειο με τελικό προορισμό την Ανατολική Μεσόγειο. Η περίοδος που μελετώνται τα συστήματα αυτά είναι από τις 16 μέχρι τις 24 Ιανουαρίου Numerical Weather Prediction

76 Συνοπτική κυκλοφορία και περιγραφή των μετεωρολογικών συστημάτων Ημέρα D1-16/01/2016 Αρχίζοντας τη μελέτη της συνοπτικής κυκλοφορίας, παρατηρούμε πρώτα το χάρτη πραγματικών παρατηρήσεων στην επιφάνεια την 1 η μέρα D1 (Day 1). Ο χάρτης 1 αναφέρεται για τις 16/01/16 και ώρα 00:00 UTC. Μέσα από τον παρακάτω χάρτη διακρίνονται 3 κέντρα χαμηλής πίεσης που συμβολίζονται με L (Low Pressure System) τα οποία αποτελούν κυκλωνικά συστήματα και 2 κέντρα υψηλής πίεσης που συμβολίζονται με H (High pressure system) τα οποία αποτελούν αντικυκλωνικά συστήματα. Το πεδίο χαμηλών πιέσεων L με κέντρο τη δυτική Ουκρανία (χάρτης hpa) επεκτείνεται νοτιοδυτικά καλύπτοντας την περιοχή των Βαλκανίων και της Κεντρικής Μεσογείου και καταλήγει μέχρι τη Βόρεια Αφρική (αυλώνας χαμηλών πιέσεων). Το πεδίο υψηλών πιέσεων H που βρίσκεται μόλις βόρεια της Ιβηρικής χερσονήσου, φαίνεται να επεκτείνεται βορειότερα, παρουσιάζοντας έτσι σφήνα υψηλών πιέσεων στη δυτική-βορειοδυτική Ευρώπη. Χάρτης 1 Χάρτης Επιφάνειας ημέρα D1, 00:00 UTC, Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Βαθύ χαμηλό βαρομετρικό στην επιφάνεια παρατηρείται επίσης νοτιοδυτικά της Ισλανδίας, δυτικά του αντικυκλώνα που υπάρχει στη δυτική-βορειοδυτική Ευρώπη. Μελετώντας τον χάρτη 2 στην ανώτερη ατμόσφαιρα (500 hpa), γύρω στα 5,5 km πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, διαφαίνεται αυλώνας χαμηλών πιέσεων (trough) εμπλουτισμένος με ψυχρές αέριες μάζες προερχόμενες από τη βόρειο πόλο. Στον χάρτη αυτό απεικονίζεται η διαδοχή

77 71 των ατμοσφαιρικών κινήσεων που συμβάλλει στην μετακίνηση πολικών αερίων μαζών από το βόρειο Πόλο προς ένα μεγάλο μέρος της Ευρώπης. Έτσι, ο πυρήνας των πολικών αερίων μαζών φαίνεται να εξωθείται νοτιότερα προς τα Βαλκάνια και την Ιταλία. Η κίνηση των αέριων μαζών στο χάρτη 2 σχεδιάστηκαν με μαύρο χρώμα, κάτι που υποδεικνύεται από τις ισοϋψείς καμπύλες (contour lines). Η κατεύθυνση τους αναπαριστάται με μαύρα βελάκια. Εδώ, γίνεται η προσέγγιση του γεωστροφικού ανέμου και του ανέμου βαροβαθμίδας, αφού βρισκόμαστε πάνω από το όριο της τριβής (frictional layer), όπου ο άνεμος θεωρείται ότι πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες. Η κίνηση των ψυχρών αερίων μαζών σχεδιάστηκε με διακεκομμένη μπλε γραμμή και μπλε βέλος, όπου παρουσιάζεται η κατεύθυνση της πορείας τους. Κανονικά, η κίνηση τους γίνεται πάνω στις ισοϋψείς γραμμές, όμως οι διακεκομμένες μπλε γραμμές και το μπλε βέλος δείχνουν την πορεία και την κατεύθυνση της αρχικής και της τελικής θέσης μεταξύ 2 σημείων πάνω στην ίδια καμπύλη. Η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough line) σχεδιάστηκε με μαύρη διακεκομμένη γραμμή. Σε γενικές γραμμές, διαφαίνεται ένα βόρειοβορειοδυτικό ρεύμα ανέμου στα 500 hpa που κατέρχεται προς την περιοχή της κεντρικής Μεσογείου. Το ρεύμα αυτό συγκλίνει και τείνει να γίνει δυτικό-νοτιοδυτικό ρεύμα στην ανατολική Μεσόγειο αυτή τη χρονική περίοδο. Χάρτης 2 Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D1, 00:00 UTC, Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Κάθε ισοϋψής καμπύλη αναπαριστά το γεωδυναμικό ύψος (μονάδα μέτρησης: γεωδυναμικά μέτρα) πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, στο οποίο παρατηρείται ατμοσφαιρική πίεση 500 hpa. Όταν οι ισοϋψείς καμπύλες βρίσκονται σε σχετικά μεγαλύτερα ύψη από άλλες πάνω σε ένα χάρτη ανώτερης ατμόσφαιρας, τότε υποδεικνύουν θερμές αέριες μάζες και το αντίστροφο. Μεγάλες τιμές υποδεικνύουν γενικά θερμότερη υποκείμενη ατμόσφαιρα και μικρές τιμές υποδεικνύουν γενικά ψυχρότερη υποκείμενη

78 72 ατμόσφαιρα. Παρόλο που οι ισοϋψείς καμπύλες αναπαριστούν το γεωδυναμικό ύψος της ισοβαρικής επιφάνειας των 500 hpa, μας καταδεικνύουν περιοχές όπου η μέση θερμοκρασία από την επιφάνεια μέχρι την ισοβαρική των 500 hpa είναι σχετικά υψηλή (περιοχές υψηλού βαρομετρικού) και περιοχές όπου η μέση θερμοκρασία είναι σχετικά χαμηλή (περιοχές χαμηλού βαρομετρικού). Στον χάρτη 2 διακρίνονται σχετικά χαμηλές ισοϋψείς καμπύλες στην περιοχή της κεντρικής Ευρώπης που προέρχονται από τη βόρεια Ευρώπη). Ταυτόχρονα, παρατηρούνται σχετικά ψηλές ισοϋψείς καμπύλες στην περιοχή της βορειοδυτικής Ευρώπης αλλά και στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, επιτρέποντας την σταδιακή ανάπτυξη σφήνας υψηλών πιέσεων σε αυτές τις περιοχές. Επομένως, σχετικά θερμές αέριες μάζες εκτρέπονται από την Βόρεια Αφρική προς ανατολική Μεσόγειο αντίστοιχα, ενώ σχετικά ψυχρές αέριες μάζες κατέρχονται από την Βόρεια Ευρώπη προς την κεντρική Μεσόγειο την ίδια χρονική περίοδο. Μία σειρά δορυφορικών εικόνων που πάρθηκαν την περίοδο αυτή, καταδεικνύουν τα διανύσματα κατεύθυνσης του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα, την κίνηση των νεφώσεων, τις περιοχές όπου σημειώνεται ο υετός και μια προκαταρτική εκτίμηση της έντασης του υετού. Οι παρακάτω δορυφορικές εικόνες αναφέρονται για τις 16/01/16 και ώρα 00:00 UTC. Δορυφορική Εικόνα 1. IR10.8, ημέρα D1, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 2. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D1, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

79 73 Δορυφορική Εικόνα 3. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D1, 00:45 UTC [πηγή EUMETSAT] Μελετώντας τις δορυφορικές εικόνες παρατηρείται ένα εκτεταμένο νεφικό σύστημα με νεφώσεις κυρίως στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα οι οποίες εκτοπίζονται από τη βόρεια Αφρική (Τυνησία) και μεταφέρονται σε περιοχές της κεντρικής Μεσογείου και των Βαλκανίων, ακολουθώντας ένα σχετικά ενισχυμένο νοτιοδυτικό ρεύμα ανέμου. Αυτό το ενισχυμένο νοτιοδυτικό ρεύμα παρουσιάστηκε μέσα από το χάρτη 2, στα 500 hpa, χρησιμοποιώντας την προσέγγιση του γεωστροφικού ανέμου και του ανέμου βαροβαθμίδας, ενώ καταγράφεται και στην δορυφορική εικόνα 3. Η ισχυρή νοτιοδυτική ροή του ανέμου που παρουσιάζεται από τη δορυφορική εικόνα 3, εντοπίζεται σε μεγάλα γεωδυναμικά ύψη στις μέσες και ανώτερες τροποσφαιρικές στάθμες ( hpa). Τα διανύσματα ταχύτητας σε αυτά τα γεωδυναμικά ύψη παρουσιάζονται με μωβ χρώμα μεταξύ των τροποσφαρικών επιπέδων 500 hpa και 350 hpa. Σύμφωνα με τις πραγματικές παρατηρήσεις στην επιφάνεια που παρουσιάζονται μέσα από τον χάρτη 1 και τη δορυφορική εικόνα 3 παρατηρείται πλήρης νεφοκάλυψη από το ύψος της Τυνησίας, η οποία επεκτείνεται και καλύπτει όλα τα Βαλκάνια και καταλήγει μέχρι και τη βορειοανατολική Ευρώπη. Κατά τη διάρκεια της μέρας στις 16/01/16 και συγκεκριμένα στις 12:00 UTC παρατηρείται βάθυνση του χαμηλού βαρομετρικού στο Ιόνιο πέλαγος με την πίεση να πέφτει στα 1004 hpa σύμφωνα με τον χάρτη 3. Επίσης, σύμφωνα με το χάρτη αυτό το πεδίο υψηλών (H) πιέσεων πλησίον της Ιβηρικής χερσονήσου παραμένει περίπου στην ίδια θέση με πριν με κέντρο γύρω στα 1033 hpa, ως αποτέλεσμα να συνεχίζεται η επίδραση της σφήνας υψηλών πιέσεων στη βορειοδυτική Ευρώπη με κέντρο την περιοχή αυτή. Ταυτόχρονα, ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στις μέσες τροποσφαιρικές στάθμες (500 hpa) αρχίζει να παρουσιάζει μεσημβρινή ανάπτυξη (επεκτείνεται νοτιότερα σε σχέση με τον χάρτη 2) μέχρι τις ακτές της Βόρειας Λιβύης σύμφωνα με τον χάρτη 4. Η συνιστώσα του ανέμου συνεχίζει να είναι καθαρά νοτιοδυτική (νοτιοδυτικό ρεύμα ανέμου) στην ανατολική Μεσόγειο, ενώ το ρεύμα αυτό αρχίζει σταδιακά να ενισχύεται στις μέσες τροποσφαιρικές στάθμες πάνω από την Ελλάδα.

80 74 Αυτό οφείλεται στο πυκνότερο δίκτυο των ισοβαρών καμπύλων σε σχέση με το χάρτη 2. Πάνω από Κύπρο το νοτιοδυτικό ρεύμα αυτό είναι σχετικά ασθενές τη χρονική αυτή περίοδο. Χάρτης 3 - Χάρτης επιφάνειας ημέρα D1, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 4 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D1, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

81 75 Η διαχωριστική επιφάνεια που παρατηρείται όταν συναντιόνται οι ψυχρές και θερμές αέριες μάζες, δημιουργεί μια μετωπική επιφάνεια και η τομή των δύο προκαλεί μέτωπα. Με βάση τις πραγματικές συνθήκες που προκύπτουν από τις δορυφορικές εικόνες, παρατηρούνται μέτωπα που συνοδεύουν το οργανωμένο βαρομετρικό χαμηλό που βαθαίνει στην θαλάσσια περιοχή της Αδριατικής θάλασσας αυτή την περίοδο. Αυτά σχεδιάζονται στην πιο κάτω δορυφορική εικόνα 4 με βάση τις πραγματικές συνθήκες στις 12:00 UTC (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 29 της Μεγάλης Βρετανίας). Παρατηρείται ψυχρό, θερμό και συνεσφιγμένο μέτωπο στην περιοχή των Βαλκανίων, που υποδηλώνουν ένα καλά οργανωμένο χαμηλό βαρομετρικό με μετωπική δραστηριότητα. Οι δορυφορικές εικόνες που καταγράφηκαν την αντίστοιχη χρονική περίοδο στις 12:00 UTC είναι οι εξής: Δορυφορική Εικόνα 4. IR10.8, ημέρα D1, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 5. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D1, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT] 29 Βλέπε παράρτημα 13

82 76 Δορυφορική Εικόνα 6. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D1, 11:45 UTC [πηγή EUMETSAT] Σύμφωνα με τις δορυφορικές εικόνες 4,5 και 6 παρατηρείται υετός στην βορειοανατολική Ελλάδα με βροχές και καταιγίδες κατά τόπους έντονες ως απόρροια του θερμού μετώπου. Συγκεκριμένα, τα εντονότερα φαινόμενα παρατηρούνται στο βόρειο Αιγαίο πέλαγος σύμφωνα με τη δορυφορική εικόνα 5. Μελετώντας τα διανύσματα ταχύτητας των ανέμων μέσω της δορυφορικής εικόνας 6 το ισχυρό νοτιοδυτικό ρεύμα αέρος επιμένει και ενισχύεται στις μέσες και ανώτερες τροποσφαιρικές στάθμες ( hpa τα διανύσματα συμβολίζονται με μωβ). Το ίδιο σχετικά ισχυρό νοτιοδυτικό ρεύμα αέρος παρατηρείται και στις ανώτατες στάθμες της τροπόσφαιρας (< 350 hpa τα διανύσματα συμβολίζονται με κόκκινο). Εξαίρεση αποτελεί η περιοχή πάνω από την Τυρρηνική θάλασσα βορειοδυτικά της Σικελίας όπου αρχίζει να φαίνεται μια κυκλωνική κυκλοφορία ή αποκομμένο χαμηλό που αποκόπηκε από τον αυλώνα χαμηλών πιέσεων στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Εδώ παρατηρείται διάσπαση του αυλώνα και δημιουργείται ένα σχετικά αργά κινούμενο αποκομμένο χαμηλό. Το αποκομμένο χαμηλό και η κίνηση του φαίνεται μέσα από τις παρακάτω δορυφορικές εικόνες που παρουσιάζονται σε χρονολογική σειρά. Η διάταξη αυτή ευνοεί σε μεταγενέστερο στάδιο την περαιτέρω βάθυνση του επιφανειακού χαμηλού βαρομετρικού που κινείται μεταξύ Αδριατικής θάλασσα και Ιονίου πελάγους. Ημέρα D1, 10:45 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το αποκομμένο χαμηλό φαίνεται στα αριστερά της εικόνας. Ημέρα D1, 11:45 UTC [πηγή EUMETSAT]. Σχηματισμός του αποκομμένου χαμηλού.

83 77 Ημέρα D1, 13:45 UTC [πηγή EUMETSAT]. Πλήρης σχηματισμός του αποκομμένου χαμηλού Ημέρα D1, 15:45 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το αποκομμένο χαμηλό ενισχύεται συνεχώς. Χάρτης 5 - Χάρτης επιφάνειας ημέρα D1, 18:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Ο ρυθμός απόκλισης του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα ενισχύεται από το αποκομμένο χαμηλό όπως παρουσιάστηκε στις πιο πάνω δορυφορικές εικόνες. Συνεπώς, όσο περνάει η περνάει η μέρα και συγκεκριμένα στις 18:00 UTC, το επιφανειακό χαμηλό βαρομετρικό με κέντρο το Ιόνιο πέλαγος βαθαίνει, με την ατμοσφαιρική πίεση να πέφτει από τα 1004 hpa στα 1002 hpa εντός 6 ωρών. Αυτό συμβάλλει στην βάθυνση της προϋπάρχουσας μετωπικής ύφεσης που περιλαμβάνει ένα καλά σχηματισμένο βαρομετρικό χαμηλό συνοδευόμενο από θερμό, ψυχρό και συνεσφιγμένο μέτωπο. Αυτό ορίζει το φαινόμενο της κυκλογένεσης στην περιοχή των Βαλκανίων.

84 78 Το κέντρο του χαμηλού του οποίου η πίεση πέφτει γοργά τη χρονική αυτή περίοδο, κινείται στον άξονα Ιονίου πελάγους-πελοποννήσου και ακολουθεί μια σχετικά αργή νοτιοανατολική πορεία προς τον Ελλαδικό χώρο. Το επιφανειακό χαμηλό βαρομετρικό που αναπτύσσεται αρχικά πάνω από το Ιόνιο πέλαγος αποτελεί και το κύριο πρωτεύον χαμηλό βαρομετρικό της διαταραχής, το οποίο στη συνέχεια κινείται σταδιακά προς την ανατολική Μεσόγειο. Το χαμηλό αυτό ενισχύεται από την άντληση μεγάλων ποσών υγρασίας και θερμότητας σε όλες τις στάθμες τις τροπόσφαιρας από τη Μεσόγειο θάλασσα. Η αδιαβατική εκτόνωση των ανυψωμένων αερίων μαζών οδηγεί στην συμπύκνωση των υδρατμών και στην απελευθέρωση ενέργειας στην ατμόσφαιρα. Αυτά τα δεδομένα με τη σειρά τους τροφοδοτούν με μεγάλα ποσά ενέργειας την ατμόσφαιρα. Μία καταγραφή δορυφορικών εικόνων που πάρθηκαν στις 16/01/16 ώρα 18:00 UTC, αναπαριστούν την μετακίνηση των μετώπων (τα μέτωπα διακρίνονται στην δορυφορική εικόνα 7) σε σχέση με την θέση των μετώπων που παρουσιάστηκε αρχικά στις 12:00 UTC της μέρας D1 (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 30 της Μεγάλης Βρετανίας). Με βάση τα διανύσματα ταχύτητας της δορυφορικής εικόνας 9, καταδεικνύεται η συνέχεια της κυκλωνικής ροής στην ανώτερη ατμόσφαιρα, ως απόρροια του αποκομμένου χαμηλού πάνω από την Ιταλία. Οι δορυφορικές εικόνες που καταγράφηκαν την συγκεκριμένη χρονική περίοδο στις 18:00 UTC είναι οι εξής: Δορυφορική Εικόνα 7. IR10.8, ημέρα D1, 18:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. 30 Βλέπε παράρτημα 13

85 79 Δορυφορική Εικόνα 8. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D1, 18:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 9. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D1, 17:45UTC [πηγή EUMETSAT] Σε αυτή τη χρονική στιγμή (18:00 UTC) τα μέτωπα κακοκαιρίας που επηρεάζουν την περιοχή των Βαλκανίων, συνεχίζονται με τα εντονότερα φαινόμενα να σημειώνονται πάνω από το βόρειο Αιγαίο, τη δυτική-βορειοδυτική Τουρκία και πάνω από την περιοχή της κεντρικής και νότιας Ιταλίας (δορυφορική εικόνα 8), όπου και ευρίσκεται το κέντρο του αποκομμένου χαμηλού που παρουσιάζει κυκλωνική ροή. Σε γενικές γραμμές για την μέρα D1, η διαταραχή που διαμορφώνεται από την νότια επέκταση του αυλώνα χαμηλών πιέσεων στην ανώτερη ατμόσφαιρα (χάρτης 2 και 4) μεταφέρει ψυχρές αέριες μάζες στην περιοχή της σχετικά θερμότερης περιοχής της Μεσογείου. Ανατολικά της γραμμής του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough line) παρατηρείται ανάπτυξη χαμηλού βαρομετρικού στην επιφάνεια συνοδευόμενο από μέτωπα. Τα μέτωπα που δημιουργούνται οφείλονται στην έντονη ανάμειξη των θερμών και ψυχρών αερίων μαζών σε ευρεία κλίμακα, η οποία σχετίζεται άμεσα με την ύπαρξη του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough) στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Η βάθυνση του χαμηλού

86 80 βαρομετρικού στην επιφάνεια ορίζει το φαινόμενο της κυκλογένεσης. Παρόλο που το κέντρο του επιφανειακού χαμηλού βαρομετρικού βρίσκεται στο Ιόνιο πέλαγος, την ίδια χρονική στιγμή, το αποκομμένο χαμηλό στα μέσα και ανώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας παρατηρείται δυτικότερα, πάνω από την περιοχή της Ιταλίας. Αυτό που αναγκάζει την πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης στην επιφάνεια είναι οι αποκλίνοντες άνεμοι στην ανώτερη ατμόσφαιρα ανατολικά της γραμμής του αυλώνα (trough line). Αυτή η απόκλιση λειτουργεί σαν αντλία αέρα από την επιφάνεια προς τα ανώτερα στρώματα και έτσι αναγκάζει την ατμοσφαιρική πίεση να πέσει στην επιφάνεια. Ως αποτέλεσμα, να ενισχύεται η ένταση των ανέμων αλλά και του υετού που προκαλείται κυρίως λόγω των δυναμικών αιτίων της μετωπικής δραστηριότητας που παρατηρείται (εμφάνιση μετώπων) Ημέρα D2, 17/01/16 Αρχικά, μελετώντας τον χάρτη 6 στις 17/01/16 και ώρα 00:00 UTC για τη 2 η μέρα D2, διαφαίνεται ότι το κέντρο του επιφανειακού χαμηλού που αναπτύχθηκε αρχικά στην θαλάσσια περιοχή μεταξύ Ελλάδας-Ιταλίας, κινούμενο ανατολικά, εγκαταστάθηκε και εμβάθυνε πάνω από την κεντρική Ελλάδα με κέντρο γύρω στα 1001 hpa. Το το χαμηλό βαρομετρικό αυτό είναι συνδεδεμένο με αυλώνα χαμηλών πιέσεων στην επιφάνεια. Ταυτόχρονα, εκτεταμένα πεδίο υψηλών πιέσεων (σφήνα υψηλών πιέσεων) παρουσιάζονται από το ύψος της ανατολικής Μικράς Ασίας μέχρι την Ευρωπαϊκή Ρωσία αλλά και από το ύψος της Ιβηρικής χερσονήσου μέχρι τη Βορειοδυτική Ευρώπη. Ο πρώτος αντικυκλώνας λειτουργεί ως εμπόδιο της διέλευσης του βαρομετρικού χαμηλού προς τις εκεί περιοχές, με αποτέλεσμα να επιβραδύνει την ανατολική κίνηση του χαμηλού βαρομετρικού πάνω από την κεντρική Ελλάδα προς την ανατολική Μεσόγειο. Ο δεύτερος αντικυκλώνας συνεχίζει να εκτοπίζει την εν λόγω κυκλογένεση ανατολικότερα. Ο συνδυασμός των δύο θα επιφέρει την τελική μετακίνηση του συστήματος στην ανατολική Μεσόγειο. Χάρτης 6 - Χάρτης επιφάνειας ημέρα D2, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

87 81 Χάρτης 7 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D2, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Αποκομμένο χαμηλό (L) στην ανώτερη ατμόσφαιρα (χάρτης 7), παρατηρείται στην περιοχή της Σκανδιναβίας, η οποία αποτελεί το επίκεντρο της διαταραχής του κατερχόμενου πολικού στροβίλου, από τα βορειότερα γεωγραφικά πλάτη της Ευρώπης. Παρατηρώντας τον χάρτη 7, σε γεωδυναμικό ύψος 500 hpa, διαφαίνεται ότι ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων (trough) είναι συνδεδεμένος με το αποκομμένο χαμηλό στην ανώτερη ατμόσφαιρα, το οποίο αποτελείται από ψυχρές αέριες μάζες με προέλευση από το βόρειο Πόλο. Επομένως, συνεχίζεται η άντληση ψυχρών αερίων μαζών από τη βόρεια προς τη νότια Ευρώπη, ενώ ο αυλώνας φαίνεται να επεκτείνεται ολοένα και νοτιότερα σε σχέση με τη μέρα D1. Συνεχίζεται δηλαδή η μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα. H γραμμή του αυλώνα (trough line) σχεδιάζεται με διακεκομμένη μαύρη γραμμή στον χάρτη 7. Η κίνηση της κυκλοφορίας του ανέμου στην μέση τροπόσφαιρα (500 hpa) σχεδιάστηκε με μαύρο χρώμα και η κατεύθυνση του με μαύρα βελάκια. Διαφαίνεται ένα βορειοδυτικό-βόρειο ρεύμα αέρος που κατέρχεται προς την περιοχή της κεντρικής Μεσογείου το οποίο συγκλίνει πάνω από την Λιβύη και τείνει να γίνει νοτιοδυτικό στην περιοχή της Ελλάδας και νοτιοδυτικό-δυτικό στην περιοχή της Κύπρου 31. Το ρεύμα αυτό είναι πλέον ισχυρότερο σε σχέση με την πρώτη μέρα D1 λόγω και του πυκνότερου δικτύου των ισοβαρών καμπυλών όπως φαίνεται στον χάρτη 7. Οι σχετικά ψυχρές αέριες μάζες, που βρίσκονταν στην περιοχή της κεντρικής Μεσογείου τη μέρα D1, αρχίζουν να προσεγγίζουν σιγά σιγά τα Βαλκάνια. Συγκεκριμένα, έχουμε 5400 γεωδυναμικά μέτρα στη βορειοδυτική Ελλάδα που υποδηλώνουν ψυχρές αέριες μάζες και ταυτόχρονα στην Κύπρο σχετικά θερμότερες αέριες μάζες με 5700 μέτρα, ευρισκόμενη ακόμα στο θερμό τομέα του συστήματος αυτού. Με δεδομένη της διαταραχής αυτής ανατολικότερα με προέκταση προς την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, αρχίζει και η εναλλαγή του καιρού στην Κύπρο με μεταφορά 31 Η δυτική-νοτιοδυτική ροή του ανέμου που επηρεάζουν την περιοχή της Κύπρου αυτή την περίοδο, φαίνεται κάτω δεξιά στον χάρτη 7.

88 82 υψηλών ποσοστών υγρασίας προς αυτή και εμφάνιση νεφώσεων κυρίως στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα σε πρώτο στάδιο. Για καλύτερη κατανόηση των ατμοσφαιρικών κινήσεων αλλά και των καιρικών συνθηκών, το χρονικό αυτό διάστημα, θα παρουσιαστούν μερικές δορυφορικές εικόνες για τις 17/01/16 στις 00:00 UTC. Στις δορυφορικές εικόνες που ακολουθούν παρουσιάζονται 2 κύρια μέτωπα κακοκαιρίας. Υπάρχει ένα συνεσφιγμένο μέτωπο που επηρεάζει την Ελλάδα και ένα ψυχρό μέτωπο που επηρεάζει το Αιγαίο, τα Δωδεκάνησα και τη δυτική Μικρά Ασία. Το θερμό μέτωπο επεκτείνεται από τη Μαύρη θάλασσα βορειότερα. To ψυχρό μέτωπο προηγείται του συνεσφιγμένου μετώπου που σε αυτή την περίπτωση αποτελεί θερμή σύσφιξη. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 32 της Μεγάλης Βρετανίας). Δορυφορική Εικόνα 10. IR10.8, ημέρα D2, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 11. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D2, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] 32 Βλέπε παράρτημα 13

89 83 Δορυφορική Εικόνα 12. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D2, 00:45UTC [πηγή EUMETSAT] Τα συνοπτικά χαρακτηριστικά, η έκταση και η συνοχή της διαταραχής συμβάλλουν στην δημιουργία δευτερευόντων κέντρων χαμηλών πιέσεων κατά την έξοδο του συστήματος προς τα θερμά νερά του Αιγαίου Πελάγους, κατά τη 2 η μέρα D2 (Day 2) και συγκεκριμένα στις 06:00 UTC. Tα δευτερεύοντα κέντρα χαμηλής πίεσης είναι 3 και αναπτύσσονται γύρω από τον Ελλαδικό χώρο με κέντρο γύρω στα hpa. Αυτό φαίνεται μέσα από το χάρτη 8. Παρατηρείται ένα κέντρο (1003 hpa) νότια της Πελοποννήσου, ένα (1002 hpa) στην κεντρική Ελλάδα και ένα (1002 hpa) στο βορειοανατολικό Αιγαίο. Χάρτης 8 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D2, 06:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

90 84 Χάρτης 9 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D2, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Παράλληλα, καθώς η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough line) στα 500 hpa προσεγγίζει την Ελλάδα προς το απόγευμα της μέρας αυτής (χάρτης 9), παρατηρείται περαιτέρω βάθυνση του επιφανειακού χαμηλού βαρομετρικού, το οποίο φθάνει περίπου γύρω στα 999 hpa με κέντρο το Αιγαίο πέλαγος στις 12:00 UTC (χάρτης 10). Η αιτία βάθυνσης («υποστήριξη») του επιφανειακού χαμηλού προέρχεται από τον αυλώνα χαμηλών πιέσεων στην ανώτερη ατμόσφαιρα, του οποίου ο άξονας βρίσκεται δυτικότερα από τον κατακόρυφο άξονα του χαμηλού βαρομετρικού στην επιφάνεια. Η διάταξη αυτή ευνοεί τις ανοδικές κινήσεις από την επιφάνεια προς την ανώτερη ατμόσφαιρα, λόγω της απόκλισης του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Ως αποτέλεσμα σημειώνεται απότομη πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης 3-4 hpa προς τα κάτω εντός 6 ωρών. Ο αντικυκλώνας στην ανατολική Μικρά Ασία με κέντρο γύρω στα 1021 hpa καθυστερεί τη μετακίνηση του χαμηλού ως αποτέλεσμα αυτό να έχει τη δυνατότητα να εμβαθύνει και να φθάσει σε ένα στάδιο ωρίμανσης. Το πεδίο υψηλών πιέσεων σε όλη τη δυτική-βορειοδυτική Ευρώπη και Αφρική συνεχώς επεκτείνεται και έτσι συνεχίζει να εξωθεί πολύ ψυχρές αέριες μάζες από τη βόρεια Ευρώπη προς την περιοχή της Ελλάδας.

91 85 Χάρτης 10 - Χάρτης επιφάνειας ημέρα D2, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Στην δορυφορική εικόνα 13 παρουσιάζονται 3 κύρια μέτωπα κακοκαιρίας (12:00 UTC). Το συνεσφιγμένο μέτωπο κακοκαιρίας συνεχίζει να επηρεάζει τον Ελλαδικό χώρο προκαλώντας συνεχείς βροχές κυρίως μέτριας έντασης, ενώ το ψυχρό μέτωπο κακοκαιρίας αρχίζει να οργανώνεται στο ανατολικό Αιγαίο, ως αποτέλεσμα να παρατηρείται ισχυρό μέτωπο κακοκαιρίας με βροχές και καταιγίδες σε μορφή γραμμής λαίλαπας 33 (squall line) σε αυτή την περιοχή. Το θερμό μέτωπο επεκτείνεται από τη Μαύρη θάλασσα βορειότερα. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 34 της Μεγάλης Βρετανίας). Στην Κύπρο συνεχίζονται να παρατηρούνται νεφώσεις στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα με τον άνεμο να είναι νοτιοδυτικός στα hpa. Το ψυχρό μέτωπο απέχει γύρω στα 500 km από την Κύπρο τη χρονική στιγμή 12:00 UTC στις 17/01/2016. Αυτά τα στοιχεία διαφαίνονται εξετάζοντας τις δορυφορικές εικόνες 13,14 και 15 στις 17/01/16, η ώρα 12:00 UTC. 33 Ο όρος γραμμή λαίλαπας (squall line) αναφέρεται σε καταιγίδες που είναι οργανωμένες κατά μήκος μιας γραμμής ή μιας ζώνης, που συχνά συνοδεύονται από ριπαίους ανέμους, πτώση της θερμοκρασίας και ισχυρή ένταση υετού. Συνήθως στα μέσα γεωγραφικά πλάτη η γραμμή λαίλαπας παρατηρείται μπροστά από ψυχρό μέτωπο. Πηγή: Εθνική Μετεωρολογική Υπηρεσία, «Το εγχειρίδιο του μετεωρολόγου-προγνώστη», Δημήτρης Ζιακόπουλος, Παρασκευή Φραγκούλη (Αύγουστος 2015). 34 Βλέπε παράρτημα 13

92 86 Δορυφορική Εικόνα 13. IR10.8, ημέρα D2, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 14. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D2, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 15. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D2, 12:45UTC [πηγή EUMETSAT]

93 87 Προς το τέλος της ημέρας D2 ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων που αναπτύσσεται στην επιφάνεια, επεκτείνεται στην ανατολική Μεσόγειο και γενικότερα σε μεγάλο μέρος της ανατολικής Ευρώπης. Ως αποτέλεσμα, αναπτύσσεται εκ νέου δευτερεύον χαμηλό βαρομετρικό με κέντρο τις νότια Μαύρη θάλασσα. Αυτός ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων που καταδεικνύει την ανάπτυξη δευτερεύοντος χαμηλού στη Μαύρη θάλασσα, εμφανίζεται στον χάρτη 11. Παρουσιάζεται δηλαδή διπλός εκφυλισμός του χαμηλού βαρομετρικού στην επιφάνεια, που υποδηλώνει ταυτόχρονα την σταδιακή εξασθένηση του. Τα 2 κέντρα χαμηλής πίεσης έχουν παρόμοιες τιμές ατμοσφαιρικής πίεσης με αυτό στο κεντρικό Αιγαίο να φθάνει γύρω στα 1000 hpa και αυτό στη νότια Μαύρη θάλασσα να φθάνει γύρω στα 1002 hpa. Χάρτης 11 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D2, 18:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Σύμφωνα με τα πιο πάνω στοιχεία παρατηρούνται 2 κέντρα χαμηλής πίεσης τα οποία σε μεταγενέστερο στάδιο κινούνται σε ανεξάρτητες τροχιές. Το μεν πρώτο που βρίσκεται στο κεντρικό Αιγαίο ακολουθεί ανατολική κίνηση προς τις ακτές της νότιας Τουρκίας, ενώ το δεύτερο χαμηλό ακολουθεί βορειοανατολική κίνηση σαρώνοντας τη Μαύρη θάλασσα κατευθυνόμενο προς την Ευρωπαϊκή Ρωσία. Αυτή η διάταξη των ατμοσφαιρικών κινήσεων θα φανεί καλύτερα μελετώντας την 3 η μέρα D3 του εν λόγω συστήματος στη συνέχεια Ημέρα D3-18/01/16 Η διάταξη των ισοϋψών καμπυλών στην ανώτερη ατμόσφαιρα (χάρτης 14) μετακινείται ανατολικά στις 00:00 UTC της μέρας D3 σε σχέση με την αμέσως προηγούμενη εικόνα (χάρτης 9). Η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough line) εντοπίζεται μόλις δυτικά της Ελλάδας αυτή τη χρονική στιγμή. Σε συνέχεια της προηγούμενης μέρας D2, η ημέρα D3 ξεκινάει με παρόμοιες διατάξεις. Τα δύο κέντρα επιφανειακής χαμηλής πίεσης στο κεντρικό

94 88 Αιγαίο και στη νότια Μαύρη θάλασσα, κινούνται σταδιακά προς τη νοτιοδυτική Τουρκία και βορειοανατολική Μαύρη θάλασσα αντιστοίχως. Αυτό φαίνεται συγκρίνοντας τον χάρτη 11 (18:00 UTC, ημέρα D2) με τον χάρτη 12 (00:00 UTC,ημέρα D3). Ταυτόχρονα η σχετικά υψηλή πίεση που κάλυπτε την περιοχή της ανατολικής Μικράς Ασίας εξασθενεί και προοδευτικά τη διαδέχεται ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων από τα δυτικά. Επίσης, το επιφανειακό υψηλό βαρομετρικό στην κεντροδυτική Ευρώπη (1025 hpa χάρτης 12), παραμένει στάσιμο και με παρόμοια τιμή ατμοσφαιρικής πίεσης όπως ήταν την αμέσως προηγούμενη ημέρα D2. Χάρτης 12 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D3, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 13 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D3, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

95 89 Στην δορυφορική εικόνα 16 παρουσιάζονται τα 3 κύρια μέτωπα κακοκαιρίας (00:00 UTC) και αποτελούν τη συνέχεια των μετώπων σε σύγκριση με τη δορυφορική εικόνα 13. Το ψυχρό μέτωπο αρχίζει να επηρεάζει την Κύπρο φέρνοντας βροχές κυρίως μέτριας έντασης στο νησί, ενώ το συνεσφιγμένο μέτωπο συνεχίζει τη νοτιοανατολική του πορεία προς το Αιγαίο. Το θερμό μέτωπο επεκτείνεται από τη Μαύρη θάλασσα βορειότερα. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 35 της Μεγάλης Βρετανίας). Οι εικόνες 17 και 18 παρουσιάζουν επίσης μια προσεγγιστική εκτίμηση της έντασης υετού και της κυκλοφορίας του ανέμου αντίστοιχα. Δορυφορική Εικόνα 16. IR10.8, ημέρα D3, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 17. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D2, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] 35 Βλέπε παράρτημα 13

96 90 Δορυφορική Εικόνα 18. The Atmospheric Motion Vectors (AMV), ημέρα D2, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας για τις 18/01/2016 (ώρα 06:00 UTC) Στο σχήμα 1 παρουσιάζεται το τεφίγραμμα της Αθαλάσσας (Λευκωσία) για τις 18/01/2016, ώρα 06:00 UTC. Από το διάγραμμα αυτό φαίνεται ότι δεν υπάρχει η δυνατότητα ανάπτυξης καταιγιδοφόρων νεφών, στην περιοχή της Κύπρου, αφού οι αέριες μάζες που θα ανυψωθούν από το έδαφος βρίσκονται πάντα σε μία κατάσταση χαμηλότερης θερμοκρασίας από το περιβάλλον (μπλε γραμμή πάντα αριστερά από την κόκκινη γραμμή) οπότε και σε όλες τις περιπτώσεις λόγω διαφοράς πυκνότητας οι αέριες μάζες θα επιστρέψουν στο έδαφος υπό την επίδραση της βαρύτητας. Για να συμβεί οτιδήποτε άλλο θα πρέπει να αλλάξει η δομή της ανώτερης ατμόσφαιρας (π.χ. να εισβάλει στην περιοχή ψυχρή αέρια μάζα στα ανώτερα στρώματα. Αξιοσημείωτο είναι ότι στα πόδια (ισοβαρική επιφάνεια 700 hpa) υπάρχουν στρωματόμορφα νέφη με πολύ ψηλή σχετική υγρασία (θερμοκρασία δρόσου πολύ κοντά στην θερμοκρασία) οπότε και καταδεικνύονται στρωματόμορφα μέσα νέφη Altostratus αλλά μικρού πάχους τα οποία στην παρούσα κατάσταση δεν μπορούν να δώσουν βροχή. Σχήμα 1. Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας

97 91 Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας για τις 18/01/2016 (ώρα 11:00 UTC) Στο αμέσως επόμενο τεφίγραμμα (σχήμα 2) που προκύπτει την ίδια μέρα στις 11:00 UTC, δυστυχώς δεν υπάρχει πλήρης απεικόνιση της θερμοδυναμικής κατάστασης της ατμόσφαιρας. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι το μετεωρολογικό μπαλόνι που μετέφερε τη ραδιοβολίδα έσπασε σε ένα ύψος περίπου 1,5 km πάνω από την επιφάνεια στην ισοβαρική καμπύλη που βρίσκεται περίπου στα 850 hpa. Φαίνεται ότι υπήρχε δυναμική για ανύψωση αέριας μάζας από την επιφάνεια ακολουθώντας την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα που είχε ψηλότερη θερμοκρασία και άρα μικρότερη πυκνότητα. Επομένως, μπορούσε να ανυψωθεί ακολουθώντας τη μη κορεσμένη αδιαβατική γραμμή. Το σημείο συμπύκνωσης φαίνεται να βρίσκεται σε γεωδυναμικό ύψος γύρω στα 900 hpa (περίπου 1000 μέτρα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας). Από εκεί και πέρα η αέρια μάζα ακολουθεί την ψευδόαδιαβατική θερμοβαθμίδα και τα στοιχεία σταματούν στο 1,5 km πάνω από την επιφάνεια. Πιθανά αίτια της έκρηξης του μπαλονιού είναι η πτώση κεραυνού. Σχήμα 2. Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας Κατά τη διάρκεια της ημέρας D3 και συγκεκριμένα στις 12:00 UTC, το χαμηλό βαρομετρικό στη νοτιοδυτική Τουρκία κινείται ελαφρώς ανατολικά ενώ το χαμηλό βαρομετρικό στη Μαύρη θάλασσα κινείται ελαφρώς βορειοανατολικά. Γενικά, ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην επιφάνεια επεκτείνεται συνεχώς και έχει τάση κίνησης προς τα ανατολικά στα νότια τμήματα του, ενώ στα βόρεια τμήματα του έχει τάση κίνησης προς τα βόρειαβορειοανατολικά. Αυτή η κίνηση φαίνεται με μαύρο βελάκι μέσα από το χάρτη 14.

98 92 Χάρτης 14 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D3, 12:00 UTC. Η εκτεταμένη σφήνα χαμηλών πιέσεων βρίσκεται εντός του κύκλου, ενώ η κατεύθυνση της πορείας των επιφανειακών χαμηλών βαρομετρικών φαίνεται με μαύρα βελάκια. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 15 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D3, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Μέσα από το χάρτη 15 (χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας: 500 hpa), στις 12:00 UTC, φαίνεται ότι η κίνηση του αυλώνα μετακινήθηκε ελαφρώς ανατολικά σε σχέση με τις 00:00 UTC της ίδιας ημέρας. Αυτό φαίνεται με βάση τη γραμμή του αυλώνα στο χάρτη αυτό που είναι ακριβώς πάνω από την Ελλάδα. Η κίνηση και η κατεύθυνση της κυκλοφορίας του ανέμου σχεδιάστηκε με μαύρο χρώμα και η κατεύθυνση του με μαύρα βελάκια. Διαφαίνεται

99 93 ένα βόρειο-βορειοδυτικό ρεύμα ανέμου που κατέρχεται από τη Βόρεια Ευρώπη προς την περιοχή της Ελλάδας, το οποίο συγκλίνει και τείνει να γίνει δυτικό-νοτιοδυτικό ρεύμα πάνω από την περιοχή της Κύπρου. Λόγω της διάταξης που παρουσιάζεται στον χάρτη 15, οι ψυχρές αέριες μάζες φαίνεται να πλησιάζουν την περιοχή της Κύπρου και προοδευτικά διαδέχονται τις προϋπάρχουσες θερμές (μετά και το πέρασμα του ψυχρού μετώπου στις 00:00 UTC της D3). Αυτό επιβεβαιώνεται, αφού παρατηρούνται σχετικά χαμηλότερες ισοϋψείς καμπύλες που φθάνουν τα 5460 γεωδυναμικά μέτρα στις 12:00 UTC, σε σχέση με τα 5580 γεωδυναμικά μέτρα στις 00:00 UTC της μέρας D3. Οι δορυφορικές εικόνες 16,17 και 18 που πάρθηκαν στις 12:00 UTC της ημέρας D3 δείχνουν τις καιρικές συνθήκες που επικρατούσαν στην περιοχή της Κύπρου και της ευρύτερης περιοχής της ανατολικής Μεσογείου. Στη δορυφορική εικόνα 16 διακρίνεται το συνεσφιγμένο μέτωπο που επηρεάζει την ανατολική Μεσόγειο αυτή τη χρονική περίοδο. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 36 της Μεγάλης Βρετανίας). Σε γενικές γραμμές ο καιρός αυτή τη χρονική στιγμή ήταν συννεφιασμένος και βροχερός. Δορυφορική Εικόνα 19. IR10.8, ημέρα D3, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. 36 Βλέπε παράρτημα 13

100 94 Δορυφορική Εικόνα 20. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D3, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 21. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D3, 12:45UTC [πηγή EUMETSAT] Μελετώντας τις παραπάνω δορυφορικές εικόνες παρατηρείται ότι αποκαθίσταται σχετικά ισχυρό δυτικό ρεύμα ανέμου στο Αιγαίο και στην θαλάσσια περιοχή μεταξύ Ελλάδας και Λιβύης. Το ρεύμα αέρος που επηρεάζει την Κύπρο βρίσκεται ακόμα στη φάση σύγκλισης, ως αποτέλεσμα να είναι νοτιοδυτικό στις μέσες και ανώτερες τροποσφαιρικές στάθμες σε γεωδυναμικά ύψη από hpa (μωβ διανύσματα ταχύτητας). Η κυκλοφορία που αποκαθίσταται έπειτα από ένα τέτοιο γεγονός είναι γνωστή ως ζωνική κυκλοφορία, καθώς τα διάφορα συστήματα καιρού έχουν την τάση να κινούνται στον άξονα δύσης ανατολής. Στις 18:00 UTC της ημέρας D3 ο υετός συνεχίζεται να παρατηρείται στην Κύπρο και στην ευρύτερη περιοχή με το συνεσφιγμένο μέτωπο να πλησιάζει συνεχώς το νησί. Αυτό διαφαίνεται σύμφωνα με τη δορυφορική εικόνα 22.

101 95 Δορυφορική Εικόνα 22. IR10.8, ημέρα D3, 18:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ Ημέρα D4-19/01/16 Προχωρώντας στην 4 η μέρα D4 παρατηρείται ότι το επιφανειακό χαμηλό βαρομετρικό, πλησίον της Κύπρου, συνεχίζει την ανατολική του πορεία του κινούμενο βόρεια της και κατά μήκος της νότιας Τουρκίας. Τη χρονική στιγμή 00:00 UTC της μέρας αυτής το χαμηλό βρίσκεται πλέον στη νοτιοανατολική Τουρκία και το κέντρο του βρίσκεται γύρω στα 1006 hpa (χάρτης 16). Γενικά αυτό το κέντρο χαμηλής πίεσης εξασθενεί κινούμενο ανατολικά και η ατμοσφαιρική πίεση ανεβαίνει σταδιακά σε σύγκριση με την προηγούμενη μέρα D3. Το δευτερεύον χαμηλό είναι πλέον πάνω από την Ευρωπαϊκή Ρωσία και έχει τιμή γύρω στα 1001 hpa. Στην Κύπρο ο επιφανειακός άνεμος είναι νοτιοδυτικός-δυτικός ενώ βροχές ασθενής έντασης συνεχίζουν να σημειώνονται στο νησί σε συνέχεια της προηγούμενης μέρας D3. Παρόλα αυτά ο καιρός στην Κύπρο σημειώνει αισθητή βελτίωση εντός της μέρας, αφού η διαταραχή κινείται ανατολικά και ταυτόχρονα εξασθενεί. Αξιοσημείωτη είναι η εμφάνιση ενός νέου αυλώνα χαμηλών πιέσεων στη δυτική Μεσόγειο στην επιφάνεια, που επεκτείνεται από τη Μεγάλη Βρετανία μέχρι την Τυρρηνική θάλασσα. Την ίδια χρονική περίοδο, μελετώντας το χάρτη στη μέση τροπόσφαιρα στα 500 hpa (χάρτης 17), παρατηρείται ζωνική κυκλοφορία (ροή του αέρα παράλληλα προς τα γεωγραφικά πλάτη) μεταξύ Ελλάδας-Κύπρου πλέον όπου το ρεύμα ανέμου είναι πλέον καθαρά δυτικό. Η κυκλοφορία και η κατεύθυνση του ανέμου σκιαγραφείται μέσα από τα μαύρα βελάκια πάνω στις ισοϋψείς. Εδώ χρησιμοποιείται η προσέγγιση του γεωστροφικού ανέμου.

102 96 Χάρτης 16 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D4, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 17 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D4, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Βλέποντας τη δορυφορική εικόνα 23 επιβεβαιώνεται ότι τα διανύσματα και οι συνιστώσες του ανέμου είναι καθαρά δυτικές σχεδόν σε όλη την επικράτεια της ανατολικής Μεσογείου και αυτό ουσιαστικά καταδεικνύει την εξασθένηση και τον εκτοπισμό της διαταραχής προς τα ανατολικά. Το συνεσφιγμένο μέτωπο (το μέτωπο φαίνεται στη δορυφορική εικόνα 24. (Η

103 97 σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 37 της Μεγάλης Βρετανίας) συνεχίζει την νοτιοανατολική πορεία του προς τις περιοχές της ανατολικής Μεσογείου προκαλώντας ακόμα κάποια φαινόμενα υετού που σιγά σιγά εξασθενούν στην Κύπρο. Οποιεσδήποτε νεφικές διατάξεις μεταξύ Κύπρου-Ελλάδας έχουν απομείνει αποτελούν τα υπολείμματα της διαταραχής σύμφωνα με τη δορυφορική εικόνα 24. Μέσα από τους παρακάτω δορυφορικούς χάρτες είναι εμφανής επίσης η νέα διαταραχή που επηρεάζει την περιοχή της Τυρρηνικής θάλασσας. Δορυφορική Εικόνα 23. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D4, 00:45 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 24. IR10.8, ημέρα D4, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το συνεσφιγμένο μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνεται με μωβ χρώμα 37 Βλέπε παράρτημα 13

104 98 Δορυφορική Εικόνα 25. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D4, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας για τις 19/01/2016, ώρα 06:00 UTC Στο διάγραμμα αυτό (σχήμα 3) δεν υπάρχουν σημαντικά νέφη στην ατμόσφαιρα, επειδή η διακεκομμένη γραμμή του σημείου δρόσου απέχει στις περισσότερες περιπτώσεις από την θερμοκρασία περιβάλλοντος και η ατμόσφαιρα είναι σχετικά ξηρή, αλλά φαίνεται ότι η όλη δομή της ατμόσφαιρας είναι ασταθής. Με δεδομένο ότι στις ώρα 06:00 UTC που γίνεται η ραδιοβόλιση έχουμε την ελάχιστη θερμοκρασία της ημέρας, μπορούμε να φτιάξουμε ένα θερμοδυναμικό διάγραμμα με την μέγιστη θερμοκρασία της μέρας και να υπολογίσουμε κατά πόσον η δεδομένη ατμόσφαιρα μπορεί δυνητικά να δημιουργήσει καταιγίδα λόγω της πιθανής παρουσίας νεφώσεων κατακόρυφης ανάπτυξης. Σχήμα 3. Θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας

105 99 Τροποποιημένο Θερμοδυναμικό διάγραμμα για τις 19/01/2016 (ώρα 06Ζ) Χρησιμοποιώντας το προηγούμενο θερμοδυναμικό διάγραμμα και καταχωρώντας πάνω την προβλεπόμενη μέγιστη θερμοκρασία της ημέρας, παίρνουμε το τεφίγραμμα του σχήματος 4. Από την σχεδίαση της πορείας που θα ακολουθήσει μία αέρια μάζα από το έδαφος μέχρι το σημείο συμπύκνωσης των υδρατμών (μπλε ίχνος) φαίνεται ότι και μόνο η θέρμανση του εδάφους θα προκαλέσει την εμφάνιση καταιγίδων στο εσωτερικό τις μεσημβρινές και απογευματινές ώρες όπου έχουμε και τη μέγιστη θέρμανση του εδάφους, χωρίς βεβαίως να αποκλείεται και ο σχηματισμός καταιγίδας νωρίτερα (όταν η θερμοκρασία εδάφους φτάσει τους 14 βαθμούς) ή όταν συντρέχει και άλλος λόγος ανύψωσης όπως π.χ. η μηχανική ανύψωση από σύγκλιση αερίων μαζών στις οροσειρές. Σύμφωνα με το τροποποιημένο τεφίγραμμα, το νέφος κατακόρυφης ανάπτυξης που θα σχηματιστεί θα έχει σχετικά ψηλή βάση (5000 πόδια) και χαμηλή κατακόρυφη έκταση (14000 πόδια) οπότε και η ένταση του θα είναι μέτρια, με περιορισμένη ηλεκτρική δραστηριότητα και χωρίς την εμφάνιση χαλαζόπτωσης. Θα πρόκειται για νέφος τύπου towering cumulus παρά για καταιγιδοφόρο σωρειτομελανία (Cumulonimbus). Σχήμα 4. Τροποποιημένο θερμοδυναμικό διάγραμμα Αθαλάσσας

106 100 Κατά τη διάρκεια της ημέρας D4 και συγκεκριμένα στις 12:00 UTC η ατμοσφαιρική πίεση σημειώνει θεαματική άνοδο στην περιοχή της Κύπρου ενώ ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην ανώτερη ατμόσφαιρα, που επηρέασε τις μέρες D1-D3 την Ανατολική Μεσόγειο απομακρύνεται ολοένα και περισσότερο ανατολικά προς την Ασία, επιφέροντας έτσι βελτίωση των καιρικών συνθηκών στην ευρύτερη περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Συγκεκριμένα η επιφανειακή πίεση στην Κύπρο από τα 1008 hpa που είχε περίπου στις 00:00 UTC (χάρτης 16) ανέβηκε γύρω στα 1014 hpa στις 12:00 UTC (χάρτης 18). Αυτό αποτελεί σημάδι καλοκαιρίας με τη διαδοχή του βαρομετρικού χαμηλού από ένα πεδίο υψηλών πιέσεων με κέντρο τα Βαλκάνια γύρω στα 1020 hpa (χάρτης 18). Στην αντίπερα όχθη της Μεσογείου η νέα διαταραχή και συγκεκριμένα ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων που εμφανίστηκε στον χάρτη 16, φαίνεται να αποκόπτεται στην περιοχή της κεντρικής Μεσογείου στις 12:00 UTC (χάρτης 18). Το αποκομμένο, πλέον, επιφανειακό χαμηλό βαρομετρικό εντοπίζεται μεταξύ Ιταλίας και Τυνησίας παρουσιάζοντας κυκλωνική κυκλοφορία. Αυτό το σύστημα μεταφέρει θερμές και υγρές αέριες μάζες. Αυτές οι αέριες μάζες συναντώντας τις προϋπάρχουσες ψυχρές των προηγούμενων ημερών D1-D3, λόγω της απελθούσας ψυχρής εισβολής στην ανατολική Μεσόγειο, δημιουργεί σύγκλιση στην επιφάνεια με επακόλουθη εμφάνιση μετώπων κακοκαιρίας. Αυτό υποδηλοί κυκλογένεση λόγω του σχηματισμού μιας νέας μετωπικής ύφεσης. Το χαμηλό βαρομετρικό αυτής της διαταραχής φαίνεται να παρουσιάζεται στις 12:00 UTC πάνω από την Τυρρηνική θάλασσα με κέντρο γύρω στα 1013 hpa (χάρτης 18). Η νέα αυτή διαταραχή που δημιουργείται έχει κατεύθυνση προς την ανατολική Μεσόγειο, αφού η κυκλοφορία στα 500 hpa συνεχίζει να είναι ζωνική (χάρτης 19). Με βάση το χάρτη μέσης τροπόσφαιρας στις 12:00 UTC παρατηρείται θυελλώδης άνεμος έντασης 50 κόμβων πάνω από τη Σικελία με νοτιοδυτικήδυτική συνιστώσα. Χάρτης 18 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D4, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

107 101 Χάρτης 19 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa) ημέρα D4, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Μια σειρά από δορυφορικές εικόνες παρακάτω καταδεικνύει την παρουσία της νέας μετωπικής ύφεσης πάνω από την Τυρρηνική θάλασσα, στις 12:00 UTC. Τα μέτωπα παρουσιάζονται μέσα από τη δορυφορική εικόνα 26. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 38 της Μεγάλης Βρετανίας). Συγκεκριμένα το θερμό μέτωπο εμφανίζεται κατά μήκος της Ιταλίας και το νεφικό σύστημα που προκύπτει επεκτείνεται ανατολικότερα και βρίσκεται αυτή τη χρονική στιγμή πάνω από το Ιόνιο πέλαγος, όπου παρατηρείται υετός (δορυφορική εικόνα 27). Με βάση τη δορυφορική εικόνα 28 το δυτικό ρεύμα αέρος είναι θυελλώδες φθάνοντας σε μερικές περιπτώσεις τους κόμβους στα μέσα και ανώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας. 38 Βλέπε παράρτημα 13

108 102 Δορυφορική Εικόνα 26. IR10.8, ημέρα D4, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 27. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D4, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 28. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D4, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

109 103 Το κέντρο της μετωπικής ύφεσης που σχηματίζεται στις 12:00 UTC φαίνεται να παρουσιάζει αργή ανατολική-νοτιοανατολική συγκρίνοντας τον χάρτη 20 με τον χάρτη 18. Το πεδίο υψηλών πιέσεων στην επιφάνεια που επεκτείνεται από τα Βαλκάνια μέχρι την βόρεια Αφρική και την ανατολική Μεσόγειο, εμποδίζει τη γρήγορη μετακίνηση του συστήματος αυτού ανατολικά. Παρόλα αυτά η κίνηση του θερμού μετώπου που κινείται στον άξονα δύσης-ανατολής, «κουβαλάει» μαζί του ένα εκτεταμένο νεφικό σύστημα (δορυφορική εικόνα 29) και επηρεάζει το μεγαλύτερο μέρος του Ελλαδικού χώρου όπου παρατηρείται πλήρης νεφοκάλυψη στις 18:00 UTC. Χάρτης 20 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D4, 18:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Δορυφορική Εικόνα 29. IR10.8, ημέρα D4, 18:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ.

110 104 Στην δορυφορική εικόνα 29 αναπαριστάται η νέα θέση των μετώπων στις 18:00 UTC. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 39 της Μεγάλης Βρετανίας) Ημέρα D5-20/01/16 Σε συνέχεια της μέρας D4 και συγκεκριμένα στις 00:00 UTC της ημέρας D5, η μετωπική ύφεση φαίνεται να κινείται ανατολικότερα και να επηρεάζει κυρίως την δυτική, κεντρική και νότια Ελλάδα με ισχυρές βροχές, καταιγίδες και θυελλώδεις δυτικούς-νοτιοδυτικούς ανέμους στην ανώτερη ατμόσφαιρα μέχρι και 50 κόμβους (δορυφορικές εικόνες 30,31). Δορυφορική Εικόνα 30. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D5, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 31. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D5, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] 39 Βλέπε παράρτημα 13

111 105 Στην δορυφορική εικόνα 32 αναπαριστάται η νέα θέση των μετώπων στις 00:00 UTC, ημέρα D5. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 40 της Μεγάλης Βρετανίας). Το χαμηλό βαρομετρικό συνεχίζει να συνοδεύεται από θερμό, ψυχρό και συνεσφιγμένο μέτωπο και διατηρεί την αργή ανατολική-νοτιοανατολική του πορεία με κέντρο γύρω στα 1015 hpa (χάρτης 21). Δορυφορική Εικόνα 32. IR10.8, ημέρα D5, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Χάρτης 21 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D5, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου 40 Βλέπε παράρτημα 13

112 106 Βλέποντας το χάρτη μέσης τροπόσφαιρας (χάρτης 22) παρατηρείται ότι η ζωνική κυκλοφορία συνεχίζεται στην ανατολική Μεσόγειο. Επομένως η ανάπτυξη και η κατεύθυνση της μετωπικής ύφεσης συνεχίζει την ανατολική πορεία της με κατεύθυνση προς την Ελλάδα και γενικότερα προς την ευρύτερη περιοχή. Χάρτης 22 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D5, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 23 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D5, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

113 107 Κατά τη διάρκεια της ημέρας D5 στις 12:00 UTC, παρατηρείται ότι η πρόσκαιρη επιδείνωση του καιρού στην Ελλάδα με την έλευση του θερμού μετώπου σταδιακά υποχωρεί. Το κέντρο του χαμηλού είναι πλέον στην Πελοπόννησο και έχει τιμή γύρω στα 1015 hpa, ενώ ταυτόχρονα πεδίο υψηλών πιέσεων παρατηρείται στην ανατολική Μ. Ασία με κέντρο γύρω στα 1025 hpa (χάρτης 23). Το θερμό μέτωπο πλέον έχει προσεγγίσει το νησί της Κύπρου και την ευρύτερη περιοχή σχετικά εξασθενημένο. Οι νεφώσεις που απαρτίζουν το θερμό μέτωπο αρχικά είναι νεφώσεις στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα και στη συνέχεια ακολουθούν οι χαμηλότερες νεφώσεις που έχουν ως αποτέλεσμα υετό κυρίως μέτριας έντασης. Σε αυτή τη χρονική στιγμή η Κύπρος και η ευρύτερη περιοχή επηρεάζονται από νεφώσεις κυρίως στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα (δορυφορική εικόνα 33). Δορυφορική Εικόνα 33. IR10.8, ημέρα D5, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

114 Ημέρα D6-21/01/16 Σε γενικές γραμμές η ημέρα D6 παρουσιάζει παρόμοιες διατάξεις όσον αφορά την κυκλοφορία του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα (ισοβαρική επιφάνεια: 500 hpa) με σταθερό νοτιοδυτικό-δυτικό ρεύμα ανέμου να πνέει στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Η μετωπική ύφεση που επηρέασε την προηγούμενη ημέρα D5 την Ελλάδα δεν είχε «υποστήριξη» από την ανώτερη ατμόσφαιρα έτσι ώστε να μπορέσει να ανατροφοδοτηθεί και έτσι τελικά εξασθενεί πάνω από την περιοχή της Κύπρου ως αποτέλεσμα να δίνει πολύ λίγα φαινόμενα στην περιοχή. Στις 00:00-06:00 UTC τις ημέρας D6 η Κύπρος και η ευρύτερη περιοχή της ανατολικής Μεσογείου συνεχίζουν να επηρεάζονται κυρίως από νεφώσεις στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα με τις χαμηλότερες νεφώσεις, λόγω ορογραφικής ύφεσης, να εμφανίζονται πάνω από ορεινούς όγκους ή οροσειρές με διάσπαρτες ελαφρές βροχές σε αυτές τις περιοχές. Για παράδειγμα, ορογραφικές υφέσεις εμφανίζονται πάνω από την οροσειρά του Τροόδους. Αυτές δίνουν τοπικές, ασθενής έντασης, βροχές στα ορεινά αυτή την χρονική περίοδο, λόγω της υγρής αέριας μάζας που πνέει (από δυτικά προς ανατολικά) στην περιοχή και ανυψώνεται πάνω από τον ορεινό όγκο σχηματίζοντας στρωματόμορφα νέφη στα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας. Αυτά τα στρωματόμορφα νέφη συμπυκνώνονται και προκαλούν υετό στις προσήνεμες περιοχές. Στις 12:00 UTC η επιφανειακή χαμηλή πίεση με κέντρο την Κρήτη αρχίζει να εξασθενεί έχοντας κέντρο γύρω στα 1018 hpa, ενώ πεδίο υψηλών πιέσεων συνεχίζει να παρουσιάζεται στη ανατολική Μ. Ασία αλλά και στην Κεντρική Ευρώπη (χάρτης 24). Η διαταραχή αρχίζει να εξασθενεί σταδιακά. Ταυτόχρονα, το ρεύμα αέρος στη στάθμη των 500 hpa συγκλίνει και μετατρέπεται σε καθαρό νοτιοδυτικό στην ανατολική Μεσόγειο και σχετικά θερμές αέριες μάζες ερχόμενες από τη βόρειο Αφρική επηρεάζουν την περιοχή αυτή τη χρονική περίοδο (χάρτης 25). Χάρτης 24 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D6, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

115 109 Χάρτης 25 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D6, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Ημέρα D7-22/01/16 Προχωρώντας στην 7 η μέρα D7 θα γίνει αρχικά αναφορά στο χάρτη μέσης τροπόσφαιρας (500 hpa) και συγκεκριμένα στις 00:00 UTC της μέρας αυτής (χάρτης 26). Ο χάρτης αυτός δείχνει αυλώνα χαμηλών πιέσεων που κατέρχεται σταδιακά από τη βόρεια-βορειοανατολική Ευρώπη προς την ανατολική-νοτιοανατολική Ευρώπη. Η διάταξη αυτή μεταφέρει σχετικά ψυχρές αέριες μάζες από την βόρεια-βορειοανατολική προς την ανατολική-νοτιοανατολική Ευρώπη. Αντιθέτως, σφήνα υψηλών πιέσεων παρουσιάζεται στη δυτική Ευρώπη με βάση τον χάρτη 26. Η διάταξη αυτή μεταφέρει σχετικά θερμές αέριες μάζες από τις Αζόρες (νησιά που εντοπίζονται 1,300 km δυτικά της Πορτογαλίας) προς τη δυτική Ευρώπη σύμφωνα και με την κίνηση του ανέμου πάνω στις ισοϋψείς καμπύλες. Η κίνηση των αερίων μαζών στον χάρτη αυτό σχεδιάστηκαν με μαύρο χρώμα, κάτι που υποδεικνύει την πορεία του ανέμου (προσεγγιστικά θεωρούμε άνεμο βαροβαθμίδας και γεωστροφικό άνεμο) πάνω στις ισοϋψείς καμπύλες. Η κατεύθυνση τους αναπαριστάται με μαύρα βελάκια. Η κίνηση των ψυχρών αερίων μαζών σχεδιάστηκε με διακεκομμένη μπλε γραμμή και μπλε βέλος, όπου παρουσιάζεται η κατεύθυνση της πορείας τους, ενώ των θερμών αερίων μαζών σχεδιάστηκε με διακεκομμένη κόκκινη γραμμή και κόκκινο βέλος. Κανονικά, η κίνηση τους γίνεται πάνω στις ισοϋψείς γραμμές, όμως οι διακεκομμένες μπλε και κόκκινες γραμμές και τα αντίστοιχα χρωματιστά βέλη τους δείχνουν την πορεία και την κατεύθυνση της αρχικής και της τελικής θέσης μεταξύ 2 σημείων πάνω στην ίδια καμπύλη. Πεδίο υψηλών πιέσεων εγκαθίσταται πλέον σε μια ευρεία περιοχή γύρω από τα Βαλκάνια με ένα ισχυρό αντικυκλώνα να εντοπίζεται με κέντρο γύρω στα 1035 hpa μεταξύ Ρουμανίας και Κροατίας. Αυτός ο αντικυκλώνας επεκτείνεται σε μια μεγάλη περιοχή επηρεάζοντας και

116 110 την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου όπως φαίνεται διαδοχικά στους χάρτες επιφάνειας 27 και 28. Χάρτης 26- Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D7, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Χάρτης 27 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D7, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

117 111 Χάρτης 28 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D7, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων (trough) στη μέση τροπόσφαιρα (500 hpa) συνεχίζει με αργούς ρυθμούς την πορεία του προς την νοτιοανατολική Ευρώπη και φθάνει μέχρι και την Μεσόγειο (περιοχή Ελλάδας) στις 12:00 UTC της μέρας αυτής (χάρτης 29). Η κίνηση των αερίων μαζών στο χάρτη αυτό σχεδιάστηκαν με μαύρο χρώμα, κάτι που υποδεικνύει την πορεία του ανέμου (προσεγγιστικά θεωρούμε άνεμο βαροβαθμίδας και γεωστροφικό άνεμο) πάνω στις ισοϋψείς καμπύλες. Συγκεκριμένα, παρουσιάζεται το αποκομμένο χαμηλό στην ανώτερη ατμόσφαιρα (L) και η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων αναπαριστάται με διακεκομμένη μαύρη γραμμή. Η διάταξη αυτή των αερίων μαζών με το αποκομμένο χαμηλό στη μέση τροπόσφαιρα είναι πολύ παρόμοια με τη διάταξη που είχαμε τη μέρα D2 στις 00:00 UTC (χάρτης 7). Η διαφορά μεταξύ των δύο είναι ότι σε αυτή την περίπτωση το αποκομμένο χαμηλό (χάρτης 29) εντοπίζεται ελαφρώς ανατολικότερα σε σχέση με την ημέρα D2.

118 112 Χάρτης 29 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D7, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Η δορυφορική εικόνα 34 δείχνει ένα επιφανειακό ψυχρό μέτωπο με κατεύθυνση από δυτικά προς ανατολικά να βρίσκεται στην θαλάσσια περιοχή μεταξύ Ρόδου και Κύπρου στις 12:00 UTC της ημέρας D7. Επίσης, παρουσιάζεται ένα θερμό μέτωπο που κινείται ακριβώς στην αντίθετη κατεύθυνση με το ψυχρό στην περιοχή της κεντρικής Τουρκίας με βορειοδυτική διεύθυνση. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 41 της Μεγάλης Βρετανίας). Αυτό υποδηλώνει ότι σχετικά ψυχρότερες αέριες μάζες βρίσκονται στο νοτιοανατολικό Αιγαίο αυτή τη χρονική περίοδο στα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας, οι οποίες κινούμενες ανατολικά προς την Κύπρο και την ευρύτερη περιοχή συναντούν θερμότερες αέριες μάζες. Αντιθέτως, θερμές αέριες μάζες εισβάλλουν στις ψυχρότερες με αντίθετη κατεύθυνση λίγο βορειότερα από το ύψος της κεντρικής Τουρκίας. Η επέλαση της ψυχρής αέριας μάζας με διαφορετικά χαρακτηριστικά υγρασίας (χαμηλότερο σημείο δρόσου) και θερμοκρασίας (χαμηλότερης θερμοκρασίας) από τις προϋπάρχουσες αέριες μάζες πραγματοποιείται προς την περιοχή της Κύπρου. Τα χαρακτηριστικά αυτά μπορούν να διαφανούν μέσα από τους χάρτες 27,28 συγκρίνοντας επιφανειακές μετρήσεις στην Κύπρο και στην περιοχή του νοτιοανατολικού Αιγαίου. Ο ψυχρότερος αέρας, όντας πυκνότερος, συγκεντρώνεται χαμηλότερα από τον θερμότερο και αραιότερο αέρα, τον οποίο ωθεί σε άνοδο με αποτέλεσμα τη δημιουργία σωρειτόμορφων νεφών. Τα σωρειτόμορφα νέφη μεταξύ νοτιοανατολικού Αιγαίου και Κύπρου διακρίνονται στις δορυφορικές εικόνες 35 και 36 (στο ορατό). Η παρουσία αυτών των νεφώσεων στην κατώτερη τροπόσφαιρα, καθ όλη τη διάρκεια της μέρας, στην περιοχή της Κύπρου και γενικότερα στην ευρύτερη περιοχή προκαλεί τοπικές βροχές ελαφριάς έως μέτριας έντασης. 41 Βλέπε παράρτημα 13

119 113 Δορυφορική Εικόνα 34. IR10.8, ημέρα D7, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα, του θερμού με κόκκινο και του συνεσφιγμένου με μωβ. Δορυφορική Εικόνα 35. VIS006, ημέρα D7, 08:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 36. VIS006, ημέρα D7, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

120 114 Στις 18:00 UTC παρατηρείται αντικυκλωνική ανάπτυξη με το σύστημα υψηλών πιέσεων με κέντρο τα Βαλκάνια να επεκτείνεται ολοένα και περισσότερο καλύπτοντας πολύ μεγάλη έκταση (χάρτης 30). Συγκεκριμένα, η πίεση στην επιφάνεια σημειώνει άνοδο στο κέντρο του αντικυκλώνα και φθάνει γύρω στα 1037 hpa, ενώ η σφήνα υψηλών πιέσεων ενισχύεται με τα δευτερεύοντα κέντρα υψηλής πίεσης (περιοχή Ισπανίας γύρω στα 1031 hpa) να ευρίσκονται στη δυτική Μεσόγειο. Σχετικά χαμηλότερες πιέσεις παρατηρούνται από την περιοχή της Κύπρου προς τη Μέση Ανατολή αυτή τη χρονική περίοδο (επιφανειακή πίεση γύρω στα hpa). Χάρτης 30 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D7, 18:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

121 Ημέρα D8-23/01/16 Η γραμμή (άξονας) του αυλώνα χαμηλών πιέσεων στη μέση τροπόσφαιρα (500 hpa) που επεκτείνεται από το κέντρο του αποκομμένου χαμηλού (L) που παρουσιάστηκε στο χάρτη 29, κινείται ελαφρώς ανατολικά στις 00:00 UTC της ημέρας D8. Ταυτόχρονα στην επιφάνεια το πεδίο υψηλών πιέσεων παραμένει στην περιοχή των Βαλκανίων με το μέγιστο της ατμοσφαιρικής πίεσης να κυμαίνεται γύρω στα 1037 hpa (χάρτης 31). Αντιθέτως, οι σχετικά χαμηλές πιέσεις επιμένουν στα ανατολικότερα τμήματα της Μεσογείου μεταξύ Κύπρου και Μέσης Ανατολής με ελάχιστη ατμοσφαιρική πίεση γύρω στα 1015 hpa.. Χάρτης 31 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D8, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Η δορυφορική εικόνα 37 στις 00:00 UTC της ημέρας D8, δείχνει τη συνέχεια του ψυχρού μετώπου της προηγούμενης μέρας D7 (δορυφορική εικόνα 34). Το ψυχρό μέτωπο κινήθηκε ανατολικότερα και από την περιοχή του νοτιοανατολικού Αιγαίου επεκτάθηκε πιο ανατολικά προσεγγίζοντας την περιοχή της Κύπρου. Επομένως σε αυτή την χρονική περίοδο παρατηρείται επέλαση του ψυχρού μετώπου στην Κύπρου. Γίνεται δηλαδή η διαδοχή της προϋπάρχουσας θερμής αέριας μάζας στην περιοχή της Κύπρου, με μια ψυχρότερη. Το θερμό μέτωπο παρουσιάζεται πιο ανατολικά όπου η κατεύθυνση κίνησης του είναι αντίθετη με αυτή του ψυχρού. Αυτό συμβαίνει επειδή συντελείται μεταφορά θερμών αερίων μαζών με νοτιοδυτική συνιστώσα ανέμου από την έρημο της Συρίας, ενώ η Κύπρος δέχεται ψυχρές αέριες μάζες λόγω μίας βορειοδυτική συνιστώσας ανέμου. (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 42 της Μεγάλης Βρετανίας). 42 Βλέπε παράρτημα 13

122 116 Δορυφορική Εικόνα 37. IR10.8, ημέρα D8, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα και του θερμού με κόκκινο Μελετώντας την κυκλοφορία στη μέση τροπόσφαιρα στις 12:00 UTC της ημέρας D8 (χάρτης 32), παρατηρείται μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough), καθώς αρχίζει να κινείται στον άξονα βορρά-νότου (νότια επέκταση του αυλώνα). Το αποκομμένο χαμηλό (L) παραμένει πάνω από την περιοχή της βορειοανατολικής Ευρώπης. Η ροή του ανέμου σχεδιάστηκε με μαύρα βελάκια πάνω στις ισοϋψείς καμπύλες (προσέγγιση γεωστροφικού ανέμου και ανέμου βαροβαθμίδας). Η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων αναπαριστάται με διακεκομμένη μαύρη γραμμή. Χάρτης 32 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D8, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

123 117 Στην ανατολική Μεσόγειο μεταξύ Κύπρου-Κρήτης φαίνεται ότι η ροή είναι ζωνική, αφού η ροή του ανέμου γίνεται κατά μήκος γεωγραφικών παραλλήλων. Η σχεδόν ζωνική ροή παρουσιάζεται και στις κατώτερες τροποσφαιρικές στάθμες ( hpa) όπου ο άνεμος είναι νοτιοδυτικός-δυτικός (δορυφορική εικόνα 38). Δορυφορική Εικόνα 38. The Atmospheric Motion Vectors (AMV) ημέρα D8, 12:45 UTC [πηγή EUMETSAT] Παρατηρώντας το χάρτη επιφάνειας στις 12:00 UTC (χάρτης 33), φαίνεται ότι ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην επιφάνεια επεκτείνεται από τη Μέση Ανατολή προς την ανατολική Μεσόγειο, κάτι που επηρεάζει και την Κύπρο με σταδιακή πτώση της πίεσης κατά τη διάρκεια της μέρας D8. Ταυτόχρονα παρουσιάζεται πτώση της θερμοκρασίας λόγω των ψυχρών αερίων μαζών που κατέρχονται από την βόρεια Ευρώπη σύμφωνα με τον χάρτη 33. Χάρτης 33 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D8, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

124 Ημέρα D9-24/01/16 Μέσα από την τελευταία μέρα D9 της συνοπτικής κυκλοφορίας αναλύεται το τελευταίο σύστημα χαμηλής πίεσης, της συνολικής περιόδου του παρόντος κεφαλαίου, που επηρέασε την Κύπρο και την ανατολική Μεσόγειο. Αρχίζοντας με το χάρτη επιφάνειας στις 00:00 UTC (χάρτης 34), φαίνεται ότι ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων συνεχίζει να επηρεάζει την Κύπρο και τη Μέση Ανατολή. Το κέντρο της χαμηλής πίεσης εντοπίζεται στη Συρία με το ελάχιστο Χάρτης 34 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D9, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου της ατμοσφαιρικής πίεσης να βρίσκεται γύρω στα 1014 hpa. Ο αντικυκλώνας παραμένει στα Βαλκάνια με κέντρο γύρω στα 1037 hpa με επέκταση στην υπόλοιπη Ευρώπη. Σύμφωνα με τον χάρτη 34, ιδιαίτερα χαμηλές θερμοκρασίες παρατηρούνται αυτή τη χρονική περίοδο στην ανατολική Μεσόγειο, λόγω της κατάβασης των ψυχρών αερίων μαζών από τα βόρεια. Θεωρώντας αμελητέα την επίδραση της τριβής στην επιφάνεια ο πραγματικός άνεμος προσεγγίζεται από τον άνεμο βαροβαθμίδας στις περιοχές καμπυλότητας των ισοβαρών. Δηλαδή, στην περιοχή καμπύλωσης των ισοβαρών του αυλώνα, ο άνεμος προσεγγιστικά πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς και θεωρητικά επικρατεί ένα ψυχρό βόρειο-βορειοανατολικό ρεύμα ανέμου. Στην πραγματικότητα όμως εάν ληφθεί υπόψη η τριβή στην επιφάνεια, τότε ο πραγματικός άνεμος φαίνεται να τέμνει τις ισοβαρείς καμπύλες και είναι γενικά δυτικός-βορειοδυτικός στην Κύπρο και στην ευρύτερη περιοχή (χάρτες 34,35).

125 119 Χάρτης 35 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D9, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Στις 12:00 UTC της ημέρας D9 (χάρτης 35) οι καιρικές συνθήκες στην επιφάνεια παρουσιάζονται παρόμοιες με το χάρτη 34. Εκτεταμένο πεδίο υψηλών πιέσεων (αντικυκλώνας) στα Βαλκάνια με επέκταση σχεδόν σε όλη την Ευρώπη και στη βόρεια Αφρική (κέντρο γύρω στα 1037 hpa) και αυλώνας χαμηλών πιέσεων με κέντρο γύρω στα 1013 hpa στη Συρία, που επηρεάζει τα ανατολικά τμήματα της Μεσογείου. Παρατηρώντας την κυκλοφορία στη μέση τροπόσφαιρα (500 hpa) στις 12:00 UTC (χάρτης 36) φαίνεται πως συνεχίζεται η μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα (trough) όπως και την προηγούμενη μέρα D8. Η νότια επέκταση του αυλώνα χαμηλών πιέσεων προς την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου σηματοδοτεί την συνέχεια της εισβολής ψυχρών αερίων μαζών νοτιότερα προς την ανατολική Μεσόγειο. Η θέση της γραμμής του αυλώνα (διακεκομμένη γραμμή) ευνοεί τις ανοδικές κινήσεις του αέρα (απόκλιση του αέρα στην ανώτερη ατμόσφαιρα) από την επιφάνεια προς την ανώτερη ατμόσφαιρα κατά μήκος της ροής των ισοϋψών μπροστά από τον αυλώνα (trough). Πίσω από τον αυλώνα, κατά μήκος της ροής των ισοϋψών, έχουμε σύγκλιση του αέρα από των ανώτερη ατμόσφαιρα προς την επιφάνεια και επομένως ευνοούνται οι καθοδικές κινήσεις. Η διάταξη του αυλώνα αυτού δικαιολογεί την εμφάνιση χαμηλού βαρομετρικού στα ανατολικά του κράσπεδα όπου υπάρχει σύγκλιση στην επιφάνεια και απόκλιση στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Αντίθετα, στα δυτικά κράσπεδα του αυλώνα αυτού, παρατηρείται ανάπτυξη ισχυρού αντικυκλώνα, δηλαδή απόκλιση του αέρα στην επιφάνεια και σύγκλιση του στην ανώτερη ατμόσφαιρα.

126 120 Χάρτης 36 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), ημέρα D9, 12:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Μέσω της δορυφορικής εικόνας 39, σχεδιάστηκε το ψυχρό μέτωπο που εντοπίζεται ακριβώς πάνω από την Κύπρο και το θερμό μέτωπο που παρατηρείται στην ανατολική Μικρά Ασία (Η σχεδίαση των μετώπων βασίζεται σε δεδομένα που προκύπτουν από τους χάρτες επιφάνειας που εκδίδονται από το Met Office 43 της Μεγάλης Βρετανίας). Τα χαρακτηριστικά των 2 μετώπων φαίνονται μέσα από τις δορυφορικές εικόνες (δορυφορικές εικόνες 40,41,42 σε χρονολογική σειρά). Το ψυχρό μέτωπο απαρτίζεται από σωρειτόμορφα και στρωματόμορφα νέφη στη μέση και κατώτερη τροπόσφαιρα. Η κατεύθυνση της κίνησης του ψυχρού μετώπου είναι από βορειοδυτικά προς νοτιοανατολικά. Στο μέτωπο αυτό ο θερμός αέρας εξαναγκάζεται σε ανύψωση από τον ψυχρό που εισβάλλει και «εγκλωβίζεται» κάτω από τον θερμό. Λόγω του ότι ο προπορευόμενος θερμός αέρας δεν είναι ιδιαίτερα ασταθής τα σύννεφα που δημιουργούνται χαρακτηρίζονται κυρίως ως στρωματόμορφα νέφη. Αυτά αναπτύσσονται όταν ο υγρός θερμός αέρας ανυψώνεται με μικρότερη ταχύτητα σε σχέση με τα σωρειτόμορφα νέφη που είναι σύννεφα κατακόρυφης ανάπτυξης και ανυψώνονται με μεγαλύτερη ταχύτητα. Τα στρωματόμορφα αυτά νέφη προκαλούν υετό κυρίως μέτριας έντασης στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου τη μέρα D9. Το θερμό μέτωπο έχει κατεύθυνση κίνησης από νοτιοανατολικά προς βορειοδυτικά. Στο μέτωπο αυτό ο θερμός αέρας που εισβάλει από νοτιοανατολικά εξαναγκάζεται σε σταδιακή ανύψωση, λόγω της μικρότερης πυκνότητας του, πάνω από τον προπορευόμενο ψυχρό αέρα. 43 Βλέπε παράρτημα 13

127 121 Δορυφορική Εικόνα 39. IR10.8, ημέρα D9, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT]. Το ψυχρό μέτωπο και η κατεύθυνση κίνησης του φαίνονται με μπλε χρώμα και του θερμού με κόκκινο Δορυφορική Εικόνα 40. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D9, 00:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 41. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D9, 06:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

128 122 Δορυφορική Εικόνα 42. The Multi-Sensor Precipitation Estimate (MPE) ημέρα D9, 12:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Προς το τέλος της ημέρας D9 και συγκεκριμένα στις 18:00 UTC, ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην επιφάνεια (χάρτης 37) αρχίζει να υποχωρεί ανατολικότερα με αύξηση της επιφανειακής πίεσης στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Το βορειοδυτικό-βόρειο ρεύμα αέρος παραμένει στην περιοχή και οι νεφικές αναπτύξεις υποχωρούν λόγω της εναλλαγής της αέριας μάζας με μια ψυχρότερη, πλέον, η οποία παρουσιάζει χαμηλότερο σημείο δρόσου και επομένως είναι ξηρότερη. Ένας άλλος λόγος που ο καιρός βελτιώνεται είναι ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην μέση τροπόσφαιρα που παρουσιάστηκε στο χάρτη 36, ο οποίος κινείται σταδιακά ανατολικότερα όπως επίσης και η γραμμή (άξονας) του. Από αυτό συνεπάγεται ότι πίσω από τη γραμμή του αυλώνα (που βρίσκεται το μεγαλύτερο μέρος της ανατολικής Μεσογείου) ευνοούνται οι καθοδικές κινήσεις. Δηλαδή παρατηρείται σύγκλιση του αέρα στην ανώτερη ατμόσφαιρα και ταυτόχρονα απόκλιση του αέρα στην Χάρτης 37 - Χάρτης επιφάνειας, ημέρα D9, 18:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

129 123 επιφάνεια. Δυστυχώς, δεν υπάρχει διαθέσιμο στιγμιότυπο του αυλώνα (trough) στην μέση τροπόσφαιρα (500 hpa) στις 18:00 UTC για τις 24/01/2016, αλλά υπάρχει διαθέσιμο στιγμιότυπο στις 00:00 UTC στις 25/01/2016 (χάρτης 38) για την αναπαράσταση της μετακίνησης της θέσης του αυλώνα σε σχέση με το αμέσως προηγούμενο στιγμιότυπο (χάρτης 36). Χάρτης 38 - Χάρτης ανώτερης ατμόσφαιρας (500 hpa), 25/01/2016, 00:00 UTC. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου Συμπερασματικά, η μετακίνηση του αυλώνα χαμηλών πιέσεων τόσο στην επιφάνεια όσο και στην ανώτερη ατμόσφαιρα πιο ανατολικά, σηματοδοτεί την σταδιακή υποχώρηση των στρωματόμορφων νεφών νοτιοανατολικά και την μετέπειτα παρουσία μιας ψυχρότερης και ξηρότερης αέριας μάζας στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Η βελτίωση του καιρού και η σταδιακή υποχώρηση των στρωματόμορφων νεφών νοτιοανατολικά στην ανατολική Μεσόγειο παρουσιάζεται μέσα από τις δορυφορικές εικόνες 38,39,40 σε χρονολογική σειρά. Με αυτό τον τρόπο κλείνει και το τελευταίο σύστημα της ανάλυσης της συνοπτικής κυκλοφορίας.

130 124 Δορυφορική Εικόνα 43. IR10.8, ημέρα D9, 14:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 44. IR10.8, ημέρα D9, 16:00 UTC [πηγή EUMETSAT] Δορυφορική Εικόνα 45. IR10.8, ημέρα D9, 19:00 UTC [πηγή EUMETSAT]

131 Σύγκριση ατμοσφαιρικής πίεσης Για τη σύγκριση της πραγματικής ατμοσφαιρικής πίεσης που αναλύεται μέσα από τις συνοπτικές συνθήκες του υποκεφαλαίου 8.1 με την πίεση που προκύπτει από το μοντέλο WRF, γίνεται αριθμητική και ποιοτική ανάλυση. Το κάθε τρέξιμο του WRF έχει μέγιστη διάρκεια πρόγνωσης μέχρι 120 ώρες (5 ημέρες). Το αρχαιότερο τρέξιμο που χρησιμοποιείται στη μελέτη αυτή είναι στις 15/1/2016, ώρα 12:00 UTC και το πιο πρόσφατο είναι στις 18/1/2016, ώρα 00:00 UTC. Τα τρεξίματα ανανεώνονται κάθε 12 ώρες. Ερευνάται τόσο το πεδίο της πίεσης όσο και οι αριθμητικές τιμές της, σε τοπικό επίπεδο (διακριτική ικανότητα: 18 km Ανατολική Μεσόγειος), μέσα από την περίοδο της μελέτης και ανάλυσης των ατμοσφαιρικών συστημάτων. Η έρευνα αυτή γίνεται επιλεκτικά για συγκεκριμένες μέρες της περιόδου της μελέτης (16-24/1/2016). Συγκεκριμένα, επιλέχθηκαν οι μέρες με τις ακόλουθες ημερομηνίες: Ιανουαρίου Πιο κάτω θα παρουσιαστούν οι πραγματικές συνοπτικές παρατηρήσεις που παρουσιάζονται στο υποκεφάλαιο 8.1 (παρατηρήσεις SYNOP & METAR) για τις ώρες 12:00 UTC και 00:00 UTC της κάθε ημέρας για αυτή την περίοδο. Ακολούθως, θα παρουσιαστούν εικόνες του μοντέλου WRF για διαδοχικά τρεξίματα, σε δεδομένα χρονικά διαστήματα, που καλύπτουν την περίοδο Ιανουαρίου Τέλος, οι εικόνες αυτές θα συγκριθούν με τις πραγματικές συνοπτικές συνθήκες. Τα σφάλματα που υπεισέρχονται στην πρόγνωση της ατμοσφαιρικής πίεσης αποτελούν σφάλματα ανάγνωσης και είναι ± 1 hpa ΠΡΑΓΜΑΤΙΚΕΣ ΣΥΝΟΠΤΙΚΕΣ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ ΣΤΗΝ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 16/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1021,3 Ρόδος 1017,9 Ηράκλειο 1016,3 Άδανα 1021,8 Αλεξάνδρεια 1019,5 Αμμάν 1021,9 Baltim (Αίγυπτος) 1020,5 ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 16/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1019,7 Ρόδος 1015,3 Ηράκλειο 1009,6 Άδανα 1020,6 Sallum Plateau (Αίγυπτος) 1015,2 Αμμάν 1017,6 ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1016,3 Sallum Plateau (Αίγυπτος) 1009,2 Ηράκλειο 1009,9 Άδανα 1018,9 Αλεξάνδρεια 1013,6 Αττάλεια 1014,9 ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1009,1 Αμμάν 1011,6 Ηράκλειο 998,9 Burdur (Τουρκία) 1003,9 Αλεξάνδρεια 1006,7 Ρόδος 999,9

132 126 ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1004,1 Άδανα 1006,8 Ηράκλειο 998,9 Burdur (Τουρκία) 995,9 Αλεξάνδρεια 1008,2 Αμμάν 1009,1 Sallum Plateau (Αίγυπτος) 1006,9 ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Λάρνακα 1003 Άδανα 1002,4 Χανιά 1003,4 Burdur (Τουρκία) 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1011,3 Αμμάν 1012,3 Σμύρνη 1001, Τρέξιμο μοντέλου στις 15/01/2016, 12:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 16/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 16/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1021 ± ,3 Ρόδος 1018 ± ,9 Ηράκλειο 1017 ± ,3 Άδανα 1020 ± ,8 Αλεξάνδρεια 1021 ± ,5 Αμμάν 1021 ± ,9 Baltim (Αίγυπτος) 1021 ± ,5 Παρατηρείται ομοιόμορφο πεδίο σχετικά υψηλής ατμοσφαιρικής πίεσης.

133 127 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 16/01/2016, 12:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 16/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1019 ± ,7 Ρόδος 1015 ± ,3 Ηράκλειο 1011 ± ,6 Άδανα 1021 ± ,6 Sallum (Αίγυπτος) 1015 ± ,2 Αμμάν 1018 ± ,6 Πτώση ατμοσφαιρικής πίεσης σε σχέση με την αμέσως προηγούμενη πρόγνωση. Αυλώνας χαμηλών πιέσεων επεκτείνεται προς το Ηράκλειο και το Sallum. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1016 ± ,3 Sallum (Αίγυπτος) 1010 ± ,2 Ηράκλειο 1006 ± Άδανα 1019 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1014 ± ,6 Αττάλεια 1014 ± ,9 Συνεχίζεται η πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης στην ανατολική Μεσόγειο. Μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα χαμηλών πιέσεων στον άξονα Ελλάδαςβόρειας Αιγύπτου (νότια - νοτιοδυτική επέκταση).

134 128 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 12:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1009 ± ,1 Αμμάν 1012 ± ,6 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 1003 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1006 ± ,7 Ρόδος 1000 ± 1 999,9 Αξιοσημείωτη πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης. Χαμηλό βαρομετρικό προσεγγίζει την περιοχή της Κύπρου ερχόμενο από το Αιγαίο. Η γραμμή του αυλώνα χαμηλών πιέσεων (trough line) διασχίζει τη θαλάσσια περιοχή μεταξύ Κύπρου-Κρήτης. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1003 ± ,1 Άδανα 1006 ± ,8 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 995,9 Αλεξάνδρεια 1008 ± ,2 Αμμάν 1009 ± ,1 Sallum (Αίγυπτος) 1007 ± ,9 Σμύρνη 995 ± 1 997,4 Εμφάνιση του χαμηλού βαρομετρικού στο νοτιοανατολικό Αιγαίο. Ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων προσεγγίζει την Κύπρο. Η ελάχιστη ατμοσφαιρική πίεση που δίνει η πρόγνωση υποεκτιμά την πραγματικότητα.

135 129 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1001 ± ,4 Ηράκλειο 1004 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1009 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 997 ± ,2 Το χαμηλό βαρομετρικό βαθαίνει με κέντρο γύρω στα 994 hpa. Έντονη βαροβαθμίδα προμηνύει ισχυρούς ανέμους. Θυελλώδεις βόρειοι άνεμοι προβλέπονται στο νοτιοανατολικό Αιγαίο. Η μέγιστη ένταση ανέμου που προβλέπεται είναι μέχρι 40 knots. Στην πραγματικότητα δεν συμβαίνει αυτό αφού η πίεση μέχρι 996,8 hpa πέφτει, ενώ στη Σμύρνη προβλέπεται λανθασμένα η πίεση σε σύγκριση με την πραγματική τιμή (βλέπε πίνακα) Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 00:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 16/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 16/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1019 ± ,7 Ρόδος 1015 ± ,3 Ηράκλειο 1011 ± ,6 Άδανα 1020 ± ,6 Sallum Plateau (Αίγυπτος) 1015 ± ,2 Αμμάν 1019 ± ,6 Αυλώνας χαμηλών πιέσεων επηρεάζει το νοτιοανατολικό Αιγαίο. Σχετικά υψηλές πιέσεις πιο ανατολικά.

136 130 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1015 ± ,3 Sallum (Αίγυπτος) 1010 ± ,2 Ηράκλειο 1005 ± Άδανα 1019 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1014 ± ,6 Αττάλεια 1013 ± ,9 Μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα χαμηλών πιέσεων Σταδιακή πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1009 ± ,1 Αμμάν 1012 ± ,6 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 1002 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1007 ± ,7 Ρόδος 999 ± 1 999,9 Ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων διασχίζει τη θαλάσσια περιοχή μεταξύ Κύπρου-Κρήτης. Σημαντική πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης εντός 12 ωρών. Η πρόγνωση της ατμοσφαιρικής πίεσης είναι προσεγγιστικά σωστή.

137 131 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 00:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1003 ± ,1 Άδανα 1006 ± ,8 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 995,9 Αλεξάνδρεια 1008 ± ,2 Αμμάν 1009 ± ,1 Sallum (Αίγυπτος) 1007 ± ,9 Σμύρνη 994 ± 1 997,4 Εμφάνιση του χαμηλού βαρομετρικού στο νοτιοανατολικό Αιγαίο. Ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων προσεγγίζει την Κύπρο. Το κέντρο του χαμηλού βαρομετρικού φαίνεται να υποεκτιμάται πάλι κατά 2 hpa. Το ελάχιστο που προκύπτει από τις πραγματικές συνθήκες είναι 995,9 hpa. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1001 ± ,4 Ηράκλειο 1004 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1010 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 999 ± ,2 Το χαμηλό βαρομετρικό εξαπλώνεται προς τη νότια Τουρκία με κέντρο γύρω στα 996 hpa. Παρατηρείται έντονη βαροβαθμίδα στην περιοχή του νοτιοανατολικού Αιγαίου.

138 Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 12:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1015 ± ,3 Sallum (Αίγυπτος) 1010 ± ,2 Ηράκλειο 1005 ± Άδανα 1019 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1014 ± ,6 Αττάλεια 1013 ± ,9 Αυλώνας χαμηλών πιέσεων εκτείνεται από Ελλάδα προς βόρεια Αίγυπτο. Σχετικά υψηλές πιέσεις πιο ανατολικά. Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1009 ± ,1 Αμμάν 1012 ± ,6 Ηράκλειο 1000 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 1002 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1007 ± ,7 Ρόδος 1000 ± 1 999,9 Αξιοσημείωτη πτώση της πίεσης η οποία προβλέπεται σωστά από το μοντέλο. Μεσημβρινή ανάπτυξη του αυλώνα. Το σύστημα χαμηλής πίεσης αρχίζει σταδιακά να επηρεάζει την Κύπρο

139 133 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 00:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1003 ± ,1 Άδανα 1007 ± ,8 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 997 ± 1 995,9 Αλεξάνδρεια 1009 ± ,2 Αμμάν 1009 ± ,1 Sallum (Αίγυπτος) 1008 ± ,9 Σμύρνη 996 ± 1 997,4 Εμφάνιση χαμηλού βαρομετρικού. Οι τιμές του κέντρου του χαμηλού που προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό, είναι πιο κοντά στην πραγματική τιμή σε σχέση με τα αμέσως προηγούμενα τρεξίματα. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1001 ± ,4 Ηράκλειο 1003 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 995 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1009 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 1000 ±1 1001,2 Εμφάνιση χαμηλού βαρομετρικού. Οι τιμές του κέντρου του χαμηλού που προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό, δεν συμφωνούν πλήρως με τις πραγματικές τιμές. Το Burdur της Τουρκίας δίνει 996,8 hpa, ενώ το τρέξιμο αυτό δίνει 994 hpa ελάχιστο.

140 Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 00:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 17/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 17/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1009 ± ,1 Αμμάν 1012 ± ,6 Ηράκλειο 1000 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 1001 ± ,9 Αλεξάνδρεια 1007 ± ,7 Ρόδος 1000 ± 1 999,9 Προσέγγιση του αυλώνα χαμηλών πιέσεων στην ανατολική Μεσόγειο. Χαμηλές τιμές ατμοσφαιρικής πίεσης. Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1003 ± ,1 Άδανα 1007 ± ,8 Ηράκλειο 999 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 995,9 Αλεξάνδρεια 1009 ± ,2 Αμμάν 1009 ± ,1 Sallum (Αίγυπτος) 1008 ± ,9 Σμύρνη 995 ± 1 997,4 Εμφάνιση χαμηλού βαρομετρικού. Οι τιμές του κέντρου του χαμηλού που προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό, είναι πιο κοντά στην πραγματική τιμή σε σχέση με τα αμέσως προηγούμενα τρεξίματα.

141 135 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1001 ± ,4 Ηράκλειο 1003 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1009 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 1000 ± ,2 Εμφάνιση χαμηλού βαρομετρικού. Οι τιμές του κέντρου του χαμηλού που προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό, είναι πιο κοντά στην πραγματική τιμή σε σχέση με τα αμέσως προηγούμενα τρεξίματα Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 12:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 00:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 00:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1003 ± ,1 Άδανα 1007 ± ,8 Ηράκλειο 1000 ± 1 998,9 Burdur (Τουρκία) 997 ± 1 995,9 Αλεξάνδρεια 1009 ± ,2 Αμμάν 1009 ± ,1 Sallum (Αίγυπτος) 1009 ± ,9 Σμύρνη 995 ± 1 997,4 Το κέντρο του χαμηλού βαρομετρικού βρίσκεται γύρω στα 996 hpa.

142 136 Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC Τρέξιμο μοντέλου στις 18/01/2016, 00:00 UTC Πρόγνωση ατμοσφαιρικής πίεσης για 18/01/2016, 12:00 UTC ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1001 ± ,4 Ηράκλειο 1005 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 997 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1012 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 1001 ± ,2 Το κέντρο του χαμηλού βαρομετρικού μετακινείται ανατολικότερα κατά μήκος της νότιας Τουρκίας. Η ελάχιστη τιμή βρίσκεται γύρω στα 996 hpa. Το πεδίο των ατμοσφαιρικών πιέσεων του μοντέλου με την πραγματικότητα συμφωνούν. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/01/2016, 12:00 UTC Πόλη Ατμοσφαιρική πίεση (hpa) Πρόγνωση Πραγματική Λάρνακα 1001 ± Άδανα 1002 ± ,4 Ηράκλειο 1004 ± ,4 Burdur (Τουρκία) 996 ± 1 996,8 Baltim (Αίγυπτος) 1011 ± ,3 Αμμάν 1011 ± ,3 Σμύρνη 1001 ± ,2 Αυτό το τρέξιμο συμφωνεί με το αμέσως προηγούμενο τρέξιμο με μερικές μικροδιαφορές στην πίεση. Η απεικόνιση του πεδίου της ατμοσφαιρικής πίεσης μέσα από τα τρεξίματα του μοντέλου WRF που μελετήθηκαν το τριήμερο αυτό (διακριτική ικανότητα:18 km), ήταν γενικά συμβατή με τις πραγματικές συνθήκες που καταγράφηκαν από τις παρατηρήσεις SYNOP & METAR.

143 Σύγκριση θερμοκρασίας Για τη σύγκριση της πραγματικής θερμοκρασίας με τη θερμοκρασία που προκύπτει από το μοντέλο WRF, γίνεται στατιστική ανάλυση. Ερευνάται τόσο η μέγιστη (max) όσο και η ελάχιστη (min) θερμοκρασία, σε τοπικό επίπεδο (διακριτική ικανότητα: 2 km), για τις 4 μεγαλύτερες πόλεις της Κύπρου, μέσα από την περίοδο της μελέτης και ανάλυσης των ατμοσφαιρικών συστημάτων που επηρέασαν την ανατολική Μεσόγειο. Η επιλογή αυτή καλύπτει το εσωτερικό του νησιού και σχεδόν ολόκληρη την ακτογραμμή. Η έρευνα αυτή γίνεται επιλεκτικά για συγκεκριμένες μέρες της περιόδου της μελέτης (16-24/1/2016). Συγκεκριμένα επιλέχθηκαν οι μέρες με τις ακόλουθες ημερομηνίες: 18, 20, 22 και 24 Ιανουαρίου (Για παρουσίαση όλων των πραγματικών μετρήσεων που καταγράφηκαν το μήνα Ιανουάριο στην Κύπρο βλέπε παράρτημα 14). ΠΡΑΓΜΑΤΙΚΕΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΕΣ ΓΙΑ ΤΙΣ ΕΠΙΛΕΓΜΕΝΕΣ ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΕΣ Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Ημερομηνία max min max min max min max min (±0,5) (±0,5) (±0,5) (±0,5) (±0,5) (±0,5) (±0,5) (±0,5) 18/1/ /1/ /1/ /1/ Σε γενικές γραμμές, η διαδικασία που ακολουθείται για την σύγκριση των πραγματικών θερμοκρασιών με τις θερμοκρασίες που προβλέφθηκαν από το μοντέλο WRF, έχει ως εξής: Αρχικά παρουσιάζονται οι μέγιστες (max) και οι ελάχιστες (min) θερμοκρασίες που διαβάζονται από το κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF για την εν λόγω μέρα πρόγνωσης (π.χ. 18/1/2016). Το κάθε τρέξιμο του WRF έχει μέγιστη διάρκεια πρόγνωσης μέχρι 120 ώρες (5 ημέρες). Το αρχαιότερο τρέξιμο που χρησιμοποιείται στη μελέτη αυτή είναι στις 16/1/2016, ώρα 00:00 UTC και το πιο πρόσφατο είναι στις 23/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Τα τρεξίματα ανανεώνονται κάθε 12 ώρες. Επομένως, ο συνολικός αριθμός τρεξιμάτων που μελετώνται την 1 η μέρα (18/1/2016) είναι 4, ενώ για τις υπόλοιπες τρείς ημέρες (20,22 και 24/1/2016) το σύνολο των τρεξιμάτων που μελετώνται είναι 8. Στη συνέχεια υπολογίζεται η απόκλιση της θερμοκρασίας. Αυτή προκύπτει εάν συγκρίνουμε τη θερμοκρασία που εμφανίζεται σε κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF με την πραγματική τιμή της θερμοκρασίας που καταγράφηκε τη μέρα αυτή. Η απόκλιση θα είναι αρνητική εάν το WRF υποεκτιμά τη θερμοκρασία και θετική εάν το μοντέλο υπερεκτιμά τη θερμοκρασία μέσα από τα διάφορα τρεξίματα του. Αργότερα, υπολογίζεται η μέση τιμή των θερμοκρασιών για διαφορετικά σετ διαδοχικών τρεξιμάτων (με το αντίστοιχο στατιστικό σφάλμα τους) και συγκρίνονται γραφικά με την πραγματική τιμή της θερμοκρασίας. Εξαίρεση αποτελεί το πρώτο τρέξιμο για κάθε

144 138 ημέρα, το οποίο προφανώς δεν συνυπολογίζεται με το αμέσως επόμενο τρέξιμο, αλλά συμπεριλαμβάνεται στη γραφική παράσταση για σύγκριση. Τα σφάλματα των πραγματικών τιμών που καταγράφονται από τους μετεωρολογικούς σταθμούς, θεωρούνται σφάλματα οργάνου και έχουν όλα αβεβαιότητα ±0,5 C. Το ολικό σφάλμα για κάθε σετ διαδοχικών τρεξιμάτων του μοντέλου προκύπτει μέσα από διάδοση στατιστικών σφαλμάτων ως εξής: Ολικό σφάλμα* 44 = (Σφάλμα μέσης τιμής) 2 + (Σφάλμα διακριτικής ικανότητας κλίμακας) 2 Πιο κάτω θα παρουσιαστούν δύο δείγματα χαρτών επιφάνειας που προκύπτουν από το μοντέλο WRF αυτή την περίοδο (τρέξιμο 18/1/2016, ώρα 12:00 UTC). Σε αυτούς τους χάρτες επιφάνειας εκτός από τη θερμοκρασία (temperature), παρουσιάζονται επίσης η διεύθυνση και η ταχύτητα του ανέμου (wind) καθώς και η ατμοσφαιρική πίεση που ανάγεται στο επίπεδο της επιφάνειας της θάλασσας (sea level pressure). Σύμφωνα με αυτά τα δείγματα ο προγνώστης κάνει πρόγνωση της μέγιστης και ελάχιστης θερμοκρασίας, όπως παρουσιάζεται από το κάθε τρέξιμο. Η μέγιστη θερμοκρασία διαβάζεται συνήθως στις 12:00 UTC της κάθε ημέρας, ενώ η ελάχιστη διαβάζεται συνήθως στις 03:00 UTC της κάθε ημέρας. Χάρτης επιφάνειας του μοντέλου WRF, τρέξιμο 18/1/2016, 12:00 UTC - Χάρτης πρόγνωσης θερμοκρασίας, ατμοσφαιρικής πίεσης και ανέμου για τις 20/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Σε αυτό το χάρτη γίνεται η πρόγνωση της μέγιστης θερμοκρασίας. Η κλίμακα της θερμοκρασίας παρουσιάζεται στο κάτω μέρος του χάρτη (μονάδα μέτρησης: C). * 44 Για περισσότερα που αφορούν τη διάδοση σφαλμάτων βλέπε πηγή: An Introduction to error analysis, John R. Taylor, 2 nd edition, κεφάλαιο 3

145 139 Χάρτης επιφάνειας του μοντέλου WRF, τρέξιμο 18/1/2016, 12:00 UTC - Χάρτης πρόγνωσης θερμοκρασίας, ατμοσφαιρικής πίεσης και ανέμου για τις 20/1/2016, ώρα 05:00 UTC. Σε αυτό το χάρτη γίνεται η πρόγνωση της ελάχιστης θερμοκρασίας. Η κλίμακα της θερμοκρασίας παρουσιάζεται στο κάτω μέρος του χάρτη (μονάδα μέτρησης: C). Το συστηματικό σφάλμα (Mean error - Bias 45 ) των μοντελοποιημένων θερμοκρασιών (μέγιστων και ελάχιστων) που προκύπτει από κάθε τρέξιμο του μοντέλου για κάθε περιοχή, ορίζεται ως εξής: n Bias = 1 (xk yk) n k=1 Όπου n: Ο συνολικός αριθμός τρεξιμάτων του μοντέλου WRF x k : Η μοντελοποιημένη τιμή της θερμοκρασίας που προκύπτει από το WRF y k : Η πραγματική τιμή της θερμοκρασίας 45 Πηγή: Numerical Weather and Climate Prediction, Thomas Tomkins Warner, κεφάλαιο 9.2, σελίδα 296

146 ΗΜΕΡΑ 1 18/1/2016 Για την πρώτη μέρα, ερευνώνται 4 τρεξίματα του μοντέλου WRF με το αρχαιότερο να είναι στις 16/1/2016, ώρα 00:00 UTC και το πιο πρόσφατο στις 17/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Τα τρεξίματα αυτά είναι ανεξάρτητα μεταξύ τους και το καθένα απέχει χρονικά 12 ώρες με το αμέσως επόμενο του. Η κάθε θερμοκρασία παρουσιάζει αβεβαιότητα περίπου ±1 που είναι το σφάλμα της διακριτικής ικανότητας της κλίμακας της θερμοκρασίας που παρουσιάζει ο χάρτης (τυχαίο σφάλμα). Η κάθε μέτρηση γίνεται από τον ίδιο παρατηρητή για ανεξάρτητα τρεξίματα του μοντέλου με το ίδιο σφάλμα διακριτικής ικανότητας. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 18/1/2016 Μέγιστες (max) και ελάχιστες (min) θερμοκρασίες που προκύπτουν από το κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Ημερομηνία και ώρα Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) τρεξίματος του μοντέλου max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) 17/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC Απόκλιση της τιμής της θερμοκρασίας του μοντέλου από την πραγματική τιμή Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Ημερομηνία και ( C) ( C) ( C) ( C) ώρα τρεξίματος του μοντέλου max min max min max min max min 17/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC Συστηματικό σφάλμα πρόγνωσης των θερμοκρασιών κάθε πόλης για n τρεξίματα (Bias) Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Σύνολο τρεξιμάτων (n) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) max min max min max min max min 1 (17/1/2016, 12:00 UTC) διαδοχικά +0,5 0-0,5 +0,5-1,5 0-0,5 0 3 διαδοχικά +0,3-0,3-0,3 +0,3-1,7 0-0,7 +0,3 4 διαδοχικά +0,5-0,25-0,5 +0,5-2 +0,25-0,5 +0,25 Πιο κάτω παρουσιάζονται οι μέσες τιμές των μέγιστων και ελάχιστων θερμοκρασιών για όλες τις πόλεις που προκύπτουν από διαδοχικά τρεξίματα. Το 1 ο τρέξιμο αποτελεί το πιο πρόσφατο τρέξιμο (19/1/2016, ώρα 12:00 UTC) και δεν συνυπολογίζεται με το αμέσως

147 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 141 επόμενο του (δεν προκύπτει μέση τιμή δηλαδή), αλλά παρουσιάζεται η μία και μοναδική τιμή που καταγράφηκε από αυτό. Τα δύο διαδοχικά τρεξίματα είναι το 1 ο και το αμέσως παλαιότερο του, τα τρία διαδοχικά είναι τα δύο πρώτα και το αμέσως παλαιότερο τους και ούτω καθεξής. Η μοναδική τιμή του 1 ου τρεξίματος μαζί με τις μέσες τιμές των θερμοκρασιών των διαδοχικών τρεξιμάτων, συγκρίνονται γραφικά (με το αντίστοιχο σφάλμα τους) με την πραγματική τιμή που καταγράφηκε τη μέρα αυτή, από τους μετεωρολογικούς σταθμούς των 4 μεγαλύτερων πόλεων της Κύπρου. Το ολικό σφάλμα προκύπτει από διάδοση στατιστικών σφαλμάτων (σφάλμα μέσης τιμής, σφάλμα διακριτικής ικανότητας). Γραφική Παράσταση: 17 ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 15 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 15,5 ± 1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 15,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 15,5 ± 1,1 ± 0,29 ± 1 Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΕΥΚΩΣΙΑ 15 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 10 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 9,7 ± 1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 9,8 ± 1,1 ± 0,25 ± 1

148 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 142 Γραφική Παράσταση: 11, ,5 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΕΥΚΩΣΙΑ 10 9,5 9 Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία 8, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) 19 18,5 18 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 17 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17,5 ± 1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 17,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 17,5 ± 1,1 ± 0,29 ± 1 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ 17, ,5 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 16 15, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

149 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) , ,5 10 9,5 9 8,5 8 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 10 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10,5 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 10,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 10,5 ± 1 ± 0,29 ± 1 Γραφική Παράσταση: Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 18 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 17,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 17 ± 1,1 ± 0,41 ± 1

150 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 144 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 10 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 10.7 ± 1,2 ± 0,58 ± 1 4 διαδοχικά 10.8 ± 1,1 ± 0,41 ± 1 Γραφική Παράσταση: 12, , ,5 10 9,5 9 8,5 8 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΠΑΦΟΣ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία

151 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 145 ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 18 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 17,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 17,5 ± 1 ± 0,29 ± 1 Γραφική Παράσταση: 19, ,5 Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ 18 17,5 17 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 16, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με το ολικό σφάλμα της ( C) Σφάλμα μέσης τιμής Σφάλμα διακριτικής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 10 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 10,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 10,3 ± 1 ± 0,29 ± 1

152 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 146 Γραφική Παράσταση: 12 11, ,5 10 9,5 9 8,5 8 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 18/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΗΜΕΡΑ 2 20/1/2016 Για την δεύτερη μέρα, ερευνώνται 8 τρεξίματα του μοντέλου WRF με το αρχαιότερο να είναι στις 16/1/2016, ώρα 00:00 UTC και το πιο πρόσφατο στις 19/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Τα τρεξίματα αυτά είναι ανεξάρτητα μεταξύ τους και το καθένα απέχει χρονικά 12 ώρες με το αμέσως επόμενο του. Η κάθε θερμοκρασία παρουσιάζει αβεβαιότητα περίπου ±1 που είναι το σφάλμα της διακριτικής ικανότητας της κλίμακας της θερμοκρασίας που παρουσιάζει ο χάρτης (τυχαίο σφάλμα). Η κάθε μέτρηση γίνεται από τον ίδιο παρατηρητή για ανεξάρτητα τρεξίματα του μοντέλου με το ίδιο σφάλμα διακριτικής ικανότητας. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 20/1/2016 Μέγιστες (max) και ελάχιστες (min) θερμοκρασίες που προκύπτουν από το κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Ημερομηνία και ώρα Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) τρεξίματος του μοντέλου max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) 19/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC

153 147 Απόκλιση της τιμής της θερμοκρασίας του μοντέλου από την πραγματική τιμή Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Ημερομηνία και ( C) ( C) ( C) ( C) ώρα τρεξίματος του μοντέλου max min max min max min max min 19/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC Συστηματικό σφάλμα πρόγνωσης των θερμοκρασιών κάθε πόλης για n τρεξίματα (Bias) Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Σύνολο τρεξιμάτων (n) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) max min max min max min max min 1 (19/1/2016, 12:00 UTC) διαδοχικά -1 +0,5-2,5 +1,5-1, ,5 3 διαδοχικά -1,3 +0,3-2,3 +1,3-1, ,7 4 διαδοχικά -1,3 +0,3-2,3 +1,3-1,8 +0,3-1,3 +1,8 5 διαδοχικά -1,2 +0,4-2,2 +1,6-1,6 +0, διαδοχικά -1,3 +0,7-2,2 +1,8-1,7 +0,8-1 +2,3 7 διαδοχικά -1,4 +0,7-2,3 +1,9-1,6 +0,9-1 +2,6 8 διαδοχικά -1,6 +0,6-2,4 +1,8-1,6 +0,8-1 +2,8 Πιο κάτω παρουσιάζονται οι μέσες τιμές των μέγιστων και ελάχιστων θερμοκρασιών για όλες τις πόλεις που προκύπτουν από διαδοχικά τρεξίματα. Το 1 ο τρέξιμο αποτελεί το πιο πρόσφατο τρέξιμο (19/1/2016, ώρα 12:00 UTC) και δεν συνυπολογίζεται με το αμέσως επόμενο του (δεν προκύπτει μέση τιμή δηλαδή), αλλά παρουσιάζεται η μία και μοναδική τιμή που καταγράφηκε από αυτό. Τα δύο διαδοχικά τρεξίματα είναι το 1 ο και το αμέσως παλαιότερο του, τα τρία διαδοχικά είναι τα δύο πρώτα και το αμέσως παλαιότερο τους και ούτω καθεξής. Η μοναδική τιμή του 1 ου τρεξίματος μαζί με τις μέσες τιμές των θερμοκρασιών των διαδοχικών τρεξιμάτων, συγκρίνονται γραφικά (με το αντίστοιχο σφάλμα τους) με την πραγματική τιμή που καταγράφηκε τη μέρα αυτή, από τους μετεωρολογικούς σταθμούς των 4 μεγαλύτερων πόλεων της Κύπρου. Το ολικό σφάλμα προκύπτει από διάδοση στατιστικών σφαλμάτων (σφάλμα μέσης τιμής, σφάλμα διακριτικής ικανότητας).

154 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 148 ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 13 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 13 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 12,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 12,8 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 12,8 ± 1 ± 0,20 ± 1 6 διαδοχικά 12,7 ± 1 ± 0,21 ± 1 7 διαδοχικά 12,6 ± 1 ± 0,20 ± 1 8 διαδοχικά 12,4 ± 1 ± 0,26 ± 1 Γραφική Παράσταση: 20/01/ Μέγιστη Θερμοκρασία = f (x) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 7 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 6,5 ± 1,1 ± 0,50 ± 1 3 διαδοχικά 6,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 6,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 6,4 ± 1 ± 0,25 ± 1 6 διαδοχικά 6,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 7 διαδοχικά 6,7 ± 1 ± 0,29 ± 1 8 διαδοχικά 6,6 ± 1 ± 0,26 ± 1

155 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 149 Γραφική Παράσταση: 8,5 8 7,5 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΛΕΥΚΩΣΙΑ 7 6,5 6 Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία 5, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής Σετ τρεξιμάτων το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 15 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 14,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 14,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 14,8 ± 1 ± 0,5 ± 1 5 διαδοχικά 14,8 ± 1 ± 0,2 ± 1 6 διαδοχικά 14,8 ± 1 ± 0,17 ± 1 7 διαδοχικά 14,7 ± 1 ± 0,18 ± 1 8 διαδοχικά 14,6 ± 1 ± 0,18 ± 1 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

156 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) ,5 9 8,5 8 7,5 7 6,5 6 5,5 5 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 7 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 7,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 7,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 7,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 7,6 ± 1,1 ± 0,4 ± 1 6 διαδοχικά 7,8 ± 1,1 ± 0,4 ± 1 7 διαδοχικά 7,9 ± 1,1 ± 0,34 ± 1 8 διαδοχικά 7,8 ± 1,1 ± 0,31 ± 1 Γραφική Παράσταση: Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 14 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 14,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 14,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 14,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 14,4 ± 1 ± 0,25 ± 1 6 διαδοχικά 14,3 ± 1 ± 0,21 ± 1 7 διαδοχικά 14,4 ± 1 ± 0,2 ± 1 8 διαδοχικά 14,4 ± 1 ± 0,18 ± 1

157 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 151 Γραφική Παράσταση: 16, , , , ,5 Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΠΑΦΟΣ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 11 10,5 10 9,5 9 8,5 8 7,5 7 6,5 6 ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής Σετ τρεξιμάτων το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 8 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 8 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 8 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 8,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 8,8 ± 1,1 ± 0,58 ± 1 6 διαδοχικά 9,2 ± 1 ± 0,6 ± 1 7 διαδοχικά 9,1 ± 1 ± 0,51 ± 1 8 διαδοχικά 9 ± 1 ± 0,46 ± 1 Γραφική Παράσταση: Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΠΑΦΟΣ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία

158 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) , ,5 ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 14 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 14 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 14 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 13,8 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 14 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 14 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 14 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 14 ± 1 ± 0,19 ± 1 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ 14 13,5 13 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 12, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 5 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 5,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 5,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 5,8 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 6 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 6,3 ± 1,1 ± 0,42 ± 1 7 διαδοχικά 6,6 ± 1,1 ± 0,43 ± 1 8 διαδοχικά 6,8 ± 1,1 ± 0,41 ± 1

159 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 153 Γραφική Παράσταση: 8 7,5 7 6,5 6 5,5 5 4,5 4 3,5 3 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 20/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΗΜΕΡΑ 3 22/1/2016 Για την τρίτη μέρα, ερευνώνται 8 τρεξίματα του μοντέλου WRF με το αρχαιότερο να είναι στις 18/1/2016, ώρα 00:00 UTC και το πιο πρόσφατο στις 21/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Τα τρεξίματα αυτά είναι ανεξάρτητα μεταξύ τους και το καθένα απέχει χρονικά 12 ώρες με το αμέσως επόμενο του. Η κάθε θερμοκρασία παρουσιάζει αβεβαιότητα περίπου ±1 που είναι το σφάλμα της διακριτικής ικανότητας της κλίμακας της θερμοκρασίας που παρουσιάζει ο χάρτης (τυχαίο σφάλμα). Η κάθε μέτρηση γίνεται από τον ίδιο παρατηρητή για ανεξάρτητα τρεξίματα του μοντέλου με το ίδιο σφάλμα διακριτικής ικανότητας. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 22/1/2016 Μέγιστες (max) και ελάχιστες (min) θερμοκρασίες που προκύπτουν από το κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Ημερομηνία και ώρα Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) τρεξίματος του μοντέλου max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) 21/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC

160 154 Απόκλιση της τιμής της θερμοκρασίας του μοντέλου από την πραγματική τιμή Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Ημερομηνία και ( C) ( C) ( C) ( C) ώρα τρεξίματος του μοντέλου max min max min max min max min 21/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC Συστηματικό σφάλμα πρόγνωσης των θερμοκρασιών κάθε πόλης για n τρεξίματα (Bias) Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Σύνολο τρεξιμάτων (n) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) max min max min max min max min 1 (21/1/2016, 12:00 UTC) διαδοχικά -1 +1, ,5 +0,5 0 +0,5 3 διαδοχικά -1 +1,3-0,3-0,3-1,7-0,3 +0,3 +0,3 4 διαδοχικά -0,8 +1,3-0,3-0,5-1,8 0 +0,3 +0,3 5 διαδοχικά -1 +1,2-0,4-0,2-2 +0,4 +0,4 +0,6 6 διαδοχικά -1 +1,2-0,3-0,2-2 +0,7 +0,3 +0,8 7 διαδοχικά -1 +1,1-0, ,9 +0,1 +1,1 8 διαδοχικά -1 +1,1-0,4 +0, ,1 +1,3 Πιο κάτω παρουσιάζονται οι μέσες τιμές των μέγιστων και ελάχιστων θερμοκρασιών για όλες τις πόλεις που προκύπτουν από διαδοχικά τρεξίματα. Το 1 ο τρέξιμο αποτελεί το πιο πρόσφατο τρέξιμο (21/1/2016, ώρα 12:00 UTC) και δεν συνυπολογίζεται με το αμέσως επόμενο του (δεν προκύπτει μέση τιμή δηλαδή), αλλά παρουσιάζεται η μία και μοναδική τιμή που καταγράφηκε από αυτό. Τα δύο διαδοχικά τρεξίματα είναι το 1 ο και το αμέσως παλαιότερο του, τα τρία διαδοχικά είναι τα δύο πρώτα και το αμέσως παλαιότερο τους και ούτω καθεξής. Η μοναδική τιμή του 1 ου τρεξίματος μαζί με τις μέσες τιμές των θερμοκρασιών των διαδοχικών τρεξιμάτων, συγκρίνονται γραφικά (με το αντίστοιχο σφάλμα τους) με την πραγματική τιμή που καταγράφηκε τη μέρα αυτή, από τους μετεωρολογικούς σταθμούς των 4 μεγαλύτερων πόλεων της Κύπρου. Το ολικό σφάλμα προκύπτει από διάδοση στατιστικών σφαλμάτων (σφάλμα μέσης τιμής, σφάλμα διακριτικής ικανότητας).

161 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 155 ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (MaximumTemperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλουwrf Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης το ολικό σφάλμα της( C) τιμής Σφάλμα διακριτικής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 17 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 17,3 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 17 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 17 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 17 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 17 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 17 ± 1 ± 0,19 ± 1 Γραφική Παράσταση: 22/01/ Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) ΛΕΥΚΩΣΙΑ 17 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 7 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 7,5 ± 1,1 0 ± 1 3 διαδοχικά 7,3 ± 1,1 0 ± 1 4 διαδοχικά 7,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 7 ± 1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 7 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 7 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 7 ± 1 ± 0,19 ± 1

162 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 156 Γραφική Παράσταση: 9 8,5 8 7,5 7 6,5 6 5,5 5 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΛΕΥΚΩΣΙΑ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία 18, ,5 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Μέση τιμή θερμοκρασίας με το Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής Σετ τρεξιμάτων ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 17 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 16,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 16,8 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 16,6 ± 1 ± 0,25 ± 1 6 διαδοχικά 16,7 ± 1 ± 0,21 ± 1 7 διαδοχικά 16,6 ± 1 ± 0,2 ± 1 8 διαδοχικά 16,6 ± 1 ± 0,18 ± 1 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ 17 16,5 16 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 15, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

163 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 157 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 10 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 9,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 9,5 ± 1 ± 0,29 ± 1 5 διαδοχικά 9,8 ± 1,1 ± 0,37 ± 1 6 διαδοχικά 9,8 ± 1,1 ± 0,31 ± 1 7 διαδοχικά 10 ± 1,1 ± 0,31 ± 1 8 διαδοχικά 10,1 ± 1 ± 0,3 ± 1 11, ,5 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΛΕΜΕΣΟΣ 10 9,5 9 Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία 8, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Γραφική Παράσταση: ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 17 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 16,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 16,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 16,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 16,0 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 16 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 16 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 16 ± 1 ± 0,19 ± 1

164 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 158 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Γραφική Παράσταση: ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 8 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 8,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 8,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 9 ± 1,1 ± 0,4 ± 1 5 διαδοχικά 9,4 ± 1,1 ± 0,51 ± 1 6 διαδοχικά 9,7 ± 1,1 ± 0,49 ± 1 7 διαδοχικά 9,9 ± 1,1 ± 0,46 ± 1 8 διαδοχικά 10 ± 1,1 ± 0,43 ± 1 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

165 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 159 Γραφική Παράσταση: ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας Σφάλμα Σφάλμα διακριτικής με το ολικό σφάλμα της ( C) μέσης τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 17 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 17 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 17,3 ± 1.1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 17,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 17,4 ± 1 ± 0,25 ± 1 6 διαδοχικά 17,3 ± 1 ± 0,21 ± 1 7 διαδοχικά 17,1 ± 1 ± 0,26 ± 1 8 διαδοχικά 17,1 ± 1 ± 0,23 ± ,5 18 Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ 17, ,5 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 16 15, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα μέσης Σφάλμα διακριτικής το ολικό σφάλμα της ( C) τιμής ικανότητας 1 ο τρέξιμο 8 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 8,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 8,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 8,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 8,6 ± 1,1 ± 0,4 ± 1 6 διαδοχικά 8,8 ± 1,1 ± 0,4 ± 1 7 διαδοχικά 9,1 ± 1,1 ± 0,46 ± 1 8 διαδοχικά 9,3 ± 1,1 ± 0,41 ± 1

166 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 160 Γραφική Παράσταση: 11 10,5 10 9,5 9 8,5 8 7,5 7 6,5 6 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) 22/01/2016 ΛΑΡΝΑΚΑ x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΗΜΕΡΑ 4 24/1/2016 Για την τέταρτη μέρα, ερευνώνται 8 τρεξίματα του μοντέλου WRF με το αρχαιότερο να είναι στις 20/1/2016, ώρα 00:00 UTC και το πιο πρόσφατο στις 23/1/2016, ώρα 12:00 UTC. Τα τρεξίματα αυτά είναι ανεξάρτητα μεταξύ τους και το καθένα απέχει χρονικά 12 ώρες με το αμέσως επόμενο του. Η κάθε θερμοκρασία παρουσιάζει αβεβαιότητα περίπου ±1 που είναι το σφάλμα της διακριτικής ικανότητας της κλίμακας της θερμοκρασίας που παρουσιάζει ο χάρτης (τυχαίο σφάλμα). Η κάθε μέτρηση γίνεται από τον ίδιο παρατηρητή για ανεξάρτητα τρεξίματα του μοντέλου με το ίδιο σφάλμα διακριτικής ικανότητας. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ: 24/1/2016 Μέγιστες (max) και ελάχιστες (min) θερμοκρασίες που προκύπτουν από το κάθε τρέξιμο του μοντέλου WRF Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Ημερομηνία και ώρα Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) τρεξίματος του μοντέλου max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) max (±1) min (±1) 23/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC

167 161 Απόκλιση της τιμής της θερμοκρασίας του μοντέλου από την πραγματική τιμή Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Θερμοκρασία Ημερομηνία και ( C) ( C) ( C) ( C) ώρα τρεξίματος του μοντέλου max min max min max min max min 23/1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC /1/2016, 12:00 UTC /1/2016, 00:00 UTC Συστηματικό σφάλμα πρόγνωσης των θερμοκρασιών κάθε πόλης για n τρεξίματα (Bias) Πόλη Λευκωσία Λεμεσός Πάφος Λάρνακα Σύνολο τρεξιμάτων (n) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) Θερμοκρασία ( C) max min max min max min max min 1 (23/1/2016, 12:00 UTC) διαδοχικά -1 +1, ,5 3 διαδοχικά -1,3 +1, ,3-0,3 4 διαδοχικά -1 +1,3-2, ,3-1,3 0 5 διαδοχικά -1 +1,4-3 -2,2-2,8-2 -1,2 0 6 διαδοχικά -1 +1,3-3,2-2,2-2, διαδοχικά -1-1,4-3,1-2 -2,9-1,9-1 +0,1 8 διαδοχικά -1,1 +1,6-3,1-1,9-3 -1,8-1,1 +0,1 Πιο κάτω παρουσιάζονται οι μέσες τιμές των μέγιστων και ελάχιστων θερμοκρασιών για όλες τις πόλεις που προκύπτουν από διαδοχικά τρεξίματα. Το 1 ο τρέξιμο αποτελεί το πιο πρόσφατο τρέξιμο (23/1/2016, ώρα 12:00 UTC) και δεν συνυπολογίζεται με το αμέσως επόμενο του (δεν προκύπτει μέση τιμή δηλαδή), αλλά παρουσιάζεται η μία και μοναδική τιμή που καταγράφηκε από αυτό. Τα δύο διαδοχικά τρεξίματα είναι το 1 ο και το αμέσως παλαιότερο του, τα τρία διαδοχικά είναι τα δύο πρώτα και το αμέσως παλαιότερο τους και ούτω καθεξής. Η μοναδική τιμή του 1 ου τρεξίματος μαζί με τις μέσες τιμές των θερμοκρασιών των διαδοχικών τρεξιμάτων, συγκρίνονται γραφικά (με το αντίστοιχο σφάλμα τους) με την πραγματική τιμή που καταγράφηκε τη μέρα αυτή, από τους μετεωρολογικούς σταθμούς των 4 μεγαλύτερων πόλεων της Κύπρου. Το ολικό σφάλμα προκύπτει από διάδοση στατιστικών σφαλμάτων (σφάλμα μέσης τιμής, σφάλμα διακριτικής ικανότητας).

168 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 162 ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ Μέση τιμή θερμοκρασίας Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής τρεξιμάτων με το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 9 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 9 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 8,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 9 ± 1,1 ± 0,41 ± 1 5 διαδοχικά 9 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 9 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 9 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 8,9 ± 1 ± 0,23 ± 1 Γραφική παράσταση: 24/01/ Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) ΛΕΥΚΩΣΙΑ 10 8 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής τρεξιμάτων το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 4 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 4,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 4,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 4,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 4,4 ± 1 ± 0,25 ± 1 6 διαδοχικά 4,3 ± 1 ± 0,21 ± 1 7 διαδοχικά 4,4 ± 1 ± 0,20 ± 1 8 διαδοχικά 4,6 ± 1 ± 0,26 ± 1

169 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 163 Γραφική παράσταση: 24/01/ Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) ΛΕΥΚΩΣΙΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) 24/01/ ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 11 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 11 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 11 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 11,3 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 11 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 10,8 ± 1,1 ± 0,31 ± 1 7 διαδοχικά 10,9 ± 1 ± 0,26 ± 1 8 διαδοχικά 10,9 ± 1 ± 0,23 ± 1 Γραφική Παράσταση: Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

170 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 164 ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής με το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 6 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 6 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 6 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 6 ± 1 0 ± 1 5 διαδοχικά 5,8 ± 1 ± 0,2 ± 1 6 διαδοχικά 5,8 ± 1 ± 0,17 ± 1 7 διαδοχικά 6 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 6,1 ± 1 ± 0,23 ± 1 Γραφική Παράσταση: 24/01/2016 8,5 8 7,5 7 6,5 6 5,5 5 4,5 4 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΛΕΜΕΣΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής με το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 11 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10 ± 1,4 ± 1 ± 1 3 διαδοχικά 10 ± 1,2 ± 0,58 ± 1 4 διαδοχικά 10 ± 1,1 ± 0,41 ± 1 5 διαδοχικά 10,2 ± 1,1 ± 0,37 ± 1 6 διαδοχικά 10,2 ± 1,1 ± 0,31 ± 1 7 διαδοχικά 10,1 ± 1 ± 0,26 ± 1 8 διαδοχικά 10 ± 1 ± 0,27 ± 1

171 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) 165 Γραφική Παράσταση: 24/01/ Μέγιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) ΠΑΦΟΣ Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 6 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 6 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 6 ± 1 0 ± 1 4 διαδοχικά 5,8 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 6 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 6 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 6,1 ± 1 ± 0,26 ± 1 8 διαδοχικά 6,3 ± 1 ± 0,25 ± 1

172 Μέγιστη θερμοκρασία ( C) Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 166 Γραφική Παράσταση: 24/01/2016 8,5 8 7,5 7 6,5 6 5,5 5 4,5 4 Ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας = f (x) x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων) ΠΑΦΟΣ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση μέγιστη θερμοκρασία ημέρας (Maximum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 11 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 10,5 ± 1 0 ± 1 3 διαδοχικά 10,3 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 10,5 ± 1 ± 0,25 ± 1 5 διαδοχικά 10,6 ± 1 ± 0,2 ± 1 6 διαδοχικά 10,8 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 10,9 ± 1 ± 0,22 ± 1 8 διαδοχικά 10,8 ± 1 ± 0,23 ± 1 Γραφική Παράσταση: 24/01/ ,5 Μέγιστη Θερμοκρασία = f (x) ΛΑΡΝΑΚΑ 12 11, ,5 10 Μέση μέγιστη θερμοκρασία μοντέλου για x τρεξίματα Πραγματική μέγιστη θερμοκρασία 9, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

173 Ελάχιστη θερμοκρασία ( C) 167 ΛΑΡΝΑΚΑ Μέση ελάχιστη θερμοκρασία ημέρας (Minimum Temperature) που προκύπτει από τα διαδοχικά τρεξίματα του μοντέλου WRF Σετ τρεξιμάτων Μέση τιμή θερμοκρασίας με Σφάλμα διακριτικής Σφάλμα μέσης τιμής το ολικό σφάλμα της ( C) ικανότητας 1 ο τρέξιμο 6 ± 1 0 ± 1 2 διαδοχικά 5,5 ± 1,1 ± 0,5 ± 1 3 διαδοχικά 5,7 ± 1,1 ± 0,33 ± 1 4 διαδοχικά 6 ± 1,1 ± 0,41 ± 1 5 διαδοχικά 6 ± 1,1 ± 0,32 ± 1 6 διαδοχικά 6 ± 1 ± 0,26 ± 1 7 διαδοχικά 6 ± 1 ± 0,26 ± 1 8 διαδοχικά 6,1 ± 1 ± 0,23 ± 1 Γραφική Παράσταση: 24/01/2016 7,5 7 6,5 Ελάχιστη θερμοκρασία = f (x) ΛΑΡΝΑΚΑ 6 5,5 5 Μέση ελάχιστη θερμοκρασία για x τρεξίματα του μοντέλου Πραγματική ελάχιστη θερμοκρασία 4, x (Αριθμός διαδοχικών τρεξιμάτων)

174 Σύγκριση υετού Κατά την περίοδο της μελέτης και ανάλυσης των ατμοσφαιρικών συστημάτων που επηρέασαν την ανατολική Μεσόγειο (16-24/1/2016), παρατηρήθηκε υετός. Με τον όρο υετός εννοείται το σύνολο των κατακόρυφων κατακρημνισμάτων που αναφέρουν μετρήσιμη ποσότητα νερού σε μορφή βροχής, χιονιού, χαλαζιού κλπ. Σε μερικές από αυτές τις μέρες, υετός σημειώθηκε και στην Κύπρο. Συγκεκριμένα, σημειώθηκε κατά την περίοδο Ιανουαρίου και κατά την περίοδο Ιανουαρίου. Οι σημαντικότερες ποσότητες υετού παρατηρήθηκαν κυρίως το διήμερο Ιανουαρίου. Για τους σκοπούς της μελέτης θα αναλυθεί επιλεκτικά το διήμερο αυτό, κατά το οποίο παρέχονται πραγματικοί χάρτες υετού για κάθε ημέρα ξεχωριστά (Περίοδος υδρολογικής ημέρας: 06:00-06:00 UTC, 08:00-08:00 τοπική ώρα Κύπρου) από το Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου. Οι μετρήσεις για αυτή την μετεωρολογική παράμετρο καταγράφηκαν από το δίκτυο μετεωρολογικών σταθμών 46 που υπάρχει στο νησί και παρουσιάζονται σε χάρτες. Οι χάρτες που ακολουθούν αποτελούν την απεικόνιση της πραγματικής κατανομής της βροχόπτωσης στην Κύπρο ανά 24ωρο, για τις 17 και 18 Ιανουαρίου 2016 αντίστοιχα: Χάρτης 17/01/16: Βροχόπτωση από 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/2016 Η κατανομή βροχόπτωσης σύμφωνα με τον πιο κάτω χάρτη είναι σχετικά ανομοιόμορφη. Προκαταρτικά στοιχεία υετού για τη χρονική περίοδο από τις 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι τις 06:00 UTC, 18/01/2016. Το ημερήσιο ύψος βροχής (6,2 mm) αφορά τον μέσο όρο βροχοπτώσεων για τις ελεύθερες περιοχές. Χρησιμοποιείται το Γεωγραφικό Σύστημα Πληροφοριών ARC-GIS και η μέθοδος παρεμβολής με σπλήνες. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου 46 Βλέπε παράρτημα 15

175 169 Μελετώντας τον χάρτη αυτό η μεγαλύτερη βροχόπτωση σημειώθηκε στην περιοχή του Τροόδους με μέγιστη ποσότητα βροχής 25 mm κατά τη διάρκεια του 24ώρου αυτού. Γενικά, η οροσειρά του Τροόδους συγκέντρωσε ποσότητες βροχής από 2-25 mm με τις μεγαλύτερες βροχοπτώσεις να παρατηρούνται στα κεντρικά και δυτικά τμήματα του όπου και το υψόμετρο είναι γενικά μεγαλύτερο. Το εσωτερικό του νησιού συγκέντρωσε ποσότητες βροχής από 0,1-10 mm, ενώ τα δυτικά και νότια παράλια συγκέντρωσαν ποσότητες βροχής από 0,1 έως 5 mm με εξαίρεση μία μεμονωμένη περιοχή στα νοτιοανατολικά παράλια που συγκέντρωσε 5-10 mm. Οι περιοχές που δέχτηκαν ελάχιστες ή καθόλου βροχές είναι τα ανατολικά (περιοχή Αγίας Νάπας-Πρωταρά) και βόρεια-βορειοανατολικά παράλια (περιοχή Κερύνειας και ακρωτήρι Αποστόλου Ανδρέα). Επίσης, ελάχιστες ή καθόλου βροχές παρατηρήθηκαν και σε μεμονωμένες περιοχές των βορειοδυτικών παραλίων (περιοχή Ακάμα και Ξερού). Χάρτης 18/01/16: Βροχόπτωση από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/2016 Η κατανομή βροχόπτωσης σύμφωνα με τον πιο κάτω χάρτη κάλυψε όλο το νησί και παρουσιάζει γενικά μια ανομοιομορφία. Μελετώντας τον χάρτη αυτό, οι μεγαλύτερες βροχοπτώσεις σημειώθηκαν στην περιοχή του Τροόδους, στην πόλη της Λεμεσού και στην επαρχία Πάφου με συγκεντρώσεις βροχής από mm κατά τη διάρκεια αυτού του 24ώρου. Στα ημιορεινά της οροσειράς Τροόδους συγκεντρώθηκαν γύρω στα mm βροχής. Το εσωτερικό του νησιού και τα βόρεια παράλια συγκέντρωσαν ποσότητες βροχής από 2-10 mm, ενώ τα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια συγκέντρωσαν ποσότητες βροχής από 2 έως 25 mm. Αυτό υποδεικνύει ότι η κατανομή της βροχόπτωσης παρουσιάζει μια σχετική ανομοιομορφία ιδιαίτερα στα ανατολικά-βορειοανατολικά και ορεινά-ημιορεινά του Τροόδους και μια σχετική ομοιομορφία στο εσωτερικό και βόρεια παράλια. Προκαταρτικά στοιχεία υετού για τη χρονική περίοδο από τις 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι τις 06:00 UTC, 19/01/2016. Το ημερήσιο ύψος βροχής (15.7 mm) αφορά τον μέσο όρο βροχοπτώσεων για τις ελεύθερες περιοχές. Χρησιμοποιείται το Γεωγραφικό Σύστημα Πληροφοριών ARC-GIS και η μέθοδος παρεμβολής με σπλήνες. Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

176 170 Για τη σύγκριση της πραγματικής κατανομής της βροχόπτωσης που σημειώθηκε στην Κύπρο σε σχέση με την μοντελοποιημένη κατανομή της βροχόπτωσης που προβλέφθηκε από τα τρεξίματα του μοντέλου WRF, γίνεται ποιοτική ανάλυση. Οι χάρτες πρόγνωσης που συλλέγονται από τα τρεξίματα του WRF, αποτελούν χάρτες με την καλύτερη διακριτική ικανότητα (2 km) που παρέχεται από το μοντέλο αυτό. Το τοπικό μοντέλο προσφέρει χάρτες πρόγνωσης μέχρι και 120 ώρες (5 μέρες) αμέσως μετά από κάθε τρέξιμο. Οι χάρτες υετού που προκύπτουν από το κάθε τρέξιμο παρέχουν μια συγκεντρωτική εικόνα της αναμενόμενης ποσότητας υετού ανά ώρα (ένταση βροχόπτωσης 47 ). Λαμβάνοντας υπόψη όλους τους χάρτες υετού για μία ημέρα (χρονικό διάστημα 24 ωρών - σύνολο 25 εικόνες), είναι δυνατή η πρόγνωση της παραμέτρου αυτής ποιοτικά. Για παράδειγμα, μια ποιοτική πρόγνωση και ανάλυση του μοντέλου αναφέρει τις περιοχές στις οποίες πιθανόν να βρέξει και τη σχετική ένταση των φαινομένων. Παρόλα αυτά οι αναμενόμενες ποσότητες βροχής είναι δύσκολο να προβλεφθούν και δεν αναφέρονται ποτέ στα δελτία καιρού, παρόλο που παρουσιάζονται ως τιμές στο αριθμητικό μοντέλο καιρού. Αυτό, επειδή αποτελούν απλά μια προσέγγιση της πραγματικότητας, η οποία στην πράξη έχει αποδειχθεί ότι δεν αποτελεί αξιόπιστη προσέγγιση της πραγματικότητας. Επομένως, αυτό που μελετάει ένας προγνώστης καιρού, όσον αφορά τον υετό, είναι οι περιοχές οι οποίες είναι πιο πιθανό να επηρεαστούν από τις βροχές και τη σχετική ένταση των φαινομένων. Στην σύγκριση που θα γίνει παρακάτω σε σχέση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης για κάθε 24ωρο (βλέπε πιο πάνω), θα παρουσιαστούν τα αποτελέσματα των τρεξιμάτων του μοντέλου WRF που αναφέρονται στις δύο ημέρες που μελετώνται (17 και 18 Ιανουαρίου). Το πρώτο τρέξιμο που μελετάται είναι στις 16/01/2016, ώρα 12:00 UTC και το πιο πρόσφατο είναι στις 17/01/2016, ώρα 12:00 UTC. Το κάθε σετ χαρτών υετού που παρουσιάζεται πιο κάτω για κάθε τρέξιμο, αποτελείται από 25 εικόνες (χρονική περίοδος: 24 ώρες). 47 Η ένταση της βροχής και γενικότερα η ένταση του υετού ταξινομείται ως εξής: (α) Χαμηλή ένταση: 0,1 2 mm/h (β) Μέτρια ένταση: 2 10 mm/h (γ) Ισχυρή ένταση: mm/h (δ) Σφοδρή ένταση: > 50 mm/h Πηγή: Met Office (August 2007) Fact Sheet No. 3: Water in the Atmosphere, σελίδα 6

177 171 Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 12:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/ /01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

178 172 17/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (18/01/2016) 17/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (18/01/2016)

179 173 18/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 17/01/2016, τρέξιμο 16/01/2016, 12:00 UTC Εξετάζοντας το τρέξιμο αυτό γίνεται μελέτη της μοντελοποιημένης κατανομής της βροχόπτωσης της επόμενης μέρας. Μέσα από την παρουσίαση των 25 διαδοχικών εικόνων του πιο πάνω τρεξίματος γίνεται μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-18:00 UTC, 17/01/2016, προβλέπονται διάσπαρτες βροχές κυρίως στα ορεινά του Τροόδους (κεντρικά τμήματα της οροσειράς), νότια και βόρεια παράλια. Η ένταση των βροχοπτώσεων που φαίνεται αυτή την περίοδο,

180 174 χαρακτηρίζεται ως χαμηλή και κυμαίνεται από 0,1-2 mm/h. Για την περίοδο 19:00-21:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων. Επιδείνωση του καιρού προβλέπεται από τις 22:00 UTC και μετά με βροχές μέτριας έως ισχυρής έντασης κυρίως στα κεντρικά και δυτικά τμήματα της οροσειράς του Τροόδους, δυτικά και νότια παράλια με την ένταση της βροχόπτωσης να κυμαίνεται από 2,6-12,8 mm/h. Οι βροχές από τις 01:00-06:00 UTC, 18/01/2016 προβλέπεται ότι επεκτείνονται πιο ανατολικά στο μεγαλύτερο μέρος του νησιού. Τα ασθενέστερα φαινόμενα με βροχές ασθενής έως μέτριας έντασης προβλέπονται για το εσωτερικό ( mm/h), ενώ τα περισσότερα φαινόμενα με μέτρια έως ισχυρή ένταση βροχόπτωσης προβλέπονται για τα ορεινά του Τροόδους και τα βορειοδυτικά παράλια (3,2-12,8 mm/h). Για τα υπόλοιπα παράλια προβλέπονται ασθενείς έως μέτριας έντασης βροχοπτώσεις (0,8-5,6 mm/h). Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής προβλέπονται για τα βόρεια παράλια και το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα δυτικά-βορειοδυτικά και νότια παράλια. Αυτό, καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης αλλά και από την ένταση του υετού στους χάρτες, που προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης Σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 16/01/2016, ώρα 12:00 UTC, παρατηρούνται ομοιότητες αλλά και ασυμφωνίες του μοντέλου με την πραγματικότητα. Μελετώντας τον πραγματικό χάρτη η μεγαλύτερη βροχόπτωση σημειώθηκε στην περιοχή του Τροόδους με μέγιστη ποσότητα βροχής 25 mm κατά τη διάρκεια του 24ώρου. Αυτό αποτελεί επαλήθευση του συγκεκριμένου τρεξίματος που έδινε τις περισσότερες βροχές κυρίως στα κεντρικά και δυτικά τμήματα της οροσειράς του Τροόδους. Η πρόγνωση της Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 17/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/16 κατανομής του υετού από το τρέξιμο αυτό υποεκτίμησε τη βροχόπτωση για το εσωτερικό και, αντιθέτως, υπερεκτίμησε τη βροχόπτωση στην ακτογραμμή (δυτικά και νότια παράλια). Μοναδική εξαίρεση αποτελεί μία μεμονωμένη περιοχή στα νοτιοανατολικά παράλια που συγκέντρωσε 5-10 mm. Αυτό αποτελεί ασυμφωνία του τρεξίματος με την πραγματικότητα και αφορά τα παράλια και συγκεκριμένα την ακτογραμμή. Γενικά, ασυμφωνία του μοντέλου με την πραγματικότητα παρατηρήθηκε για τα παράλια και μερικές περιοχές του εσωτερικού, ενώ το μοντέλο επαληθεύτηκε σωστά για τη μέγιστη βροχόπτωση που σημειώθηκε στην περιοχή του Τροόδους. Τέλος, το τρέξιμο στις 16/01/2016, 12:00 UTC προβλέπει βροχή για ολόκληρη την επικράτεια της Κύπρου κάτι που στην πραγματικότητα δεν συνέβη.

181 175 Τρέξιμο μοντέλου στις 16/01/2016, 12:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/ /01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

182 176 18/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (19/01/2016) 18/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (19/01/2016)

183 177 19/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/2016, τρέξιμο 16/01/2016, 12:00 UTC Σε συνέχεια του ίδιου τρεξίματος, που εμφανίστηκε στην προηγούμενη παράγραφο, παρουσιάζονται οι αμέσως επόμενες 25 διαδοχικές εικόνες υετού για μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-12:00 UTC, 18/01/2016, προβλέπονται βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης σχεδόν σε όλο το

184 178 νησί (ένταση βροχοπτώσεων: 0,1 8 mm/h). Για κάποιες περιοχές στην οροσειρά του Τροόδους, αλλά και στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια εκτιμάται ότι η ένταση θα είναι μέτριας έως ισχυρής έντασης κατά διαστήματα (ένταση βροχοπτώσεων: 3,2 12,8 mm/h). Για την περίοδο 12:00-23:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων στις περισσότερες περιοχές με εξαίρεση την οροσειρά του Τροόδους, τα δυτικά-βορειοδυτικά και νότια παράλια όπου συνεχίζεται να προβλέπονται βροχές ασθενής έως μέτριας έντασης (ένταση βροχοπτώσεων: 0,1 3,2 mm/h). Για την περίοδο 00:00-06:00 UTC, 19/01/2016 εκτιμάται γενική εξασθένηση των φαινομένων υετού με μεμονωμένες ασθενείς βροχές (0,1-2 mm/h) κυρίως στο δυτικό-νοτιοδυτικό κομμάτι του νησιού. Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής προβλέπονται για τα βόρεια παράλια και το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα δυτικά και νότια παράλια. Αυτό καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης αλλά και από την ένταση του υετού στους χάρτες του προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης Σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 16/01/2016, ώρα 12:00 UTC υπάρχει συμφωνία μεταξύ των δύο όσον αφορά τις περιοχές όπου σημειώθηκαν οι περισσότερες βροχές με κάποιες μικρές εξαιρέσεις. Οι περισσότερες βροχές σημειώθηκαν κυρίως στα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, στα δυτικά και νότια παράλια. Εξαίρεση αποτελεί η ακτογραμμή στα δυτικά παράλια όπου συγκεντρώθηκαν μικρότερες ποσότητες βροχής (2-10 mm βροχής). Εδώ παρουσιάζεται μια ανομοιομορφία, με βάση τον Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 18/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/16 πραγματικό χάρτη, που το τρέξιμο αυτό δεν ήταν σε θέση να προβλέψει. Επίσης, στα ανατολικά-βορειοανατολικά δεν υπάρχει ομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης. Το τρέξιμο αυτό προέβλεψε σωστά την ανομοιομορφία στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια αφου προέβλεπε βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης αρχικά, με ξεσπάσματα βροχών έως ισχυρής έντασης κατά διαστήματα. Για μερικές περιοχές του εσωτερικού και των βόρειων παραλίων προβλέπονταν διάσπαρτες και τοπικές βροχές με διαφορετική ένταση (ανομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης) μέσα από το τρέξιμο, ενώ μέσα από τον πραγματικό χάρτη παρατηρείται σχετικά ομοιόμορφη κατανομή στις περιοχές αυτές. Παρόλα αυτά, το εσωτερικό και βόρεια παράλια του νησιού συγκεντρώνουν τις χαμηλότερες ποσότητες βροχόπτωσης για το 24ωρο αυτό, σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη. Αυτό, επαληθεύει την ποιοτική πρόγνωση του μοντέλου που εκτίμησε ότι θα σημειώνονταν οι λιγότερες βροχές σε αυτές τις περιοχές. Αξιοσημείωτο είναι επίσης το γεγονός ότι η περιοχή που πήρε την περισσότερη ποσότητα βροχής στην προηγούμενη μέρα βροχής, οι βορειοανατολικές περιοχές της ομβροσκιάς του Τροόδους, ήταν οι περιοχές με την λιγότερη βροχή για το συγκεκριμένο συμβάν. Και στις δύο περιπτώσεις, το μοντέλο έδωσε λίγη

185 179 βροχή, κάτι που αποδεικνύει την αδυναμία του να προβλέψει με ακρίβεια την πραγματική βροχή. Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 00:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/ /01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

186 180 17/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 17/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (18/01/16) 17/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (18/01/16)

187 181 18/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 17/01/2016, τρέξιμο 17/01/2016, 00:00 UTC Μέσα από την παρουσίαση των 25 διαδοχικών εικόνων του πιο πάνω τρεξίματος γίνεται μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 17/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-19:00 UTC, 17/01/2016, προβλέπονται διάσπαρτες βροχές κυρίως στα ορεινά του Τροόδους (κεντρικά τμήματα της Κύπρου), και βόρεια παράλια. Η ένταση των

188 182 βροχοπτώσεων που φαίνεται αυτή την περίοδο, χαρακτηρίζεται ως χαμηλή και κυμαίνεται από 0,1-2 mm/h. Για την περίοδο 20:00-23:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων. Επιδείνωση του καιρού προβλέπεται από τις 23:00 UTC και μετά με βροχές μέτριας έως ισχυρής έντασης κυρίως στα κεντροδυτικά τμήματα της οροσειράς του Τροόδους, δυτικά και νότια-νοτιοδυτικά παράλια με την ένταση της βροχόπτωσης να κυμαίνεται από 2,6-12,8 mm/h. Οι βροχές από τις 01:00-06:00 UTC, 18/01/2016 προβλέπεται να επεκτείνονται πιο ανατολικά στο μεγαλύτερο μέρος του νησιού. Τα ασθενέστερα φαινόμενα βροχών προβλέπονται για το εσωτερικό ( mm/h), ενώ τα περισσότερα φαινόμενα με μέτρια έως ισχυρή ένταση βροχόπτωσης εκτιμώνται για τα ορεινά του Τροόδους και τα βορειοδυτικά παράλια (3,2-12,8 mm/h). Για τα υπόλοιπα παράλια προβλέπονται ασθενείς έως μέτριας έντασης βροχοπτώσεις (0,8-5,6 mm/h). Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής προβλέπονται για το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες βροχοπτώσεις για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα δυτικάβορειοδυτικά και νότια παράλια. Αυτό καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης αλλά και από την ένταση του υετού στους χάρτες του προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης Σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 16/01/2016, ώρα 12:00 UTC, παρατηρούνται ομοιότητες αλλά και ασυμφωνίες του μοντέλου με την πραγματικότητα. Η μεγαλύτερη βροχόπτωση σημειώθηκε στην περιοχή του Τροόδους (25 mm βροχής) και αυτό αποτελεί επαλήθευση του συγκεκριμένου τρεξίματος που έδινε τις περισσότερες βροχές κυρίως στα κεντρικά και δυτικά τμήματα της οροσειράς του Τροόδους. Όσον αφορά το εσωτερικό του νησιού φαίνεται ότι η πρόγνωση της κατανομής του υετού από το τρέξιμο Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 17/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/16 αυτό υποεκτίμησε τη βροχόπτωση για το εσωτερικό και, αντιθέτως, υπερεκτίμησε τη βροχόπτωση στην ακτογραμμή (δυτικά και νότια παράλια). Μοναδική εξαίρεση αποτελεί μία μεμονωμένη περιοχή στα νοτιοανατολικά παράλια που συγκέντρωσε 5-10 mm. Οι περιοχές που δέχτηκαν ελάχιστες ή καθόλου βροχές είναι τα ανατολικά (περιοχή Αγίας Νάπας- Πρωταρά) και βόρεια-βορειοανατολικά παράλια (περιοχή Κερύνειας και ακρωτήρι Αποστόλου Ανδρέα). Επίσης, ελάχιστες ή καθόλου βροχές παρατηρήθηκαν και σε μεμονωμένες περιοχές των βορειοδυτικών παραλίων (περιοχή Ακάμα και Ξερού). Αυτό αποτελεί ασυμφωνία του τρεξίματος με την πραγματικότητα και αφορά τα παράλια και συγκεκριμένα την ακτογραμμή στα βορειοδυτικά, βόρεια και ανατολικά παράλια όπου υπήρχαν περιοχές όπου δεν καταγράφηκε καθόλου βροχόπτωση. Γενικά, ασυμφωνία του μοντέλου με την πραγματικότητα παρατηρήθηκε για τα παράλια και μερικές περιοχές του εσωτερικού, ενώ το μοντέλο επαληθεύτηκε σωστά για τη μέγιστη βροχόπτωση που σημειώθηκε στην περιοχή του Τροόδους. Συμπερασματικά, το τρέξιμο του WRF στις 17/01/2016, ώρα 00:00 UTC δεν διαφέρει σημαντικά από το τρέξιμο στις 16/01/2016, ώρα

189 183 12:00 UTC, όσον αφορά τα αποτελέσματα των χαρτών υετού που προκύπτουν. Δηλαδή, ένας προγνώστης λαμβάνοντας υπόψη μόνο ένα από τα δύο τρεξίματα, καταλήγει σχεδόν στα ίδια συμπεράσματα και στην ίδια πρόγνωση. Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 00:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/ /01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

190 184 18/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (19/01/2016) 18/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (19/01/2016)

191 185 19/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/2016, τρέξιμο 17/01/2016, 00:00 UTC Σε συνέχεια του ίδιου τρεξίματος, που εμφανίστηκε στην προηγούμενη παράγραφο, παρουσιάζονται οι αμέσως επόμενες 25 διαδοχικές εικόνες υετού για μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-12:00 UTC, 18/01/2016, προβλέπονται τοπικές βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης σχεδόν σε

192 186 όλο το νησί (ένταση βροχοπτώσεων: 0,1 8 mm/h). Για κάποιες περιοχές στην οροσειρά του Τροόδους, αλλά και στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια εκτιμάται ότι η ένταση θα είναι μέτριας έως ισχυρής έντασης κατά διαστήματα (ένταση βροχοπτώσεων: 3,2 12,8 mm/h). Για την περίοδο 12:00-23:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων στις περισσότερες περιοχές με εξαίρεση την οροσειρά του Τροόδους, τα δυτικά-βορειοδυτικά και νότια παράλια όπου συνεχίζεται να προβλέπονται βροχές ασθενής έως μέτριας έντασης (ένταση βροχοπτώσεων: 0,8 8 mm/h). Για την περίοδο 00:00-06:00 UTC, 19/01/2016 εκτιμάται γενική εξασθένηση των φαινομένων υετού με μεμονωμένες ασθενείς βροχές (0,1-2 mm/h) κυρίως στα παράλια γύρω από το νησί και σο δυτικό κομμάτι της Κύπρου. Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής προβλέπονται για τα βόρεια παράλια και το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα δυτικά και νότια παράλια. Αυτό καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης αλλά και από την ένταση του υετού στους χάρτες του προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης Σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 17/01/2016, ώρα 00:00 UTC υπάρχει συμφωνία μεταξύ των δύο όσον αφορά τις περιοχές όπου σημειώθηκαν οι περισσότερες βροχές με κάποιες μικρές εξαιρέσεις. Οι περισσότερες βροχές σημειώθηκαν κυρίως στα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, στα δυτικά και νότια παράλια. Εξαίρεση αποτελεί η ακτογραμμή στα δυτικά παράλια όπου συγκεντρώθηκαν μικρότερες ποσότητες βροχής (2-10 mm βροχής). Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 18/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/16 Εδώ παρουσιάζεται μια ανομοιομορφία, με βάση τον πραγματικό χάρτη, που το τρέξιμο αυτό δεν ήταν σε θέση να προβλέψει. Επίσης, στα ανατολικά-βορειοανατολικά δεν υπάρχει ομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης. Το τρέξιμο αυτό προέβλεψε σωστά την ανομοιομορφία στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια αφου προέβλεπε βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης αρχικά, με ξεσπάσματα βροχών μέχρι ισχυρής έντασης κατά διαστήματα. Για μερικές περιοχές του εσωτερικού και των βόρειων παραλίων προβλέπονταν διάσπαρτες και τοπικές βροχές με διαφορετική ένταση (ανομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης) μέσα από το τρέξιμο, ενώ μέσα από τον πραγματικό χάρτη παρατηρείται σχετικά ομοιόμορφη κατανομή στις περιοχές αυτές. Παρόλα αυτά, το εσωτερικό και βόρεια παράλια του νησιού συγκεντρώνουν τις χαμηλότερες ποσότητες βροχόπτωσης για το 24ωρο αυτό, σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη. Αυτό, επαληθεύει την ποιοτική πρόγνωση του μοντέλου που εκτιμούσε ότι θα σημειώνονταν οι λιγότερες βροχές σε αυτές τις περιοχές.

193 187 Τρέξιμο μοντέλου στις 17/01/2016, 12:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 18/01/2016, 06:00 UTC μέχρι 19/01/2016, 06:00 UTC. 18/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

194 188 18/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (19/01/2016) 18/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (19/01/2016)

195 189 18/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/2016, τρέξιμο 17/01/2016, 12:00 UTC Εξετάζοντας το τρέξιμο αυτό γίνεται μελέτη της μοντελοποιημένης κατανομής της βροχόπτωσης της επόμενης μέρας. Πιο πάνω παρουσιάζονται 25 διαδοχικές εικόνες υετού για μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-15:00 UTC, 18/01/2016, προβλέπονται βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας

196 190 έντασης σχεδόν σε όλο το νησί (ένταση βροχοπτώσεων: 0,1 3,2 mm/h). Για κάποιες μεμονωμένες περιοχές στην οροσειρά του Τροόδους, εκτιμάται ότι η ένταση θα είναι μέτριας έως ισχυρής έντασης κατά διαστήματα (ένταση βροχοπτώσεων: 3,2 12,8 mm/h). Για την περίοδο 15:00-23:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων στις περισσότερες περιοχές με εξαίρεση την οροσειρά του Τροόδους και τα παράλια όπου συνεχίζεται να προβλέπονται τοπικές βροχές ασθενής έως μέτριας έντασης (ένταση βροχοπτώσεων: 0,8 3,2 mm/h). Για την περίοδο 00:00-06:00 UTC, 19/01/2016 εκτιμάται γενική εξασθένηση των φαινομένων υετού με μεμονωμένες ασθενείς βροχές (ένταση υετού: 0,1-2 mm/h) κυρίως στα παράλια γύρω από το νησί και στο δυτικό κομμάτι της Κύπρου. Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής για το 24ωρο αυτό προβλέπονται για τα βόρεια παράλια και το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα δυτικά-βορειοδυτικά και νότια παράλια. Αυτό καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης υετού στους χάρτες του τρεξίματος αυτού όπως φαίνεται πιο πάνω σετ χαρτών για τη συγκεκριμένη περίοδο. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης Σϋμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 17/01/2016, ώρα 12:00 UTC υπάρχει συμφωνία μεταξύ των δύο όσον αφορά τις περιοχές όπου σημειώθηκαν οι περισσότερες βροχές με κάποιες μικρές εξαιρέσεις. Οι περισσότερες βροχές σημειώθηκαν κυρίως στα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, στα δυτικά και νότια παράλια. Εξαίρεση αποτελεί η ακτογραμμή στα δυτικά παράλια όπου συγκεντρώθηκαν μικρότερες ποσότητες βροχής (2-10 mm βροχής). Εδώ παρουσιάζεται μια ανομοιομορφία, με βάση τον Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 18/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/16 πραγματικό χάρτη, που το τρέξιμο αυτό δεν ήταν σε θέση να προβλέψει. Για μερικές περιοχές του εσωτερικού και των βόρειων παραλίων προβλέπονταν διάσπαρτες και τοπικές βροχές με διαφορετική ένταση (ανομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης) μέσα από το τρέξιμο, ενώ μέσα από τον πραγματικό χάρτη παρατηρείται σχετικά ομοιόμορφη κατανομή στις περιοχές αυτές. Παρόλα αυτά, το εσωτερικό και βόρεια παράλια του νησιού συγκεντρώνουν τις χαμηλότερες ποσότητες βροχόπτωσης για το 24ωρο αυτό, σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη. Αυτό, επαληθεύει την ποιοτική πρόγνωση του μοντέλου που εκτιμούσε ότι θα σημειώνονταν οι λιγότερες βροχές σε αυτές τις περιοχές.

197 191 Τρέξιμο μοντέλου στις 18/01/2016, 00:00 UTC Διακριτική Ικανότητα: 2 km Τοπικό μοντέλο (Κύπρος): Αναπαράσταση της πρόγνωσης της βροχόπτωσης ανά ώρα για την περίοδο από 18/01/2016, 06:00 UTC μέχρι 19/01/2016, 06:00 UTC. 18/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 07:00 UTC, 09:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 08:00 UTC, 10:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 09:00 UTC, 11:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 10:00 UTC, 12:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 11:00 UTC, 13:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 12:00 UTC, 14:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 13:00 UTC, 15:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 14:00 UTC, 16:00 τοπική ώρα

198 192 18/01/2016, 15:00 UTC, 17:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 16:00 UTC, 18:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 17:00 UTC, 19:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 18:00 UTC, 20:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 19:00 UTC, 21:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 20:00 UTC, 22:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 21:00 UTC, 23:00 τοπική ώρα 18/01/2016, 22:00 UTC, 00:00 τοπική ώρα (19/01/2016) 18/01/2016, 23:00 UTC, 01:00 τοπική ώρα (19/01/2016)

199 193 19/01/2016, 00:00 UTC, 02:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 01:00 UTC, 03:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 02:00 UTC, 04:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 03:00 UTC, 05:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 04:00 UTC, 06:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 05:00 UTC, 07:00 τοπική ώρα 19/01/2016, 06:00 UTC, 08:00 τοπική ώρα Ποιοτική πρόγνωση και σύγκριση υετού για τις 18/01/2016, τρέξιμο 18/01/2016, 00:00 UTC Εξετάζοντας το τρέξιμο αυτό γίνεται μελέτη της θεωρητικής κατανομής της βροχόπτωσης της επόμενης μέρας. Πιο πάνω παρουσιάζονται 25 διαδοχικές εικόνες υετού για μία ποιοτική και γενική πρόγνωση της κατανομής αλλά και της έντασης του υετού για την περίοδο από 06:00 UTC, 18/01/2016 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/2016. Αρχικά, για την περίοδο 06:00-10:00 UTC, 18/01/2016, προβλέπονται βροχές κυρίως ασθενής έως μέτριας έντασης σχεδόν σε όλο το νησί (ένταση βροχοπτώσεων: 0,1-8 mm/h). Για κάποιες

200 194 μεμονωμένες περιοχές στην οροσειρά του Τροόδους, εκτιμάται ότι η ένταση θα είναι μέτριας έως ισχυρής έντασης κατά διαστήματα (ένταση βροχοπτώσεων: 3,2 12,8 mm/h). Για την χρονική περίοδο 11:00-14:00 προβλέπονται βροχές ισχυρής έντασης σε περιοχές του εσωτερικού και στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια (ένταση υετού: 8-25,6 mm/h). Για την περίοδο 15:00-00:00 UTC διαφαίνεται εξασθένηση των φαινομένων στο εσωτερικό και ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια, με εξαίρεση την οροσειρά του Τροόδους και τα υπόλοιπα παράλια όπου συνεχίζεται να προβλέπονται τοπικές βροχές ασθενής έως μέτριας έντασης (ένταση βροχοπτώσεων: 0,8 8 mm/h). Για την περίοδο 01:00-06:00 UTC, 19/01/2016 εκτιμάται γενική εξασθένηση των φαινομένων υετού με μεμονωμένες ασθενείς βροχές (ένταση υετού: 0,1-2 mm/h) κυρίως στα δυτικά και βόρεια παράλια στην ακτογραμμή. Γενικά, οι μικρότερες συγκεντρώσεις βροχής για το 24ωρο αυτό προβλέπονται για τα βόρεια παράλια και το εσωτερικό και οι μεγαλύτερες για τα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, τα βορειοανατολικά, τα δυτικά-βορειοδυτικά και νότια παράλια. Αυτό καθορίζεται από τη συχνότητα εμφάνισης αλλά και από την ένταση του υετού στους χάρτες του προκύπτουν από το τρέξιμο αυτό. Σύγκριση με την πραγματική κατανομή βροχόπτωσης. Σϋμφωνα με τον πραγματικό χάρτη βροχόπτωσης και τα αποτελέσματα των χαρτών υετού του τρεξίματος στις 18/01/2016, ώρα 00:00 UTC υπάρχει συμφωνία μεταξύ των δύο όσον αφορά τις περιοχές όπου σημειώθηκαν οι περισσότερες βροχές με κάποιες μικρές εξαιρέσεις. Οι περισσότερες βροχές σημειώθηκαν κυρίως στα ορεινά της οροσειράς του Τροόδους, στα δυτικά και νότια παράλια. Εξαίρεση αποτελεί η ακτογραμμή στα δυτικά παράλια όπου συγκεντρώθηκαν μικρότερες ποσότητες βροχής (2-10 mm βροχής). Επίσης, μια ασυμφωνία του τρεξίματος αυτού Πραγματικός χάρτης κατανομής βροχόπτωσης. Ισχύει από 06:00 UTC, 18/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 19/01/16 εμφανίζεται για τα βορειοανατολικά παράλια και μερικές περιοχές του εσωτερικού όπου προβλέφθηκε μεγάλη ένταση βροχόπτωσης (μέχρι και 25,6 mm/h) για 2 διαδοχικές ώρες, ενώ συγκεντρώθηκαν αρκετά μικρότερες ποσότητες βροχής (0,1-10 mm) στις περιοχές αυτές. Εδώ παρουσιάζεται μια ανομοιομορφία, με βάση τον πραγματικό χάρτη, που το τρέξιμο αυτό δεν ήταν σε θέση να προβλέψει. Για μερικές περιοχές του εσωτερικού και των βόρειων παραλίων προβλέπονταν διάσπαρτες και τοπικές βροχές με διαφορετική ένταση (ανομοιόμορφη κατανομή βροχόπτωσης) μέσα από το τρέξιμο, ενώ μέσα από τον πραγματικό χάρτη παρατηρείται σχετικά ομοιόμορφη κατανομή στις περιοχές αυτές. Παρόλα αυτά, το εσωτερικό και βόρεια παράλια του νησιού συγκεντρώνουν τις χαμηλότερες ποσότητες βροχόπτωσης για το 24ωρο αυτό, σύμφωνα με τον πραγματικό χάρτη. Αυτό, επαληθεύει την ποιοτική πρόγνωση του μοντέλου που εκτιμούσε ότι θα σημειώνονταν οι λιγότερες βροχές σε αυτές τις περιοχές.

201 195 Κεφάλαιο 9 - Συμπεράσματα Μέσα από την ανάλυση της συνοπτικής κυκλοφορίας των ατμοσφαιρικών συστημάτων συμπεραίνονται τα εξής: Η Μετεωρολογία χρησιμοποιεί τους πραγματικούς χάρτες ως διαγνωστικό και επιχειρησιακό εργαλείο, αφού τα δεδομένα που προκύπτουν χορηγούνται σε υπολογιστικά συστήματα, ως αρχικές συνθήκες, προκειμένου να παραχθούν προϊόντα αριθμητικής πρόγνωσης καιρού τόσο σε παγκόσμιο όσο και σε τοπικό επίπεδο. Οι παρατηρήσεις SYNOP, METAR και TEMP στην επιφάνεια και στην ανώτερη ατμόσφαιρα αντίστοιχα, αποτελούν τα βασικά θεμέλια για την χαρτογράφηση των πραγματικών συνθηκών της ατμόσφαιρας. Η χαρτογράφηση των καιρικών συνθηκών τόσο στην επιφάνεια όσο και στον κατακόρυφο άξονα της ατμόσφαιρας αποτελεί το πρώτο εργαλείο στα χέρια του προγνώστη. Ο προγνώστης θα σχεδιάσει πάνω στους εν λόγω χάρτες τα μετεωρολογικά συστήματα καιρού και θα συγκρίνει τα συστήματα αυτά με τα αποτελέσματα που προκύπτουν από τα αριθμητικά μοντέλα πρόγνωσης καιρού. Η μελέτη των δορυφορικών εικόνων που προκύπτουν από γεωστατικούς δορυφόρους ή δορυφόρους πολικής τροχιάς είναι ιδιαίτερα σημαντική επειδή είναι δυνατή η συνεχής παρατήρηση της κάτοψης των μετεωρολογικών συστημάτων. Μέσα από την παρατήρηση των δορυφορικών εικόνων εντοπίζονται οι υφέσεις, τα μέτωπα, η διάταξη των αερίων μαζών, τα καταιγιδοφόρα νέφη και η κυκλοφορία του ανέμου στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Ο σχηματισμός ενός καλά οργανωμένου χαμηλού βαρομετρικού που συνοδεύεται από μέτωπα στην επιφάνεια, συνδέεται με μια διαταραχή στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Αυτή η διαταραχή είναι ένας αυλώνας χαμηλών πιέσεων ή σκάφη χαμηλών υψών που ευνοεί την ανάπτυξη χαμηλών βαρομετρικών ανατολικά της γραμμής του (trough line) και την ανάπτυξη υψηλών βαρομετρικών δυτικά της γραμμής του. Ο αυλώνας χαμηλών πιέσεων στην ανώτερη ατμόσφαιρα συνδέεται με τιμές χαμηλής ατμοσφαιρικής πίεσης ή υψών και συνοδεύει ψυχρές αέριες μάζες, ενώ η σφήνα υψηλών πιέσεων συνδέεται με τιμές ψηλής ατμοσφαιρικής πίεσης ή υψών και συνοδεύει θερμές αέριες μάζες. Μέσα από την σύγκριση του αριθμητικού μοντέλου πρόγνωσης καιρού WRF με τις πραγματικές συνθήκες συμπεραίνονται τα εξής: Το αριθμητικό μοντέλο WRF και οποιοδήποτε άλλο μοντέλο καιρού, αποτελεί ένα εργαλείο προσεγγιστικής πρόγνωσης της κατάστασης της ατμόσφαιρας στο μέλλον και δεν πρέπει ποτέ να θεωρείται δεδομένο. Σε αυτό υπεισέρχονται σφάλματα θεωρητικής φύσης (μη ακριβές θεωρητικό μοντέλο), σφάλματα αρχικών συνθηκών, σφάλματα πρόγνωσης και στατιστικά σφάλματα πολλαπλών πράξεων κατά την επίλυση των διαφορικών εξισώσεων.

202 196 Μέσα από τη σύγκριση των αποτελεσμάτων του μοντέλου WRF με την πραγματικότητα για την ατμοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια φαίνεται, ποιοτικά, ότι είναι συμβατό με την πραγματικότητα στην κατάσταση όπου η κατανομή της πίεσης είναι ομοιόμορφη. Στην κατάσταση που εμφανίζεται ανομοιόμορφη κατανομή της πίεσης, ως απόρροια ενός χαμηλού βαρομετρικού, υπερεκτιμά τη βαροβαθμίδα και προβλέπει δηλαδή μικρότερες τιμές της ατμοσφαιρικής πίεσης σε μικρότερο χωρικό διάστημα σε σχέση με τις πραγματική κατανομή πίεσης. Έχει δηλαδή προτίμηση προς τα κάτω (bias) σε σχέση με την πραγματική τιμή που αποτελεί συστηματικό σφάλμα. Μέσα από τη σύγκριση των αποτελεσμάτων του μοντέλου WRF με την πραγματικότητα για την θερμοκρασία στις 4 μεγαλύτερες πόλεις της Κύπρου παρατηρείται επίσης συστηματικό σφάλμα πρόγνωσης (bias). Στις περισσότερες περιπτώσεις τα τρεξίματα του μοντέλου υποεκτιμούν την πραγματική θερμοκρασία. Δηλαδή, προβλέπουν χαμηλότερη θερμοκρασία σε σχέση με την πραγματική. Το βράδυ η θερμοκρασία υπερεκτιμάται και αυτό παρατηρείται κυρίως στις παράλιες περιοχές. Βέβαια, υπάρχουν και περιπτώσεις που οι τιμές του μοντέλου συμπίπτουν με τις πραγματικές αλλά αυτές εμφανίζονται σε μικρότερη συχνότητα. Μέσα από τις γραφικές παραστάσεις όπου συγκρινόταν η μέση τιμή των θερμοκρασιών για διαφορετικά σετ διαδοχικών τρεξιμάτων με την πραγματική τιμή της θερμοκρασίας για κάθε μέρα και για κάθε περιοχή ξεχωριστά, διαφαίνονται τα πιο πάνω συμπεράσματα. Στις περιπτώσεις όπου η πραγματική τιμή είναι εκτός του εύρους που ορίζεται από τη μέση τιμή ± το ολικό σφάλμα δικαιολογείται η παρουσία συστηματικού σφάλματος. Το συστηματικό σφάλμα εκτιμήθηκε σύμφωνα με τον τύπο του Bias, όπως παρουσιάζεται στο κεφάλαιο 8.4. Μέσα από τη σύγκριση των αποτελεσμάτων του μοντέλου WRF με την πραγματικότητα για την υετό που σημειώθηκε στο νησί το διήμερο Ιανουαρίου εξάγονται τα εξής συμπεράσματα: (α) Οι αναμενόμενες ποσότητες υετού είναι δύσκολο να προβλεφθούν, παρόλο που παρουσιάζονται ως τιμές έντασης υετού στα αριθμητικά μοντέλα πρόγνωσης καιρού. Αποτελούν απλά μια προσέγγιση της πραγματικότητας, η οποία στην πράξη έχει αποδειχθεί ότι δεν είναι και τόσο αξιόπιστη. Επομένως, αυτό που μελετάει ένας προγνώστης καιρού, όσον αφορά τον υετό, είναι οι περιοχές οι οποίες είναι πιο πιθανό να επηρεαστούν από τις βροχές και τη σχετική ένταση των φαινομένων. (β) Τα τρεξίματα του μοντέλου στις 16/01/2016, 12:00 UTC και 17/01/2016, 00:00 UTC προβλέπουν βροχή για ολόκληρη την επικράτεια της Κύπρου για την περίοδο 06:00 UTC, 17/01/16 μέχρι 06:00 UTC, 18/01/16, κάτι που στην πραγματικότητα δεν συνέβηκε. Το ανομοιόμορφο ανάγλυφο της Κύπρου, καθώς και τα διάφορα μικροκλίματα που έχει, δεν επιτρέπει στο μοντέλο να μοντελοποιήσει την ακριβή κατανομή της βροχόπτωσης. Για παράδειγμα, την μέρα 17/01/2016 οι περισσότερες βροχές σημειώθηκαν στο βορειοδυτικό κομμάτι του Τροόδους. Παρόλα αυτά υπήρχαν περιοχές στα βορειοδυτικά παράλια που δεν σημειώθηκε ούτε σταγόνα. Το τοπικό μοντέλο WRF δεν μπορούσε να προβλέψει αυτή την εξαιρετική τοπικότητα των φαινομένων.

203 197 Παράρτημα 1 Πίνακας: Προφίλ του Standard atmosphere Πηγή: Essentials of Meteorology, An Invitation to the Atmosphere, 3rd edition Το μοντέλο «Standard Atmosphere» είναι ένα ατμοσφαιρικό μοντέλο που καταδεικνύει πώς μεταβάλλεται η πίεση (pressure), η θερμοκρασία (temperature) και η πυκνότητα (density) της ατμόσφαιρας με το ύψος (Altitude). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό η πίεση στην επιφάνεια της Γης είναι 1013,25 hpa, η θερμοκρασία 15 C και η πυκνότητα του αέρα 1,225 kg/m3. Οι ποσότητες αυτές μεταβάλλονται καθ ύψος ακολουθώντας την υδροστατική εξίσωση και την καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων.

204 198 Παράρτημα 2 Υδροστατική εξίσωση - Απόδειξη Θεωρούμε την ατμόσφαιρα ως μια κυλινδρική επιφάνεια με εμβαδό διατομής Α και ύψος Ζ. Έστω μια κυλινδρική στήλη αέρα, εντός της ατμόσφαιρας, με εμβαδόν διατομής Α και στατικό ύψος dz (βλέπε σχήμα). Σε αυτή την στήλη αέρα εξασκούνται 3 δυνάμεις: Η δύναμη της βαρύτητας B και δύο δυνάμεις F 1 και F 2, οι οποίες είναι αντίρροπες μεταξύ τους, στις δύο βάσεις της κυλινδρικής στήλης αέρα. Σε μια στατική χωρίς κινήσεις ατμόσφαιρα ισχύει η ισορροπία δυνάμεων: Α Z F 1 dz F 2 Β ΣFy = 0 B + F2 = F1 F2 F1 = B P2 P1 = B A (P2 P1) A = B dp = dm g A dz A ρ g dp = A dp = ρ g dz dv ρ g = A

205 199 Παράρτημα 3 Μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος - Απόδειξη Υδροστατική εξίσωση: dp = dz ρ g Καταστατική εξίσωση: P = ρ R T Διαιρώντας την υδροστατική με την καταστατική εξίσωση προκύπτει το εξής: dp P = gdz gdz d(lnp) = RT RT Pz d(lnp) = g Po ln ( Pz ) = gz Po RT Z R T dz 0 Παράρτημα 4 Pz = Po e (gζ RT ) Κινητική θεωρία των αερίων Στο παράρτημα αυτό θα αποδειχθεί ότι υπάρχει η δυνατότητα περιγραφής φυσικών ιδιοτήτων μεγάλης κλίμακας με τη μελέτη ιδιοτήτων στην ατομική κλίμακα, κατά την οποία θεωρούμε ότι η ύλη αποτελείται από ένα σύνολο μορίων. Θα μελετηθεί η μοριακή συμπεριφορά των αερίων στα οποία οι αλληλεπιδράσεις τους θεωρούνται αμελητέες. Στη γενικά αποδεκτή σήμερα θεωρία της συμπεριφοράς των αερίων, τη λεγόμενη κινητική θεωρία, τα μόρια των αερίων κινούνται εντελώς τυχαία. Η κινητική θεωρία των αερίων επεξηγεί την ισοδυναμία των ενεργειών ανάμεσα στην κινητική ενέργεια των μορίων του αερίου και την εσωτερική ενέργεια του συστήματος. Βασιζόμενοι στην κινητική θεωρία μπορεί να κατανοηθεί η έννοια της θερμοκρασίας. Μοριακό μοντέλο της πίεσης ενός ιδανικού αερίου Σε αυτό το σημείο θα παρουσιαστεί ένα απλό και ιδανικό μοντέλο που περιγράφει ένα ιδανικό αέριο στην ατομική κλίμακα. Το μοντέλο αυτό είναι συνεπές με την μακροσκοπική περιγραφή ενός ιδανικού αερίου. Οι υποθέσεις/παραδοχές που γίνονται για το μοντέλο αυτό είναι οι εξής: 1. Το αέριο αποτελείται από μεγάλο αριθμό μορίων. Η μέση απόσταση ανάμεσα στα μόρια είναι μεγάλη σε σύγκριση με τις διαστάσεις τους. Επομένως, ο όγκος των

206 200 μορίων θεωρείται αμελητέος σε σύγκριση με τον όγκο του δοχείου. Τα μόρια θεωρούνται σημειακά σωματίδια. 2. Τα μόρια κινούνται εντελώς τυχαία, ήτοι κινούνται με την ίδια πιθανότητα προς κάθε κατεύθυνση και με διάφορες ταχύτητες. Η κατανομή των ταχυτήτων των μορίων είναι αμετάβλητη ως προς το χρόνο. 3. Οι συγκρούσεις ανάμεσα στα μόρια είναι ελαστικές και γι αυτό διατηρείται τόσο η ορμή όσο και η κινητική τους ενέργεια. 4. Οι δυνάμεις που ασκούνται μεταξύ μορίων θεωρούνται αμελητέες εκτός από τις περιπτώσεις που τα μόρια συγκρούονται μεταξύ τους. 5. Το υπό μελέτη αέριο θεωρείται αμιγές. Δηλαδή δεν έχει προσμίξεις ή με άλλα λόγια αποτελείται από πανομοιότυπα μόρια. 6. Το αέριο βρίσκεται σε θερμική ισορροπία με τα τοιχώματα του δοχείου που το περιέχει. Επομένως τόσο τα εκπεμπόμενα όσο και τα εισερχόμενα μόρια εντός του κυβικού συστήματος του ιδανικού αερίου, έχουν την ίδια μέση κινητική ενέργεια. Αναπαράσταση του μοντέλου του ιδανικού αερίου Θεωρούμε δοχείο σε σχήμα κύβου, ακμής d, που περιέχει ιδανικό αέριο. Το ιδανικό αέριο αποτελείται από Ν μόρια τα οποία βρίσκονται μέσα σε ένα κυβικό δοχείο όγκου V. Στο μοντέλο αυτό μελετάται η κρούση ενός μορίου με ταχύτητα U (U x, U y,u z ), το οποίο κατευθύνεται προς μία πλευρά (τοίχωμα) του κυβικού δοχείου. Καθώς το μόριο συγκρούεται ελαστικά με το τοίχωμα του δοχείου αλλάζει κατεύθυνση κατά 180 στην x- διεύθυνση ενώ οι συνιστώσες U y και U z παραμένουν αμετάβλητες. Αυτό μπορεί να συμβεί εναλλακτικά τόσο στον y όσο και στον z άξονα με τις άλλες 2 συνιστώσες να παραμένουν αμετάβλητες αντιστοίχως. Συνεπώς, η μεταβολή της ορμής του μορίου στον x-άξονα είναι: Δpx = mux (mux) = 2mUx Αφού η ορμή του συστήματος διατηρείται πάντοτε σε κάθε κρούση, το τοίχωμα του δοχείου κερδίζει ορμή ίση με 2mU x. Για να συγκρουστεί το ίδιο μόριο για δεύτερη φορά με το ίδιο τοίχωμα πρέπει να καλύψει απόσταση 2d κατά μήκος του άξονα x στο χρονικό διάστημα Δt. Το χρονικό διάστημα αυτό είναι Δt = 2d/U x. Το μόριο ασκεί μια δύναμη F πάνω στο τοίχωμα. Από τον ορισμό της ώθησης που ισούται με τη μεταβολή της ορμής έχουμε: FΔt = Δpx = 2mUx F = 2mUx = 2mUx Δt 2d/Ux = mux2 d Η ολική δύναμη που ασκείται πάνω στο τοίχωμα είναι το άθροισμα τέτοιων όρων (μορίων) που ασκούν μια συνολική δύναμη πάνω σε όλα τα σωμάτια του τοιχώματος. Επομένως, για να βρεθεί η πίεση σε όλο το τοίχωμα διαιρούμε την ολική δύναμη διά της επιφάνειας του τοιχώματος d 2 :

207 201 P = ΣF A = m d 3 (Ux12 + Ux2 2 + ) Όπου τα U x1, U x2, περιγράφουν τη συνιστώσα x της ταχύτητας U (Ux,Uy,Uz) του σωματίου 1,2, Η μέση τιμή του αθροίσματος της παρένθεσης είναι: Ux 2 = Ux12 + Ux2 2 + N Ο όγκος του δοχείου ισούται με V = d 3. Επομένως η πίεση μπορεί να γραφτεί ως εξής: P = Nm V Ux2 Το τετράγωνο του μέτρου της ταχύτητας είναι: U 2 = Ux 2 + Uy 2 + Uz 2 Κανένα από τα μόρια δεν έχει προτίμηση σε μια συγκεκριμένη κατεύθυνση. Λόγω του τρισδιάστατου μοντέλου πανομοιότυπες μεταβολές στην ορμή και κατ επέκταση στη μέση ταχύτητα μορίων έχουμε και στους άλλους 2 άξονες. Επομένως οι μέσες τιμές ταχύτητας έχουν ως εξής: Ux 2 = Uy 2 = Uz 2 = 1 3 U2 Η πίεση τώρα μπορεί να γραφτεί ως ακολούθως: P = 1 3 Nm V U2 = 2 3 N V (1 m U2 2 ) Η εξίσωση αυτή δείχνει ότι η πίεση είναι ανάλογη προς τον αριθμό των μορίων ανά μονάδα όγκου και προς τη μέση μοριακή κινητική (μεταφορική) ενέργεια. Χρησιμοποιώντας αυτό το υπεραπλουστευμένο μοντέλο φαίνεται μια σύνδεση των μακροσκοπικών μεγεθών της πίεσης και του όγκου με ένα μέγεθος της ατομικής κλίμακας, τη μέση μοριακή ταχύτητα. Συμπερασματικά, το μοντέλο αυτό είναι συνεπές με την μακροσκοπική περιγραφή ενός ιδανικού αερίου. Το αποτέλεσμα που προκύπτει βεβαίως δεν περιορίζεται σε κυβικά δοχεία αλλά έχει μία γενική ισχύ στα μακροσκοπικά μοντέλα όπως είναι η ατμόσφαιρα της γης που περιέχει αέρια που κατά προσέγγιση θεωρούνται ιδανικά.

208 202 Παράρτημα 5 Θερμοχωρητικότητα ιδανικού αερίου Εξετάζοντας την περίπτωση μονατομικού αερίου του οποίου κάθε μόριο περιέχει μόνο ένα άτομο, παρατηρείται ότι όλη η κινητική ενέργεια των μορίων που αποτελούν το αέριο οφείλεται στη μεταφορική κίνηση του κέντρου μάζας τους. Όταν θερμανθεί ένα ιδανικό μονατομικό αέριο, όλη η προστιθέμενη θερμική ενέργεια διατίθεται για την αύξηση της κινητικής μεταφορικής ενέργειας των μορίων. Χρησιμοποιώντας της σχέση της ολικής μεταφορικής ενέργειας που βρέθηκε από τον μοντέλο ιδανικού αερίου, παρατηρείται ότι η ολική εσωτερική ενέργεια των Ν μορίων ενός μονοατομικού ιδανικού αερίου είναι: U = 3 2 NkBT = 3 2 nrt Χρησιμοποιώντας τον 1 ο νόμο της θερμοδυναμικής προκύπτει ότι: Q = ΔU = 3 nr ΔT 2 Εάν μεταφέρουμε θερμότητα σε ένα ιδανικό μονοατομικό αέριο διατηρώντας τον όγκο σταθερό (ισοχωρική διεργασία) το έργο που παράγεται είναι μηδενικό. Όλη η παραχθείσα θερμότητα καταναλώνεται για να αυξηθεί η εσωτερική ενέργεια (και επομένως η θερμοκρασία) του αερίου αυτού. Εάν εξισώσουμε τις 2 εξισώσεις της θερμότητας βρίσκουμε τη θερμοχωρητικότητα ιδανικού μονοατομικού αερίου ανά mol για ισόχωρη μεταβολή: ncv ΔΤ = 3 nr ΔΤ 2 Cv = 3 J R = 12,5 2 mol K Όπου C v είναι η θερμοχωρητικότητα ανά mol υπό σταθερό όγκο. Εάν μεταφέρουμε θερμότητα σε ένα ιδανικό μονατομικό αέριο διατηρώντας σταθερή την πίεση (ισοβαρική διεργασία) αυξάνεται η θερμοκρασία, όπως και στην ισοχωρική διεργασία, κατά ΔΤ. Επομένως η θερμότητα που μεταφέρεται στο αέριο είναι: Q = ncp ΔΤ Όπου C p είναι η θερμοχωρητικότητα ανά mol υπό σταθερή πίεση. Στη διεργασία αυτή αυξάνεται ο όγκος και το έργο που παράγει το αέριο είναι: W = P ΔV Σύμφωνα με τον 1 ο νόμο της θερμοδυναμικής ισχύει το εξής: ΔU = Q W = ncp ΔΤ P ΔV Η ενέργεια που προσφέρεται στο σύστημα καταναλώνεται με δύο διαφορετικούς τρόπους. Καταναλώνεται με την παραγωγή έργου λόγω της αύξησης του όγκου του αερίου ενώ η υπόλοιπη ενέργεια αυξάνει την εσωτερική ενέργεια του συστήματος.

209 203 Παρόλα αυτή η μεταβολή στην εσωτερική ενέργεια του ιδανικού αερίου τόσο στην ισοχωρική όσο και στην ισοβαρική διεργασία είναι ίδια αφού η εσωτερική ενέργεια είναι ανάλογη της διαφορά θερμοκρασίας ΔΤ που και στις δύο περιπτώσεις είναι ίδια. Χρησιμοποιώντας την καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων θεωρώντας σταθερή πίεση κατά την ισοβαρική διεργασία έχουμε: P ΔV = nr ΔT Αντικαθιστώντας στην προηγούμενη εξίσωση βρίσκουμε ότι: ncv ΔT = ncp ΔT nrδt Cp Cv = R Η παραπάνω σχέση είναι πολύ σημαντική επειδή ισχύει για οποιοδήποτε ιδανικό αέριο. Ορίζει ότι η θερμοχωρητικότητα ανά mol ενός ιδανικού αερίου υπό σταθερή πίεση είναι μεγαλύτερη από τη θερμοχωρητικότητα ανά mol υπό σταθερό όγκο κατά R, όπου R είναι η παγκόσμια σταθερά αερίων. Το αποτέλεσμα αυτό ακολουθούν και τα πραγματικά αέρια υπό κανονικές συνθήκες πίεσης (1013 hpa) και θερμοκρασίας (273 K). Για μονοατομικά αέρια ισχύει ότι Cv = 3 R και επομένως από την πιο πάνω σχέση 2 βρίσκουμε ότι η θερμοχωρητικότητα υπό σταθερή πίεση C p είναι: Cp = 5 J R = 20,8 2 mol K Ο λόγος των θερμοχωρητικοτήτων ιδανικού αερίου είναι καθαρός αριθμός και συμβολίζεται ως εξής: γ = Cp = Cv 5 2 R 5 = 3 2 R 3 = 1,67 Οι τιμές των θερμοχωρητικοτήτων των πιο σύνθετων αερίων (διατομικών, τριατομικών κλπ) διαφέρουν ως προς τις τιμές των θερμοχωρητικοτήτων των μονοατομικών αερίων. Η απόδειξη των προηγούμενων σχέσεων αναφέρονταν καθαρά για μονοατομικά αέρια. Προφανώς, για πιο σύνθετα αέρια υπάρχουν συνεισφορές στη θερμοχωρητικότητα από την εσωτερική μοριακή δομή των αερίων που είναι κατ επέκταση πιο πολύπλοκη σε σχέση με την απλοποιημένη μοριακή δομή των μονοατομικών αέριων. Συγκεκριμένα, η εσωτερική ενέργεια και επομένως η θερμοχωρητικότητα ενός πολύπλοκου αερίου έχει συνεισφορές από την περιστροφική κίνηση καθώς και από την ταλάντωση των μορίων. (Για περισσότερα βλέπε κεφάλαιο 21.6 Serway, Physics for scientists, 3 rd edition) Σε γενικές γραμμές, οι θερμοχωρητικότητες των αερίων υπό σταθερή πίεση είναι πάντα μεγαλύτερες από τις θερμοχωρητικότητες των αερίων υπό σταθερό όγκο. Η διαφορά

210 204 έγκειται στο γεγονός ότι σε μια ισόχωρη διεργασία (κατάσταση σταθερού όγκου) δεν παράγεται καθόλου έργο και όλη η θερμότητα καταναλώνεται για την αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του αερίου, ενώ σε μια ισοβαρή διεργασία (κατάσταση σταθερής πίεσης) ένα μέρος της θερμότητας γίνεται έργο που παράγει το αέριο. Ο παρακάτω πίνακας καταδεικνύει τις πειραματικές μετρήσεις τόσο των μονοατομικών όσο και των σύνθετων αερίων (διατομικά και τριατομικά αέρια) όπου παρατηρούνται οι διαφορές στις θερμοχωρητικότητες μεταξύ τους. ΠΙΝΑΚΑΣ: ΘΕΡΜΟΧΩΡΗΤΙΚΟΤΕΣ ΑΝΑ MOL ΔΙΑΦΟΡΩΝ ΑΕΡΙΩΝ Πηγή: Serway, Physics for scientists and engineers, 3rd edition, σελίδα 141 Παράρτημα 6 Κλιματολογικά στοιχεία θερμοκρασίας Ιανουαρίου της τελευταίας τριακονταετίας Κανονικές κλιματικές τιμές θερμοκρασίας ( o C) Μέγιστη και Ελάχιστη Θερμοκρασία ανά 5 ημέρες (Πηγή: Μετεωρολογική Υπηρεσία Κύπρου) Παραθαλάσσια τμήματα: Πάφος, Λεμεσός, Λάρνακα Κεντρική πεδιάδα (εσωτερικό του νησιού): Αθαλάσσα Ορεινές περιοχές: Πρόδρομος

211 205 ΠΑΦΟΣ Α/Δ ΠΡΟΔΡΟΜΟΣ Δ.Κ.Κ. ΛΕΜΕΣΟΣ ΛΙΜΑΝΙ (ΝΕΟ) Αρ. Σταθμού: Αρ. Σταθμού: Αρ. Σταθμού: Γεωγρ. Πλάτος: 34o 42' Γεωγρ. Πλάτος: 34o 57' Γεωγρ. Πλάτος: 34o 39' Γεωγρ. Μήκος: 32o 28' Γεωγρ. Μήκος: 32o 49' Γεωγρ. Μήκος: 33o 0' Υψόμετρο: 10 m Υψόμετρο: 1380 m Υψόμετρο: 3 m Περίοδος: Περίοδος: Περίοδος: Ημέρες Μέγ.Θερμ. Ελάχ.Θερμ. Μέγ.Θερμ. Ελάχ.Θερμ. Μέγ.Θερμ. Ελάχ.Θερμ ΑΘΑΛΑΣΣΑ Ρ/Β ΛΑΡΝΑΚΑ Α/Δ Αρ. Σταθμού: Αρ. Σταθμού: Γεωγρ. Πλάτος: 35o 08' Γεωγρ. Πλάτος: 34o 52' Γεωγρ. Μήκος: 33o 23' Γεωγρ. Μήκος: 33o 37' Υψόμετρο: 162 m Υψόμετρο: 1m Περίοδος: Περίοδος: Ημέρες Μέγ.Θερμ. Ελάχ.Θερμ. Μέγ.Θερμ. Ελάχ.Θερμ Παράρτημα 7 Ορισμός έργου Απόδειξη Ας θεωρήσουμε ένα απομονωμένο σύστημα (βλέπε σχήμα πιο κάτω) ενός ιδανικού αερίου το οποίο βρίσκεται σε κυλινδρικό δοχείο και κλείνεται με ένα κινητό έμβολο από πάνω. Θεωρούμε ότι το αέριο αυτό εκτονώνεται ή συμπιέζεται σχεδόν στατικά, δηλαδή σε αργούς ρυθμούς, έτσι ώστε το σύστημα να βρίσκεται πάντα σε θερμική ισορροπία και να ισχύει η καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων. Το αέριο αυτό καταλαμβάνει όγκο V και ασκεί πίεση στα τοιχώματα του κυλίνδρου και επομένως ασκεί δύναμη ίση με το γινόμενο της πίεσης και της επιφάνειας του εμβόλου. Καθώς αυτό εκτονώνεται ή συμπιέζεται, το έμβολο κινείται προς τα πάνω ή κάτω αντίστοιχα καλύπτοντας απόσταση dy.

212 206 Το αέριο υπό πίεση P που έχει ένας κύλινδρος παράγει έργο για να κινήσει το έμβολο κατά απόσταση dy, καθώς το σύστημα αυξάνει τον όγκο του από V σε V+dV. Σε αυτή την περίπτωση το αέριο εκτονώνεται. Πηγή: Serway, 3rd edition, σελίδα 109 Επομένως, το αέριο παράγει ή καταναλώνει έργο στο έμβολό που περιγράφεται από την παρακάτω σχέση: dw = F dy = P A dy = P dv V f W = P dv Όπου dw: Στοιχειώδες διαφορικό έργο dy: Στοιχειώδης διαφορική μετατόπιση εμβόλου F: Δύναμη που ασκεί το αέριο στο έμβολο Α: Επιφάνεια του εμβόλου dv: Στοιχειώδες διαφορικός όγκος V i Όταν το ολοκλήρωμα λαμβάνει θετική τιμή το αέριο εκτονώνεται, ενώ όταν το ολοκλήρωμα λαμβάνει αρνητική τιμή το αέριο συμπιέζεται. Αέριο εκτονώνεται αντιστρεπτά (πολύ αργά) μεταβαίνοντας από την κατάσταση i στην κατάσταση f. Το έργο που παράγει το αέριο ισούται με την επιφάνεια κάτω από την καμπύλη PV. Πηγή Serway, Physics for scientists and engineers, 3 rd edition, σελίδα 110.

213 207 Παράρτημα 8 Πίνακας: Κλίμακα Beaufort, μετατροπή σε άλλες μονάδες μέτρησης και χαρακτηριστικά ανέμου Βαθμίδες Χαρακτηρισμός κλίμακας Ανέμου Beaufort Ταχύτητα σε κόμβους (knots) Μέση ταχύτητα σε κόμβους Ταχύτητα σε m/sec Ταχύτητα σε Km/h Εμφάνιση της θάλασσας στο ανοικτό πέλαγος 0 Άπνοια ,2 01 Θάλασσα σαν καθρέπτης. 1 Σχεδόν άπνοια ,3-1, Σχηματίζονται ρυτίδες που έχουν τη μορφή λεπιών χωρίς κορυφές με αφρό. 2 Πολύ ασθενής ,6-3, Μικρά κυματίδια χαμηλά αλλά αρκετά σχηματισμένα. Οι κορυφές τους είναι λείες και δεν σπάζουν. 3 Ασθενής ,4-5, Μεγάλα κυματίδια. Οι κορυφές τους αρχίζουν να σπάζουν. Πιθανός λευκός αφρός αραιά. 4 Σχεδόν μέτριος ,5-7, Μικρά κύματα που γίνονται μακρύτερα. Μάλλον συχνοί αφροί με όψη λευκών προβάτων. 5 Μέτριος ,0-10, Ισχυρός ,8-13, Μέτρια κύματα με σαφή επιμήκη μορφή. Όψη πολυαρίθμων λευκών προβάτων. Ενδεχομένως δημιουργία πίτυλου (spray). Αρχίζουν να σχηματίζονται μεγάλα κύματα. Οι κορυφές με λευκό αφρό εξαπλώνονται παντού. Πιθανοί πίτυλοι (spray). 7 Σχεδόν θυελλώδης ,9-17, Η θάλασσα φουσκώνει και λευκός αφρός από κύματα που σπάζουν αρχίζει να παρασύρεται και να σχηματίζονται ραβδώσεις κατά τη διεύθυνση του ανέμου. 8 Θυελλώδης ,2-20, Μετρίως υψηλά κύματα περισσότερο επιμήκη. Τα άκρα των κορυφών των κυμάτων θραύονται και γίνονται πίτυλος. Ο αφρός παρασύρεται και σχηματίζει καλά σχηματισμένες ραβδώσεις κατά τη διεύθυνση του ανέμου. 9 Πολύ θυελλώδης ,8-24, Υψηλά κύματα. Πυκνές ραβδώσεις αφρού κατά τη διεύθυνση του ανέμου. Οι κορυφές των κυμάτων αρχίζουν να γέρνουν, να πέφτουν και να κυλίονται. Ο πίτυλος μπορεί να επηρεάζει την ορατότητα. 10 Θύελλα ,5-28, Ισχυρή θύελλα ,5-32, Πολύ υψηλά κύματα με μακριές λοφώδεις ράχες. Ο αφρός που είναι περισσότερος παρασύρεται σε πυκνές λευκές ραβδώσεις κατά τη διεύθυνση του ανέμου. Η επιφάνεια της θάλασσας στο σύνολό της γίνεται λευκή. Το σπάσιμο και κύλισμα των κορυφών των κυμάτων γίνεται έντονο και βίαιο. Η ορατότητα επηρεάζεται. Εξαιρετικά υψηλά κύματα. Η θέα πλοίων μικρής και μεσαίας χωρητικότητας ίσως για λίγη ώρα να χάνεται πίσω από τα κύματα. Η θάλασσα καλύπτεται τελείως από λευκούς αφρούς που επιμηκύνονται κατά τη διεύθυνση του ανέμου. Παντού τα άκρα των κορυφών των κυμάτων βρίσκονται σε αφρώδη κατάσταση. Η ορατότητα επηρεάζεται. 12 Τυφώνας 64 και περισσότερο 32,7 και 118 και Ο αέρας είναι γεμάτος με αφρό και πίτυλο. Η θάλασσα περισσότερο περισσότερο είναι εντελώς λευκή. Η ορατότητα επηρεάζεται σημαντικά. Πηγή: Εθνική Μετεωρολογική Υπηρεσία της Ελλάδας: ΕΜΥ

214 208 Παράρτημα 9 PV γ = σταθερό για αδιαβατική διεργασία - Απόδειξη 48 Όταν ένα αέριο εκτονώνεται αδιαβατικά μέσα σε ένα θερμικά μονωμένο κύλινδρο, δεν μεταφέρεται θερμότητα ανάμεσα στο αέριο και στο περιβάλλον. Επομένως Q=0. Υποθέτουμε ότι η θερμοκρασία και ο όγκος μεταβάλλονται κατά ΔT και ΔV αντίστοιχα. Το έργο που παράγει το αέριο είναι W = P ΔV. Αφού όμως η εσωτερική ενέργεια ενός ιδανικού αερίου εξαρτάται μόνο από τη θερμοκρασία, η μεταβολή της εσωτερικής ενέργειας του ισούται με: ΔU = ncv ΔT Επομένως από τον 1 ο νόμο της θερμοδυναμικής έχουμε: ΔU = ncv ΔT = P ΔV Από την καταστατική εξίσωση των ιδανικών αερίων PV = nrt παραγωγίζοντας προκύπτει: P ΔV + V ΔP = nr ΔT Απαλείφουμε την ΔT από τις 2 εξισώσεις που βρίσκουμε: P ΔV + V ΔP = R P ΔV Cv Θέτουμε R = C p C v, διαιρούμε διά P V και καταλήγουμε στην πιο κάτω εξίσωση: Όπου γ = C p /C v ΔV V + ΔP P Cv = (Cp ) ΔV Cv V = (1 γ) ΔV V ΔP P + γ ΔV V = 0 Παίρνουμε τα όρια των διαφορικών και ολοκληρώνουμε κατά μέλη, οπότε: lnp + γ lnv = σταθερά 48 (Serway, Physics for scientists and engineers, 3 rd edition, σελίδα )

215 209 Επομένως προκύπτει: Παράρτημα 10 ln(p V γ ) = ln (σταθερά) P V γ = σταθερό Δύναμη βαροβαθμίδας - Απόδειξη Έστω στοιχειώδες κυβικό 3D τμήμα ατμοσφαιρικού αέρα πυκνότητας ρ, ύψους dz και επιφάνειας da. (x, y, z) Η μάζα του στοιχειώδους τμήματος του ατμοσφαιρικού αέρα μπορεί επομένως να εκφραστεί και στις 3 διαστάσεις ως εξής: mx = ρ da dx my = ρ da dy mz = ρ da dz Ισχύει ότι m = m x = m y = m z Χρησιμοποιώντας το 2 ο νόμο του Νεύτωνα θεωρούμε ότι η μεταβολή της πίεσης ΔP(P x,p y,p z ) και επομένως της δύναμης ΔF(F x,f y,f z ) καθώς και της επιτάχυνσης α (α x,α y,α z ) και στις 3 διαστάσεις έχει ως εξής: ΔFx = mx ax = ΔPx da = ρ da dx ax ΔFy = my ay = ΔPy da = ρ da dy ay ΔFz = mz az = ΔPz da = ρ da dz az Τελικά προκύπτει η ακόλουθη έκφραση της επιτάχυνσης:

216 210 α = ax + ay + az = 1 ρ (ΔPx dx + ΔPy dy + ΔPz dz ) Αν θεωρήσουμε ότι υπάρχει διαφορά πίεσης μεταξύ της κάθε μιας πλευράς ως προς κάθε αντίστοιχη απέναντι πλευρά του κυβικού τμήματος του ατμοσφαιρικού αέρα και στις 3 διαστάσεις, η διαφορά αυτή τότε παρουσιάζεται ως εξής: ΔPx = P(x + dx) P(x) ΔPy = P(y + dy) P(y) ΔPz = P(z + dz) P(z) Αν υποθέσουμε ότι η πίεση είναι ψηλότερη στην μια πλευρά (π.χ. P(x)) και πέφτει προς την αντίστοιχη απέναντι πλευρά (π.χ. P(x+dx)) και στις 3 διαστάσεις, τότε οι ποσότητες P x, P y και P z έχουν αρνητικό πρόσημο. Το αρνητικό πρόσημο προστίθεται αργότερα στην έκφραση της επιτάχυνσης (α) όπως φαίνεται παρακάτω. Για στοιχειώδη όγκο ισχύει ότι dx, dy, dz 0 Επομένως, α = 1 ρ lim dx,dy,dz 0 (ΔPx dx + ΔPy dy + ΔPz dz ) α = 1 ρ lim dx 0 P(x+dx) P(x) dx 1 ρ lim dy 0 P(y+dy) P(y) dy 1 ρ lim dz 0 P(z+dz) P(z) Από τον ορισμό της μερικής παραγώγου προκύπτει ότι το διάνυσμα της επιτάχυνσης είναι: Όπου G: Βαροβαθμίδα αpgf = 1 ρ P x i 1 ρ P y j 1 ρ P z k αpgf = 1 ρ P = G ρ G = ρ αpgf Ο όρος G = P ονομάζεται βαροβαθμίδα (pressure gradient) και η δύναμη βαροβαθμίδας είναι ευθέως ανάλογη με τον όρο αυτό. Το αρνητικό πρόσημο υποδηλώνει ότι η φορά του ανύσματος της βαροβαθμίδας είναι από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Επομένως και η φορά του ανύσματος της δύναμης βαροβαθμίδας κατευθύνεται από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Η δύναμη βαροβαθμίδας που προκύπτει από τον παραπάνω τύπο είναι: PGF = G V = m αpgf dz Όπου V: Όγκος που καταλαμβάνει ο ατμοσφαιρικός αέρας m: Μάζα ατμοσφαιρικού αέρα

217 211 Παράρτημα 11 Ο παρακάτω χάρτης απεικονίζει παράδειγμα προερχόμενης ηπειρωτικής πολικής αέριας μάζας (cp) από το βόρειο πόλο προς τις ΗΠΑ, ακολουθώντας μια κίνηση από βόρεια προς νότια. Παράδειγμα πολικής ηπειρωτικής και ξηρής αέριας μάζας κατευθυνόμενη από τον βόρειο πόλο προς τις ΗΠΑ που τελικά καταφθάνει στον κόλπο του Μεξικού. Η αέρια μάζα καθώς μετακινείται προς τα νότια επηρεάζει τις ΗΠΑ προκαλώντας εξαιρετικά χαμηλές θερμοκρασίες στο διάβα της. Παρόλο που η αέρια μάζα σταδιακά θερμαίνεται καθώς μετακινείται νότια, μεταφέρει τα ψυχρά φυσικά χαρακτηριστικά της. Έτσι, η πολική αέρια μάζα προκάλεσε την αισθητή πτώση της θερμοκρασίας στις ΗΠΑ και ταυτόχρονα τροποποιήθηκε και η ίδια αφού σταδιακά θερμαινόταν καθώς μετακινόταν προς το νότο. Από τη στιγμή που διάνυσε τεράστιες αποστάσεις προς τα νότια είναι λογικό να αυξάνεται η θερμοκρασία της από την περιοχή στη οποία καταφθάνει. Συγκεκριμένα, εδώ η πολική αέρια μάζα διένυσε απόσταση 6000 km. Πηγή: The Atmosphere, An Introduction to Meteorology, 12 th edition. Η διάταξη των αερίων μαζών στη Βόρεια Αμερική είναι τέτοια ώστε να παρατηρείται πολική ηπειρωτική αέρια μάζα στο Βόρειο Καναδά, πολική θαλάσσια αέρια μάζα στον Δυτικό Καναδά και τέλος θαλάσσιες τροπικές αέριες μάζες δυτικά και ανατολικά του Μεξικού. Επομένως, η πολική αέρια μάζα του παραπάνω χάρτη είναι σε θέση να συναντήσει την τροπική θαλάσσια αέρια μάζα ανατολικά του Μεξικού. Σε συνέχεια της περιγραφής του παραπάνω χάρτη, η πολική-ξηρή αέρια μάζα που προέρχεται από βόρεια, όταν εισέλθει στον κόλπο του Μεξικού, μπορεί να τροποποιηθεί σημαντικά. Δηλαδή, η σχετικά θερμότερη και πιο υγρή αέρια μάζα του Μεξικού θα προκαλέσει αναπτύξεις σωρειτόμορφων νεφώσεων πάνω από τη θάλασσα. Αυτό συμβαίνει επειδή τα κατώτερα στρώματα της ψυχρής αέριας μάζας θερμαίνονται σταδιακά, από την σχετικά θερμότερη αέρια μάζα του κόλπου του Μεξικού, και προκαλείται σημαντική αστάθεια. Η αστάθεια αυτή προκαλεί με τη σειρά της ανοδικές κινήσεις ρευμάτων, γεμάτα υδρατμούς, που συντελούν τελικά στην ανάπτυξη εκτεταμένου νεφικού συστήματος πάνω από τον κόλπο του Μεξικού. Το παράδειγμα αυτό φαίνεται ξεκάθαρα στην παρακάτω δορυφορική φωτογραφία που τραβήχτηκε από τη NASA στις 16 Δεκεμβρίου 2007.

218 212 Δορυφορική Φωτογραφία. NASA, 16/12/2007. Εκτεταμένο νεφικό σύστημα πάνω από τον κόλπο του Μεξικού, το οποίο προκλήθηκε από την εισβολή της ψυχρής αέριας μάζας στην θαλάσσια τροπική αέρια μάζα, η οποία είναι θερμότερη και γεμάτη υδρατμούς. Πηγή: The Atmosphere, An Introduction to Meteorology, 12th edition. Παράρτημα 12 Μετεωρολογικά σύμβολα που χρησιμοποιούνται στις παρατηρήσεις METAR και SYNOP στους χάρτες επιφάνειας: Πηγή: Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere, 3 rd edition, Appendix C

219 213 Πηγή: Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere, 3 rd edition, Appendix C Μετεωρολογικά σύμβολα που χρησιμοποιούνται στις παρατηρήσεις TEMP στους χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας: Πηγή: Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere, 3 rd edition, Appendix C

220 214 Πηγή: Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere, 3 rd edition, Appendix C

221 215 Παράρτημα 13 Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 16/01/ :00 UTC: Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 17/01/ :00 UTC:

222 216 Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 18/01/ :00 UTC: Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 19/01/ :00 UTC:

223 217 Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 20/01/ :00 UTC: Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 21/01/ :00 UTC:

224 218 Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 22/01/ :00 UTC: Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 23/01/ :00 UTC:

225 Επιφανειακός χάρτης ανάλυσης πραγματικών συνθηκών, 24/01/ :00 UTC: 219

226 220 Παράρτημα 14 Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου

227 221 Παράρτημα 15 Πηγή: Τμήμα Μετεωρολογίας Κύπρου