ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΚΕΝΤΡΙΚΗΣ ΜΑΚΕΔΟΝΙΑΣ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΔΗΜΗΤΡΙΟΥ Β. ΦΟΡΗ ΦΥΣΙΚΟΥ - ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΟΥ, M.A., M.Sc. ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΚΕΝΤΡΙΚΗΣ ΜΑΚΕΔΟΝΙΑΣ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2006

2 ΔΗΜΗΤΡΙΟΥ Β. ΦΟΡΗ ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΚΕΝΤΡΙΚΗΣ ΜΑΚΕΔΟΝΙΑΣ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ Υποβλήθηκε στο Τμήμα Γεωλογίας Τομέας Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας Ημερομηνία Προφορικής Εξέτασης: 29 Ιουνίου, 2006 Συμβουλευτική Επιτροπή Καθηγητής Θ. Καρακώστας, Επιβλέπων Ομότ. Καθ. Α. Φλόκας, Μέλος Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής Καθηγητής Τ. Μακρογιάννης, Μέλος Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής Εξεταστική Επιτροπή Καθηγητής Θ. Καρακώστας, Επιβλέπων Καθηγητής Τ. Μακρογιάννης, Μέλος Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής Καθηγητής Π. Πέννας, Εξεταστής Καθηγήτρια Α. Αρσένη-Παπαδημητρίου, Εξετάστρια Αν. Καθ. Α. Μπαρτζώκας, Εξεταστής Επίκ. Καθ. Έ. Φλόκα, Εξετάστρια Λέκτορας Θ. Μαυρομμάτης, Εξεταστής

3 Δημήτριος Β. Φόρης Α.Π.Θ. ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΚΕΝΤΡΙΚΗΣ ΜΑΚΕΔΟΝΙΑΣ ISBN "Η έγκριση της παρούσας διδακτορικής διατριβής από το Τμήμα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωμών του συγγραφέα" (Ν. 5343/1932, άρθρο 202, παρ. 2)

4 Στη μνήμη του πατέρα μου Βασίλη Φόρη ως αντίδωρο για τη δική του προσφορά προς εμένα.

5

6 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η βίαιη και πολλές φορές απρόβλεπτη ένταση με την οποία εκδηλώνεται το φαινόμενο της καταιγίδας και της χαλαζόπτωσης που συχνά το συνοδεύει προσέλκυσε από πολύ παλιά το ενδιαφέρον των ανθρώπων. Κατά τη μυθολογία η Κελαινώ και ο νεφεληγερέτης Δίας προσωποποίησαν τα φαινόμενα αυτά. Στην αρχαία Ελλάδα έγιναν οι πρώτες προσπάθειες περιγραφής, κατανόησης και ερμηνείας των φαινομένων από τον Ιπποκράτη, τον Αριστοτέλη και άλλους. Γλαφυρές περιγραφές για το χαλάζι που συνιστά την τιμωρία του Θεού συναντά κανείς και στην Παλαιά Διαθήκη. Για να φτάσουμε στην Αποκάλυψη και τη μεταφυσική, όπου το "ταλαντιαίο" χαλάζι θα κατακάψει το ένα τρίτο της γης και των καλλιεργειών. Στη σύγχρονη Ελλάδα το μεγαλύτερο κίνδυνο από το χαλάζι τον αντιμετωπίζουν οι καλλιέργειες και το φυτικό κεφάλαιο. Λίγα μόλις λεπτά μιας σφοδρής χαλαζόπτωσης αρκούν για να προκαλέσουν ολοκληρωτική καταστροφή της σοδειάς των αγροτών. Σταδιακά στη δεκαετία του 1980 αναπτύχθηκε η έννοια της ενεργητικής προστασίας των καλλιεργειών από το χαλάζι. Από το 1984 ο Οργανισμός Ελληνικών Γεωργικών Ασφαλίσεων εφαρμόζει το Εθνικό Πρόγραμμα Χαλαζικής Προστασίας με στόχο τη μείωση των ζημιών και των αντίστοιχων αποζημιώσεων. Η εμπειρία δεκαοχτώ χρόνων ενασχόλησης με το αντικείμενο των χαλαζοκαταιγίδων και η επιθυμία για την αποτύπωση της συμπεριφοράς τους αποτέλεσε το κίνητρο για την εκπόνηση της διδακτορικής αυτής διατριβής. Ο καλύτερος τρόπος για να αντιμετωπίσει κανείς τις χαλαζοκαταιγίδες είναι να γνωρίζει καλά τους μηχανισμούς της δημιουργίας και της εξέλιξής τους. Αυτό υπήρξε ένα επιπλέον κίνητρο για την εκπόνηση αυτής της διατριβής. Επειδή όλες οι εξισώσεις που διέπουν τις διαδικασίες, ιδίως τις μικροφυσικές, που λαμβάνουν χώρα μέσα στα νέφη δεν είναι επαρκώς γνωστές, επιλέχτηκε μια περισσότερο ποιοτική προσέγγιση με την ανάπτυξη ενός εννοιολογικού μοντέλου. Το μοντέλο αυτό οφείλει να δώσει απαντήσεις σε συγκεκριμένα ερωτήματα: Ποιες είναι οι συνθήκες που ευνοούν το σχηματισμό των χαλαζοκαταιγίδων; Πότε αυτές εμφανίζονται συνήθως; Πού εμφανίζονται; Πώς κινούνται; Πόσο έντονες είναι; Πότε αναμένεται χαλάζι στο έδαφος; Οι απαντήσεις στα ερωτήματα αυτά καθορίζουν και τη δομή της εργασίας. Στο πρώτο κεφάλαιο παρουσιάζεται το πλαίσιο της μελέτης: η περιοχή ενδιαφέροντος, τα δεδομένα και τα μέσα συλλογής τους, ο χρόνος στον οποίο αυτά αναφέρονται και η οργάνωσή τους. Το δεύτερο κεφάλαιο αποτελεί μια καταγραφή της ιεραρχίας των διαφόρων μοντέλων. Το τρίτο κεφάλαιο προσεγγίζει τις κλίμακες των ατμοσφαιρικών φαινομένων με έμφαση σ' αυτές που αφορούν τις καταιγίδες. Το τέταρτο κεφάλαιο παρουσιάζει μια θεωρητική εξέταση των διαφόρων μορφών των καταιγίδων. Τα κεφάλαια 5 ως 9 απαντούν αναλυτικά στα ερωτήματα που έχουν τεθεί και περιλαμβάνουν τη θερμοδυναμική και κινηματική ανάλυση, τη χρονική και χωρική κατανομή και τα χαρακτηριστικά των χαλαζοκαταιγίδων. Το δέκατο κεφάλαιο αποτελεί τη σύνθεση όλων αυτών σε ένα εννοιολογικό μοντέλο και στο ενδέκατο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα συμπεράσματα της μελέτης. Στην πρώτη σελίδα κάθε κεφαλαίου παρατίθεται από ένα ιστορικό χωρίο με αναφορές στις καταιγίδες και το χαλάζι, από τον Ιπποκράτη και τον Αριστοτέλη ως την Αποκάλυψη του Ιωάννου. Δημήτριος Β. Φόρης i

7 ii

8 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η Διδακτορική αυτή Διατριβή εκπονήθηκε με κόπο και πολλές θυσίες, γιατί διεξήχθη σε καθεστώς μερικής απασχόλησης στον ελεύθερο χρόνο μου. Από τη θέση αυτή θα ήθελα να ευχαριστήσω όλους εκείνους που συνέβαλαν στην ολοκλήρωσή της. Οφείλω πρώτα απ' όλα να εκφράσω τις θερμότατες ευχαριστίες μου στον επιβλέποντα της διατριβής Καθηγητή κύριο Θεόδωρο Καρακώστα για την πολύτιμη συμβολή του, τις καίριες επισημάνσεις του, τη στρατηγική καθοδήγηση σε όλα τα στάδια, από την επιλογή του θέματος ως την τελική συγγραφή. Μέσα από την άψογη συνεργασία, με οδήγησε στις ατραπούς της ποιοτικής έρευνας, της αντικειμενικής θεώρησης, της σφαιρικής αντιμετώπισης και της φυσικής αξιολόγησης των ευρημάτων. Αποτέλεσε ιδιαίτερη τιμή για μένα η επίβλεψη της διατριβής από τον επιστήμονα που συνδύασε τη δική του διεθνή καταξίωση στον τομέα της Τροποποίησης Καιρού με την καταξίωση του Εθνικού Προγράμματος Χαλαζικής Προστασίας. Θεωρώ καθήκον μου να ευχαριστήσω θερμότατα τον Ομότιμο Καθηγητή κύριο Απόστολο Φλόκα, μέλος της τριμελούς συμβουλευτικής επιτροπής για τη συνεχή ενθάρρυνση και προτροπή για το καλύτερο, για τις ουσιαστικές υποδείξεις του και για το πνεύμα αισιοδοξίας που μετέδιδε σε κάθε συνεργασία μας. Έχω χρέος να ευχαριστήσω θερμότατα τον Καθηγητή κύριο Τιμολέοντα Μακρογιάννη, μέλος της τριμελούς συμβουλευτικής επιτροπής, για την αμέριστη βοήθεια, την ειλικρινή συμπαράσταση, το αδιάλειπτο ενδιαφέρον του και για τη σημασία στη λεπτομέρεια που μου μετέδωσε. Θα ήταν παράλειψη να μην αναφερθώ στον κύριο Τηλέμαχο Πατσιούρα που μου εμφύσησε την αγάπη για τη μετεωρολογία, ευχαριστώντας τον για τη συμπαράσταση στα πρώτα μου βήματα ως μετεωρολόγου. Πρέπει επίσης να ευχαριστήσω θερμά τον κύριο Νικολά Τζονιχάκη για την ανιδιοτελή προσφορά του και τις αμέτρητες ώρες που περάσαμε μπροστά στο Linux. Οφείλω επίσης να ευχαριστήσω ολόκληρη τη διοικητική πυραμίδα του Οργανισμού Ελληνικών Γεωργικών Ασφαλίσεων (ΕΛ.Γ.Α.), από το Κέντρο Μετεωρολογικών Εφαρμογών ως τον Πρόεδρο του Οργανισμού κύριο Νίκο Κατσαρό για τη διάθεση των δεδομένων και την παροχή κάθε δυνατής διευκόλυνσης. Πιστεύω ότι και ο ίδιος ο Οργανισμός θα ωφεληθεί στο έργο του από τη μελέτη αυτή. Πρέπει επίσης να ευχαριστήσω όλους ανεξαιρέτως τους συναδέλφους μου στον ΕΛ.Γ.Α. για τις ουσιαστικές επιστημονικές συζητήσεις, αναζητήσεις, αναλύσεις και για την ανταλλαγή προβληματισμών και εμπειριών. Άφησα σκόπιμα για το τέλος το πιο μεγάλο ευχαριστώ για τους δικούς μου ανθρώπους: τη μητέρα μου, τη γυναίκα μου και το γιο μου για τη συνεχή ενθάρρυνση, την ηθική συμπαράστασή τους και την υπομονή που επέδειξαν. Τους οφείλω μια ειλικρινή συγγνώμη για το χρόνο που τους στέρησα. Ελπίζω το τελικό αποτέλεσμα να δικαιώσει και τις δικές τους προσδοκίες. iii

9 iv

10 ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ σελίδα ΠΡΟΛΟΓΟΣ i ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ iii ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ v ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΠΛΑΙΣΙΟ ΚΑΙ ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Η ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ ΨΗΦΙΑΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΡΑΝΤΑΡ ΠΟΙΟΤΙΚΟΣ ΕΛΕΓΧΟΣ ΤΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΠΕΙΡΑΜΑΤΙΚΕΣ ΜΟΝΑΔΕΣ ΟΡΓΑΝΩΣΗ ΤΩΝ ΣΤΟΙΧΕΙΩΝ 10 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΜΟΝΤΕΛΑ: ΕΝΝΟΙΕΣ ΚΑΙ ΙΕΡΑΡΧΙΑ ΓΕΝΙΚΑ ΣΥΝΘΕΤΑ ΣΥΣΤΗΜΑΤΑ: ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΞΕΤΑΣΗΣ ΜΟΝΤΕΛΑ ΙΕΡΑΡΧΙΑ ΤΩΝ ΜΟΝΤΕΛΩΝ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ 15 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΜΕΣΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ ΟΙ ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ 19 v

11 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΕΞΕΤΑΣΗ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ Ορισμός Δομικό στοιχείο Ανάπτυξη Αστάθεια Ανοδική μεταφορά Θερμοδυναμική μελέτη της αστάθειας Ενεργειακή μελέτη της αστάθειας Γενικό σχήμα της ανοδικής μεταφοράς Ανυψωτικοί μηχανισμοί Κύκλος ζωής ενός κυττάρου καταιγίδας ΤΥΠΟΙ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Κατάταξη των καταιγίδων Επίδραση της διάτμησης Ευνοϊκές συνθήκες για σφοδρές καταιγίδες Παράγοντες που επηρεάζουν τον τύπο και τη δομή των καταιγίδων Καταιγίδες αέριας μάζας Μετωπικές καταιγίδες Μονοκυτταρική καταιγίδα Πολυκυτταρικές καταιγίδες Γραμμή λαίλαπας Τοξοειδή συστήματα Σωρειτόμορφα συμπλέγματα μέσης κλίμακας Υπερκυτταρικές καταιγίδες ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΌ ΜΟΝΤΈΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΊΔΩΝ ΤΟ ΧΑΛΆΖΙ Ορισμοί Στάδια εξέλιξης και δομή των χαλαζοκόκκων Ακραίες καταγραφές Τύποι χαλαζοκόκκων Ανάπτυξη του χαλαζοκόκκου Τα έμβρυα του χαλαζιού 72 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ο ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ ΟΡΙΣΜΟΙ ΔΕΙΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΕΥΣΤΑΘΕΙΑΣ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΑΣΤΑΘΕΙΑΣ ΜΕΤΑΞΥ 06 ΚΑΙ 12 UTC 80 vi

12 5.5. ΣΥΝΟΠΤΙΚΕΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΠΟΥ ΕΥΝΟΟΥΝ ΤΗΝ ΑΣΤΑΘΕΙΑ ΜΗΝΙΑΙΑ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΑΣΤΑΘΕΙΑΣ ΚΡΙΤΗΡΙΑ ΓΙΑ ΧΑΛΑΖΙ ΘΕΡΜΙΚΑ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΑ ΕΠΑΓΟΜΕΝΕΣ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ - ΣΥΖΗΤΗΣΗ 89 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ο ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Η ΚΙΝΗΣΗ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΔΙΑΦΟΡΩΝ ΤΥΠΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΥΜΦΩΝΑ ΜΕ ΤΗ ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ ΜΗΝΙΑΙΑ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΏΝ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Η ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΩΣ ΠΡΟΣ ΤΗΝ ΟΡΟΓΡΑΦΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 106 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 ο ΧΡΟΝΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΓΕΝΙΚΑ - ΟΡΙΣΜΟΙ ΗΜΕΡΗΣΙΕΣ ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ ΜΗΝΙΑΙΕΣ ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ ΧΡΟΝΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΟ ΣΥΝΟΠΤΙΚΟ ΤΥΠΟ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΣΤΟ ΧΡΟΝΟ ΖΩΗΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 130 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8 ο ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΓΕΝΙΚΑ Η ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΟΥ ΑΝΑΓΛΥΦΟΥ ΟΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΑΣ ΠΕΡΙΟΧΕΣ ΑΝΑΠΤΥΞΗΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΚΑΙ ΠΕΡΙΟΧΕΣ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗΣ ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΖΩΝΩΝ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 152 vii

13 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9 ο ΦΥΣΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΟ ΡΑΝΤΑΡ ΑΝΑΚΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΥΨΟΣ ΚΟΡΥΦΗΣ ΤΟ ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΩΣ ΟΛΟΚΛΗΡΩΜΕΝΟ ΥΓΡΟ ΝΕΡΟ (VIL) ΔΕΥΤΕΡΕΥΟΝΤΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΟΥΣ ΤΥΠΟΥΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ ΕΜΦΑΝΙΣΗ ΤΟΞΟΕΙΔΩΝ ΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ ΚΕΝΤΡΟ ΒΑΡΟΥΣ ΤΗΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΑΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 171 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10 ο ΤΟ ΜΟΝΤΕΛΟ: ΣΥΝΘΕΣΗ ΣΥΝΘΕΣΗ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ ΕΠΙΧΕΙΡΗΣΙΑΚΗ ΧΡΗΣΗ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ Μηνιαία δραστηριότητα Δραστηριότητα σε σχέση με την κυκλοφορία Χαρακτηριστικά των χαλαζοκαταιγίδων και τύποι τους ΜΕΤΡΗΣΗ ΤΟΥ ΧΑΛΑΖΙΟΥ ΜΕΤΡΑ ΧΑΛΑΖΙΟΥ ΜΕΣΑ ΣΤΑ ΝΕΦΗ 180 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 11 ο ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΓΕΝΙΚΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΣΧΟΛΙΑ - ΠΡΟΤΑΣΕΙΣ ΟΙ ΑΔΥΝΑΜΟΙ ΚΡΙΚΟΙ ΕΦΑΡΜΟΓΕΣ 194 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 197 ΠΕΡΙΛΗΨΗ 215 ABSTRACT 217 viii

14 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΕΙΣΑΓΩΓΗ

15 1.1. ΠΛΑΙΣΙΟ ΚΑΙ ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Το χαλάζι αποτελεί μια από τις κυριότερες απειλές για τη γεωργική παραγωγή στη Βόρεια και Κεντρική Ελλάδα κατά τη θερμή περίοδο του έτους, προκαλώντας έτσι εκτεταμένες καταστροφές στις καλλιέργειες. Με σκοπό τη μείωση των ζημιών και των αντίστοιχων αποζημιώσεων, ο Οργανισμός Ελληνικών Γεωργικών Ασφαλίσεων (ΕΛ.Γ.Α.) σχεδίασε και εφαρμόζει από το 1984 (Karacostas, 1984), σχεδόν αδιαλείπτως, το Εθνικό Πρόγραμμα Χαλαζικής Προστασίας (ΕΠΧΠ). Η καταστολή του χαλαζιού επιτυγχάνεται με τη σπορά των χαλαζοφόρων νεφών με Ιωδιούχο Άργυρο (AgI) σε ύψος ανώτερο αυτού της ισοθέρμου των -5 ο C. Ο Ιωδιούχος Άργυρος εγχέεται στα νέφη από ειδικά εξοπλισμένα αεροσκάφη, τα οποία κατευθύνονται από επίγεια ραντάρ καιρού. Το εννοιολογικό μοντέλο της καταστολής χαλαζιού, που ακολουθείται στο ΕΠΧΠ, είναι αυτό του "ευνοϊκού ανταγωνισμού" ή των "ανταγωνιζόμενων εμβρύων" (Sulakvelidze et al., 1967; Abshaev and Kartsivadze, 1973). Οι επιχειρήσεις καταστολής του χαλαζιού στην περιοχή της κεντρικής Μακεδονίας (Περιοχή Α1) διεξάγονται με τη βοήθεια ενός μετεωρολογικού ραντάρ στη ζώνη συχνοτήτων S (10 cm) εγκατεστημένου στο αεροδρόμιο της Θεσσαλονίκης. Αυτό είναι εξοπλισμένο από το 1997 με καταγραφικό σύστημα που βασίζεται στο λογισμικό ΤΙΤΑΝ (Thunderstorm Identification, Tracking, Analysis and Nowcasting) (Dixon και Wiener, 1993). Μελέτες που σχετίζονται με ειδικά χαρακτηριστικά των χαλαζοκαταιγίδων της Κεντρικής Μακεδονίας έχουν γίνει παλιότερα (Karacostas, 1991; Foris and Spanos, 1991; Φόρης, 1992; Σιούτας, 1999; Τουρναβίτη, 2003). Σκοπός της παρούσας μελέτης είναι η διαμόρφωση ενός εννοιολογικού μοντέλου, με μια ολοκληρωμένη, συστηματική, θεματική ανάλυση, η οποία βασίζεται για πρώτη φορά σε ψηφιακές καταγραφές του ραντάρ καιρού Η ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Ως περιοχή μελέτης για την εργασία αυτή ελήφθη η ευρύτερη περιοχή της πεδιάδας της Θεσσαλονίκης, που καλύπτει το μεγαλύτερο τμήμα της κεντρικής Μακεδονίας: τους νομούς Ημαθίας και Πέλλας, το μεγαλύτερο τμήμα των νομών Κιλκίς και Πιερίας και ένα τμήμα του νομού Θεσσαλονίκης, όπως φαίνεται στο Σχήμα 1.1. Επειδή το ανάγλυφο της περιοχής που περιβάλλει τον κάμπο Ημαθίας- Πέλλας είναι περίπλοκο, και επειδή οι χαλαζοκαταιγίδες που επηρεάζουν την περιοχή εφαρμογής του αντιχαλαζικού προγράμματος (Α1) προέρχονται από περιοχές έντονου ανάγλυφου που κινούνται προς αυτήν, κρίθηκε σκόπιμη η διεύρυνση της περιοχής ενδιαφέροντος, έτσι ώστε να συμπεριλάβει μια περιμετρική ζώνη γύρω από την Α1. Η περιοχή μελέτης περιορίζεται στα βόρεια από την οριογραμμή Ελλάδας- FYROM και το όρος Βόρας, στα δυτικά από το όρος Βέρμιο, στα νότια από τα Πιέρια όρη και τον Όλυμπο, στα νοτιοανατολικά από το Θερμαϊκό Κόλπο και στα ανατολικά από τα όρη Δύσωρο (Κρούσια), Μαυροβούνι και Βερτίσκο. Εκτός από την ορογραφία, σημαντικό ρόλο παίζουν οι λίμνες και τα ποτάμια της περιοχής ως παροχείς υγρασίας: οι φυσικές λίμνες Δοϊράνη, Βεγορίτιδα, Πετρών, Κορώνεια και η τεχνητή του Πολυφύτου (στον Αλιάκμονα) και δευτερευόντως η Πικρολίμνη, καθώς και οι ποταμοί Αξιός, Αλιάκμονας και Λουδίας που διαρρέουν την περιοχή και εκβάλλουν στο Θερμαϊκό Κόλπο. Ο κόλπος αυτός παίζει επίσης 2

16 σημαντικό ρόλο, γιατί εκτός από την υγρασία, το φαινόμενο της θαλάσσιας αύρας αποτελεί ουσιώδη παράγοντα που επηρεάζει τις χαλαζοκαταιγίδες. Η περιοχή ενδιαφέροντος περιορίζεται από μια τεθλασμένη γραμμή, η οποία περιλαμβάνεται μεταξύ των ακόλουθων γεωγραφικών συντεταγμένων: γεωγραφικό μήκος λ: από 21 ο 41'30'' Ε ως 23 ο 03'10'' Ε γεωγραφικό πλάτος φ: από 40 ο 08'20'' Ν ως 41 ο 12'20'' Ν. Σχήμα 1.1. Η περιοχή ενδιαφέροντος της Κεντρικής Μακεδονίας. 3

17 1.3. ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Τα βασικότερα δεδομένα της εργασίας αυτής αποτελούν οι καταγραφές του ραντάρ καιρού που έγιναν με το καταγραφικό σύστημα ΤΙΤΑΝ και συνίστανται σε διαδοχικές εικόνες-τομές της ατμόσφαιρας κάθε 3,5 λεπτά περίπου σε ακτίνα 120 km γύρω από τη θέση του ραντάρ. Από τις καταγραφές αυτές εντοπίζονται τα κύτταρα των καταιγίδων, παρακολουθούνται κατά τη διάρκεια του χρόνου ζωής τους και αποτυπώνονται τα χαρακτηριστικά της δομής και της εξέλιξής τους (χωροχρονική εμφάνιση, ένταση, τύποι, κτλ.). Συνολικά μελετήθηκαν περισσότερες από εικόνες-στιγμιότυπα. Η περίοδος μελέτης είναι η θερμή περίοδος (Απρίλιος-Σεπτέμβριος) της πενταετίας , κατά την οποία καταγράφηκαν και μελετήθηκαν 787 κύτταρα καταιγίδων. Οι καταιγίδες αυτές εμφανίστηκαν κατά τη διάρκεια 128 ημερών, οι οποίες εξετάστηκαν από συνοπτική άποψη με τη βοήθεια συνοπτικών χαρτών επιφάνειας και ανώτερης ατμόσφαιρας (500, 700 και 850 hpa), χαρτών αεροχειμάρρου και στροβιλισμού, με στόχο την κατάταξη των ημερών σε συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας και τον προσδιορισμό των τύπων εκείνων που ευνοούν τις χαλαζοπτώσεις. Για τις ημέρες αυτές έγινε επίσης θερμοδυναμική μελέτη με βάση τις ραδιοβολίσεις του μετεωρολογικού σταθμού του αεροδρομίου της Θεσσαλονίκης για διερεύνηση των συνθηκών (παραμέτρων και δεικτών) αστάθειας. Με τον τρόπο αυτόν καλύπτονται ως προς τη μελέτη τους τα δυναμικά και θερμικά αίτια σχηματισμού των χαλαζοκαταιγίδων. Τα δεδομένα ραντάρ συνδυάζονται με αναφορές χαλαζοπτώσεων από τους αγρότες, επιβεβαιωμένες από τους εκτιμητές-γεωπόνους του ΕΛ.Γ.Α., καθώς και με τα δεδομένα από ένα δίκτυο 140 χαλαζομέτρων εγκατεστημένο στην περιοχή Α1 για λογαριασμό του αντιχαλαζικού προγράμματος, τα οποία αποτυπώνουν τις χαλαζοπτώσεις (πλήθος και μέγεθος χαλαζοκόκκων, και άλλες πρωταρχικές και δευτερεύουσες παραμέτρους). Έτσι, υπάρχει ένα αξιόπιστο σύνολο δεδομένων από το οποίο μπορεί να γίνει η ταυτοποίηση της χαλαζοκαταιγίδας που έδωσε χαλάζι στο έδαφος σε συγκεκριμένη περιοχή. Εκτός από μια πρώτη διάκριση σπαρμένων και μη σπαρμένων καταιγίδων, γίνεται διάκριση ανάλογα με το αν μια καταιγίδα έδωσε τελικά χαλάζι στο έδαφος ή όχι. Έτσι, οι καταιγίδες κατατάσσονται σε τέσσερις κατηγορίες: μη σπαρμένες που δεν έδωσαν χαλάζι (NS/NH), μη σπαρμένες που έδωσαν χαλάζι (NS/H), σπαρμένες που δεν έδωσαν χαλάζι (S/NH) και σπαρμένες που έδωσαν χαλάζι (S/H). Η κατανομή των κυττάρων που καταγράφηκαν κάθε χρονιά στις κατηγορίες αυτές αλλά και συνολικά παρουσιάζεται στον Πίνακα 1.1. Πίνακας 1.1. Κατανομή του πλήθους των κυττάρων ανάλογα με την επέμβαση (S, NS) και με το αποτέλεσμα στο έδαφος (H, NH). Περίοδος NS, NH NS, H S, NH S, H Κύτταρα Ημέρες 1997 (15/4-30/9) (15/4-30/9) (15/5-30/9) (15/4-30/9) (23/5-30/9) Σύνολο

18 Οι 158 καταιγίδες που έδωσαν χαλάζι χωρίς να έχουν υποστεί επέμβαση αποτελούν τον αντικειμενικό "στόχο" της μελέτης. Οι άλλες τρεις κατηγορίες αποτελούν το "μάρτυρα" που χρησιμοποιείται για την ανεύρεση των ποιοτικών και ποσοτικών χαρακτηριστικών της "διαχωριστικής γραμμής" μεταξύ καταιγίδων που δίνουν ή δε δίνουν χαλάζι στο έδαφος και για την αποτελεσματικότητα της σποράς. Αυτό γίνεται με σύγκριση καταιγίδων με παρόμοια χωροχρονικά χαρακτηριστικά ΨΗΦΙΑΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΡΑΝΤΑΡ Στο πλαίσιο του ΕΠΧΠ, και για την υποβοήθηση των επιχειρήσεων, το ραντάρ Θεσσαλονίκης ήταν εφοδιασμένο με ένα σύστημα καταγραφής και απεικόνισης στοιχείων ραντάρ που παρείχε αντικειμενικές μετρήσεις, δηλαδή ψηφιακά δεδομένα, και με ένα σύστημα εντοπισμού και παρακολούθησης των αεροσκαφών σποράς, τα οποία αποτελούσαν ένα ολοκληρωμένο σύστημα υλικού και λογισμικού (hardware και software) που λειτουργούσε κατά τη διάρκεια ολόκληρης της εξεταζόμενης περιόδου. Το υλικό αποτελούνταν από ένα τοπικό δίκτυο (LAN) τριών ηλεκτρονικών υπολογιστών, μια κεραία λήψης ηλεκτρομαγνητικού σήματος και ένα ασύρματο modem. Καθένας από τους τρεις υπολογιστές ήταν εφοδιασμένος με ένα διαφορετικό λογισμικό που έτρεχε σε διαφορετικό λειτουργικό σύστημα: ο πρώτος με το λογισμικό AIRLINK σε περιβάλλον Windows, ο δεύτερος με το λογισμικό RDAS σε περιβάλλον DOS και ο τρίτος με το λογισμικό TITAN σε περιβάλλον Linux. Στο Σχήμα 1.2 φαίνεται η διάταξη αυτού του τοπικού δικτύου. Αεροσκάφος Ραντάρ AIRLINK RDAS modem Windows DOS video TITAN Linux Σχήμα 1.2. Διάταξη του τοπικού δικτύου του καταγραφικού συστήματος. Με το λογισμικό AIRLINK γινόταν ο εντοπισμός και η παρακολούθηση των αεροσκαφών, καθώς και η απεικόνιση και αποθήκευση άλλων στοιχείων πτήσης που έφταναν από το αεροσκάφος μέσω του modem, όπως θέση του αεροσκάφους, πορεία, υψόμετρο, ταχύτητα κίνησης και θερμοκρασία αέρα στο επίπεδο πτήσης. Το σύστημα λειτουργούσε βάσει του δορυφορικού συστήματος GPS (Global Positioning System). Οι άλλοι δύο υπολογιστές αποτελούσαν το υποσύστημα καταγραφής και απεικόνισης των στοιχείων ραντάρ. Το σύστημα RDAS (Radar Data Acquisition System) αποτελεί ένα ενδιάμεσο σύστημα που αποτελείται από μια ειδική κάρτα διασύνδεσης με το ραντάρ και κατάλληλο λογισμικό. Είναι ένα σύστημα εντελώς 5

19 αυτόνομο, που εκτελεί προκαθορισμένες λειτουργίες: ελέγχει μέρος των λειτουργιών της κεντρικής κονσόλας χειρισμού του ραντάρ, λαμβάνει το σήμα video από το ραντάρ, το αποστέλλει στο σύστημα ΤΙΤΑΝ για ψηφιακή επεξεργασία και ελέγχει πλήρως την κεραία του ραντάρ. Με την έναρξη της λειτουργίας του, κατεβάζει την κεραία χαμηλά, σε γωνία ανύψωσης 1,5 0 (βασική σάρωση), και τη θέτει σε περιστροφή με ταχύτητα 5 περιστροφών ανά λεπτό (RPM) κατά τη φορά περιστροφής των δεικτών του ρολογιού (CW). Όταν ολοκληρώνεται μια περιστροφή της κεραίας, αυτή ανυψώνεται κατά ένα καθορισμένο βήμα χωρίς να σταματήσει η περιστροφή, ξεκινάει η σάρωση στη νέα γωνία ανύψωσης, και σταματάει στις 38,5 0. Έτσι ολοκληρώνεται μια ογκομετρική σάρωση και η κεραία επαναφέρεται σε ανύψωση 1,5 0 για να ξεκινήσει η επόμενη σάρωση. Λαμβάνοντας υπόψη το εύρος της δέσμης του ραντάρ (2 0 ) και το γεγονός ότι οι μετρήσεις πρέπει να είναι αξιόπιστες σε μια ακτίνα 100 km, η ογκομετρική σάρωση περιλαμβάνει 14 επίπεδα στις εξής γωνίες ανύψωσης: 2,0 0, 3,0 0, 4,0 0, 5,0 0, 6,2 0, 7,7 0, 9,4 0, 11,5 0, 14,1 0, 17,3 0, 21,2 0, 25,9 0, 31,5 0 και 38,5 0. Σε κάθε πλήρη περιστροφή της κεραίας, σε συγκεκριμένη ανύψωση, συλλέγονται τα δεδομένα ανακλαστικότητας και απεικονίζονται ταυτόχρονα στην οθόνη του RDAS, ανά 10 dbz. Μόλις ολοκληρωθεί μια ογκομετρική σάρωση, τα ψηφιακά δεδομένα που συγκεντρώθηκαν αποστέλλονται στο σύστημα ΤΙΤΑΝ. Το σύστημα ΤΙΤΑΝ (Thunderstorm Identification, Tracking, Analysis and Nowcasting), που έχει ευρέως χρησιμοποιηθεί για τη διεξαγωγή και ανάλυση επιχειρήσεων τροποποίησης καιρού, λαμβάνει τα δεδομένα ραντάρ από το RDAS και τα δεδομένα θέσης των αεροσκαφών από το AIRLINK, τα αποθηκεύει και τα εμφανίζει ταυτόχρονα στην οθόνη. Η εικόνα παραμένει στην οθόνη ώσπου να ανανεωθεί. Η εικόνα, που ο χρήστης έχει στη διάθεσή του, απεικονίζει την πραγματική κατάσταση για τα τελευταία 3,5 λεπτά περίπου. Αυτός είναι ένας αναγκαστικός συμβιβασμός, όταν είναι επιθυμητή η ογκομετρική σάρωση. Το σύστημα ΤΙΤΑΝ αποθηκεύει αυτόματα και συνεχώς την εισερχόμενη πληροφορία. Έτσι, για όσο χρόνο λειτουργεί το ραντάρ και το καταγραφικό σύστημα, δεν υπάρχει απώλεια πληροφορίας. Επιχειρησιακά, παρέχει μια διαδοχή από εικόνες, χωρίς τη δυνατότητα αληθινού animation, δίνοντας έτσι τη δυνατότητα να προσδιοριστεί με ακρίβεια ο τρόπος ανάπτυξης και εξέλιξης των ηχώ, η κατεύθυνση και η ταχύτητα κίνησής τους και τα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά τους. Ερευνητικά, το σύστημα είναι πολύτιμο, όχι μόνο επειδή καταγράφει πληροφορίες τόσες πολλές που είναι αδύνατο να καταγραφούν από το χρήστη, αλλά και γιατί η ποιότητα των πληροφοριών είναι υψηλή και απαλλαγμένη από τον υποκειμενικό παράγοντα. Η οθόνη του ΤΙΤΑΝ μπορεί να εμφανίζει σε παράθεση ή σε επικάλυψη έξι διαφορετικά παράθυρα, οι δυνατότητες των οποίων αξίζει να αναφερθούν λεπτομερώς. 1. Παράθυρο "Titan" Πρόκειται για μια οριζόντια απεικόνιση σε σταθερό υψόμετρο, δηλαδή CAPPI (Constant Altitude Plan Position Indicator). Η οριζόντια τομή γίνεται σε επίπεδο που διαλέγει ο χρήστης, από τα 2 ως τα 18 km πάνω από τη στάθμη της θάλασσας (ASL) με βήμα 1 km. Το κέντρο της απεικόνισης βρίσκεται στη θέση της κεραίας του ραντάρ και η ακτίνα απεικόνισης είναι 120 km περίπου. Υπάρχει δυνατότητα για πρακτικά απεριόριστη μεγέθυνση της περιοχής ενδιαφέροντος, που επιτρέπει καλύτερη εκμετάλλευση της πληροφορίας. Μπορεί κανείς να προσδιορίσει τις συντεταγμένες οποιουδήποτε σημείου στην οθόνη ως προς καρτεσιανό σύστημα με κέντρο το ραντάρ και ως προς πολικό σύστημα συντεταγμένων (αζιμούθιο ή διόπτευση ως προς το μαγνητικό βορρά, απόσταση σε ναυτικά μίλια) με κέντρο το ραντάρ ή οποιοδήποτε άλλο σημείο. Ανά 20 km υπάρχουν κύκλοι απόστασης που σε κατάσταση μεγέθυνσης φτάνουν ως 6

20 ανάλυση 1 km. Παρέχεται επίσης το μήκος και ο προσανατολισμός οποιουδήποτε διανύσματος επιλεγεί πάνω στην οθόνη. Δίνονται, τέλος, και οι γεωγραφικές συντεταγμένες οποιουδήποτε σημείου (γεωγραφικό μήκος, γεωγραφικό πλάτος). Το σύστημα ΤΙΤΑΝ, μέσω διαφόρων αλγορίθμων, παρέχει πληροφορίες για τη θέση των μεγίστων μιας καταιγίδας στο παρελθόν, το παρόν και το μέλλον (πρόβλεψη), την ανακλαστικότητα σε ορισμένο σημείο, τη μέγιστη ανακλαστικότητα σε μια κατακόρυφη στήλη πάνω από συγκεκριμένο σημείο, κτλ. Οι καταιγίδες αριθμοδοτούνται και παρακολουθούνται στη συνέχεια, αν ο λόγος του όγκου τους προς την επιφάνειά τους υπερβαίνει μια κρίσιμη τιμή πάνω από ένα δεδομένο κατώφλι ανακλαστικότητας (τα 30 dbz). Για όλες τις καταιγίδες που εμφανίζονται στην οθόνη κάθε χρονική στιγμή, μπορούν να σημειώνονται είτε ο αριθμός του κυττάρου της καταιγίδας, είτε η μέγιστη ανακλαστικότητα (dbz), είτε το ύψος της κορυφής (km), είτε η ταχύτητα κίνησης του κυττάρου (km/hr), είτε τέλος το κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό (VIL) (kg/m 2 ). Το σύστημα δίνει επίσης τη δυνατότητα παρακολούθησης της πορείας ενός επιλεγμένου κυττάρου, ή όλων των κυττάρων για ολόκληρο το χρόνο ζωής τους, ή για χρονικό διάστημα 30 λεπτά πριν και 30 λεπτά ύστερα από μια συγκεκριμένη χρονική στιγμή, καθώς και βέλη που δείχνουν τη διεύθυνση κίνησης. Τρία είναι τα πεδία που απεικονίζονται στην οθόνη του παραθύρου αυτού. Το πρώτο πεδίο είναι η κατανομή της ανακλαστικότητας στο χώρο από 0 ως 80 dbz, με πρόσθετη δυνατότητα απεικόνισης ισοπληθών καμπυλών. Στην κρίσιμη περιοχή dbz το βήμα αύξησης της εικονιζόμενης ανακλαστικότητας είναι 3 dbz. Στον Πίνακα 1.2 δίνεται η αντιστοιχία της ανακλαστικότητας από το ραντάρ καιρού, με την ποιοτική κατάταξη των επιπέδων ανακλαστικότητας από το ραντάρ του αεροσκάφους, καθώς και με την ποιοτική κατάταξη που χρησιμοποιεί η Εθνική Μετεωρολογική Υπηρεσία (National Weather Service, NWS) των Η.Π.Α. Πίνακας 1.2. Αντιστοιχία ανακλαστικοτήτων μετεωρολογικών ηχώ. Ραντάρ καιρού Ραντάρ αεροσκάφους NWS των Η.Π.Α. < 30 dbz L1: ασθενείς-πράσινες L1: ασθενείς dbz L2: μέτριες-κίτρινες L2: μέτριες dbz dbz dbz 57 dbz L3: επικίνδυνες-κόκκινες L3: ισχυρές L4: πολύ ισχυρές L5: έντονες L6: ακραίες Το δεύτερο πεδίο είναι ο ρυθμός βροχόπτωσης, από 0 ως 100 mm/hr, ενώ το τρίτο πεδίο είναι το κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό (VIL), από 0 ως 100 kg/m 2, που αποτελεί ολοκλήρωση ανακλαστικοτήτων σε μια κατακόρυφη στήλη πάνω από μια τοποθεσία 2. Παράθυρο "Vertical Section" Παρέχει την κατακόρυφη τομή μιας καταιγίδας, που μπορεί να γίνεται σε οποιαδήποτε θέση της εικόνας του παραθύρου "Titan", με οποιοδήποτε μήκος και με οποιονδήποτε προσανατολισμό, όχι μόνο ακτινικά. Στην τομή αυτή μπορούν να εμφανίζονται και οι ισοπληθείς ανακλαστικότητας, και υπάρχει η δυνατότητα εξομάλυνσής τους με παρεμβολή. Με την τομή αυτή μπορούν να βρεθούν το ύψος της κορυφής της καταιγίδας σε km ASL και να εντοπιστούν άλλα χαρακτηριστικά της, π.χ. κλίση, άκμονας, περιοχή ασθενούς ηχώς (WER), θέση έντονης βαθμίδας ανακλαστικότητας, περιοχές 7

21 ανοδικών ρευμάτων, κτλ. Πρέπει, τέλος, να σημειωθεί ότι οι κορυφές των ηχώ, όπως απεικονίζονται, είναι ελαφρώς χαμηλότερες από τις πραγματικές νεφικές κορυφές. 3. Παράθυρο "Track data time scale" Μέσω αυτού του παραθύρου παρέχεται η δυνατότητα περιήγησης στο χρόνο: η ημερομηνία μεταβάλλεται κατά μία μέρα μπρος-πίσω, ενώ ο χρόνος αυξομειώνεται κατά μία ογκομετρική σάρωση, δηλαδή κατά 3,5 λεπτά περίπου. Από το παράθυρο αυτό γίνεται και η επιλογή της προς μελέτη τροχιάς. 4. Παράθυρο "Storm time history" Στο παράθυρο αυτό απεικονίζονται οι γραφικές παραστάσεις που δίνουν τη μεταβολή ορισμένων παραμέτρων της καταιγίδας που έχει επιλεγεί, συναρτήσει του χρόνου. Οι παράμετροι αυτές είναι ο όγκος που η καταιγίδα καλύπτει (από 1 ως 10 5 km 3 ), η επιφάνεια την οποία καλύπτει (από 10 ως 10 4 km 2 ), ο ρυθμός της βροχόπτωσης (από 1 ως 10 5 m 3 /s), η μάζα της καταιγίδας (από 1 ως 10 5 ktons) και το VIL (από 1 ως 10 3 kg/m 2 ). Οι χρονοσειρές αυτές μπορούν να απεικονίζονται όλες ταυτόχρονα ή καθεμιά ξεχωριστά για όλη τη διάρκεια ζωής της καταιγίδας. Σε κάθε σημείο των καμπυλών αυτών μπορεί να βρεθεί η τιμή της συγκεκριμένης παραμέτρου (η "στιγμιαία" τιμή). 5. Παράθυρο "Storm time-height profile" Στο παράθυρο αυτό εμφανίζεται η καμπύλη μεταβολής με το χρόνο του ύψους κορυφής της καταιγίδας που έχει επιλεγεί, σε όλη τη διάρκεια ζωής της. Επιπροσθέτως, μπορούν να εμφανίζονται η μέση και η μέγιστη ανακλαστικότητα σε κάθε ύψος κατά τη διάρκεια της ογκομετρικής σάρωσης. Μια άλλη δυνατότητα του παραθύρου αυτού είναι η εμφάνιση της καμπύλης που παριστάνει τη μεταβολή του ύψους στο οποίο εμφανίζεται η μέγιστη ανακλαστικότητα με υποκείμενο οποιοδήποτε από τα τρία πεδία (ανακλαστικότητα, ρυθμό βροχόπτωσης, VIL). Μπορεί επίσης να εμφανίζεται η καμπύλη μεταβολής του κέντρου βάρους της συγκεκριμένης καταιγίδας, ή του κέντρου βάρους της σταθμισμένου ως προς την ανακλαστικότητα, για κάθε ογκομετρική σάρωση. Η επιλογή αυτή υποδηλώνει την ύπαρξη χαλαζιού, αν το κέντρο βάρους της καταιγίδας κινείται προς τα πάνω, ή την έναρξη βροχόπτωσης ή χαλαζόπτωσης αν ο πυρήνας της καταιγίδας κινείται προς τα κάτω. Παρέχεται, τέλος, η εκατοστιαία μάζα, επιλογή που δείχνει πού βρίσκεται συγκεντρωμένη η μάζα της καταιγίδας, αν δηλαδή το βάρος της καταιγίδας συγκεντρώνεται ψηλά ή κοντά στη βάση της. 6. Παράθυρο "Reflectivity distribution" Πρόκειται για αθροιστικό ιστόγραμμα του ποσοστιαίου όγκου ή της ποσοστιαίας επιφάνειας συναρτήσει της ανακλαστικότητας. Δείχνει αν η καταιγίδα ενισχύεται, βλέποντας αν κάποιο συγκεκριμένο χρώμα εύρους ανακλαστικότητας καταλαμβάνει διαρκώς και μεγαλύτερο όγκο (ή επιφάνεια) από το συνολικό όγκο (ή τη συνολική επιφάνεια) της καταιγίδας, και πώς αυτό το χρώμα μεταβάλλεται με το χρόνο. Με τα αθροιστικά αυτά ιστογράμματα υπολογίζεται, για κάθε στιγμή, η έκφραση F(Z x) = X, και μια τιμή (π.χ. 69% vol.) που υποδηλώνει ότι στην κορυφή του χρώματος των 45 dbz είναι: F(Z 45 dbz) = 69%. Με άλλα λόγια, το 69% του όγκου της καταιγίδας καταλαμβάνεται από ηχώ μικρότερη των 45 dbz. Γενικά, το σύστημα ΤΙΤΑΝ αποτελεί ένα ισχυρότατο εργαλείο, τόσο ερευνητικά όσο και επιχειρησιακά, με το οποίο μπορούν να ανακληθούν όλα τα στοιχεία μιας καταιγίδας με πολύ μεγάλη λεπτομέρεια ΠΟΙΟΤΙΚΟΣ ΕΛΕΓΧΟΣ ΤΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ 8

22 Από το σύνολο των καταγραφεισών καταιγίδων, πολλές από αυτές έχουν υποστεί σπορά στα πλαίσια του αντιχαλαζικού προγράμματος. Επειδή η μελέτη έπρεπε να επικεντρωθεί στις καταιγίδες εκείνες που δεν είχαν υποστεί επέμβαση, έγινε ποιοτικός έλεγχος των δεδομένων, αφενός για να διαχωριστούν οι καταιγίδες που υπέστησαν σπορά από εκείνες που δεν υπέστησαν και αφετέρου για να απομονωθούν και να φιλτραριστούν φαινόμενα μεροληψίας, τα οποία εισάγονται με τις ακόλουθες διαδικασίες (Καρακώστας, 2002): αλλοίωση των δεδομένων λόγω διάχυσης του υλικού σποράς μεταφορά του υλικού σποράς στα υπήνεμα της καταιγίδας ή σε άλλα κύτταρα που δεν είχαν υποστεί άμεση επέμβαση εμμονή του υλικού σποράς στο χώρο από προηγηθείσα διαδικασία σποράς μετακίνηση μη σπαρμένων καταιγίδων σε χώρο όπου προηγήθηκε σπορά. Ως κριτήριο "καθαρότητας" της διαδικασίας, μη σπαρμένες θεωρήθηκαν οι καταιγίδες οι οποίες δεν προσέγγισαν μια περιοχή όπου προηγήθηκε σπορά για 20 λεπτά από τη λήξη της σποράς και όταν το αεροσκάφος σποράς δεν τις πλησίασε λιγότερο από 20 km σε οποιαδήποτε φάση της διαδικασίας σποράς. Η θέση του αεροσκάφους σποράς είναι πάντοτε ορατή στο καταγραφικό σύστημα ΤΙΤΑΝ ταυτόχρονα με τη θέση των καταιγίδων, οπότε εύκολα υπολογίζεται η σχετική τους απόσταση. Σπορά σε μια καταιγίδα μπορεί να μην έχει γίνει για διάφορους λόγους. Τέτοιοι λόγοι μπορεί να είναι: (α) η καταιγίδα να βρίσκεται εκτός της περιοχής προστασίας Α1 και να μην κινείται προς αυτήν. (β) η καταιγίδα να είναι στάσιμη και εκτός της περιοχής προστασίας. (γ) να έχει απαγορεύσει ο Πύργος Ελέγχου του αεροδρομίου την προσέγγιση του αεροσκάφους στην καταιγίδα. (δ) να έχει εμφανιστεί η καταιγίδα μεταξύ δύο πτήσεων. (ε) να καθυστέρησε η απογείωση λόγω κυκλοφορίας. (στ) να έχουν υποστεί βλάβη ο πυροδοτικός μηχανισμός των φυσιγγίων σποράς ή οι επικοινωνίες. (ζ) να έχει επιλεγεί για σπορά άλλη ισχυρότερη ή πλησιέστερη στο αεροσκάφος καταιγίδα ή αυτή να εξέρχεται από την περιοχή προστασίας ή τέλος να έχει γίνει υποεκτίμηση της έντασής της ΠΕΙΡΑΜΑΤΙΚΕΣ ΜΟΝΑΔΕΣ Για την κατάταξη των καταιγίδων στις τέσσερις προαναφερθείσες κατηγορίες χρησιμοποιήθηκαν τα κύτταρα των καταιγίδων. Με τον όρο "κύτταρο" υπονοείται συνήθως η δομική μονάδα της καταιγίδας. Στην πράξη όμως, συχνότατα οι καταιγίδες είτε εμφανίζονται ως πολυκυτταρικό σύμπλεγμα είτε διασπώνται και ακολουθούν διαφορετικές διαδρομές στο χώρο και στο χρόνο. Επειδή μια από τις θεμελιώδεις αναζητήσεις της μελέτης αυτής είναι η συμπεριφορά των διαφορετικών τύπων καταιγίδων (π.χ. μονοκυτταρικές, πολυκυτταρικές, κτλ.), όλες οι καταιγίδες κατατάχτηκαν με βάση την εμφάνισή τους στο ραντάρ (και όχι μόνο) στους τύπους αυτούς. Έτσι, μια πολυκυτταρική καταιγίδα, για παράδειγμα, εξετάζεται ως ενιαίο σύνολο. Συνεπώς, θα ήταν ορθότερος ο όρος "κυτταρικά συμπλέγματα". Για λόγους συντομίας όμως και αυτά αναφέρονται ως "κύτταρα". Τα κύτταρα αυτά λοιπόν αποτελούν την πρώτη πειραματική μονάδα της μελέτης. Πρέπει να σημειωθεί ότι καταγράφηκαν όλα τα κύτταρα που παρουσίαζαν ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από το κατώφλι T z = 30 dbz πάνω από το επίπεδο των -5 ο C. Απομονώθηκαν μόνο οι ηχώ από νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης, ενώ αποκλείστηκαν οι ηχώ από στρωματόμορφα νέφη, με βάση την κατακόρυφη δομή τους στο ραντάρ, η οποία είναι τελείως διαφορετική στις δύο περιπτώσεις. Η 9

23 χρήση ενός κατωφλίου όγκου (T v = 50 km 3 ) ήταν επίσης απαραίτητη για το φιλτράρισμα του θορύβου από μικρές περιοχές εδαφικών ανακλάσεων. Ως μια δεύτερη πειραματική μονάδα λαμβάνεται η ημέρα καταιγίδας, δηλαδή η ημέρα κατά την οποία καταγράφηκε μια τουλάχιστο καταιγίδα. Σκοπός για τη θεώρηση αυτής της πειραματικής μονάδας είναι η μελέτη του ευνοϊκού περιβάλλοντος για την εκδήλωση των χαλαζοκαταιγίδων, τόσο από δυναμική όσο και από θερμική άποψη. Οι ημέρες καταιγίδων χωρίζονται και αυτές σε τέσσερις κατηγορίες ανάλογα με το αν υπήρξε ή όχι μια τουλάχιστο χαλαζόπτωση ή αν υπήρξε επέμβαση σποράς σε ένα τουλάχιστο κύτταρο ή όχι ΟΡΓΑΝΩΣΗ ΤΩΝ ΣΤΟΙΧΕΙΩΝ Τα στοιχεία του ραντάρ, των ραδιοβολίσεων, των χαλαζομέτρων και των συνοπτικών τύπων κυκλοφορίας αρχειοθετήθηκαν σε μια σχεσιακή βάση δεδομένων. Σ' αυτήν την οργάνωση, που φαίνεται στο Σχήμα 1.3, τα δεδομένα καταχωρήθηκαν σε πίνακες, οι οποίοι έχουν κοινά τα πεδία της ημερομηνίας και του αύξοντα αριθμού των κυττάρων, έτσι ώστε να είναι δυνατός ο συνδυασμός των στοιχείων τους. Σχήμα 1.3. Οργάνωση των δεδομένων σε συσχετιζόμενους πίνακες. Ο πίνακας "Στοιχεία ΤΙΤΑΝ" περιλαμβάνει τα δεδομένα του ραντάρ για κάθε κύτταρο (π.χ. μέγιστη ανακλαστικότητα και κορυφή, συντεταγμένες, κίνηση, χρόνο ζωής). Ο πίνακας "Θερμοδυναμικά δεδομένα" περιλαμβάνει δείκτες και παραμέτρους ευστάθειας, καθώς και θερμοκρασία, υγρασία και άνεμο στις κύριες στάθμες, ενώ τα αντίστοιχα δεδομένα για τις ώρες 06 και 12 UTC εμφανίζονται σε ξεχωριστούς πίνακες για διευκόλυνση. Η κατάταξη των ημερών σε συνοπτικούς τύπους φαίνεται σε ξεχωριστό πίνακα, όπως και η διάκριση σε θερμικές και δυναμικές καταιγίδες. Σε άλλον πίνακα καταγράφεται η αριθμοδότηση του συστήματος ΤΙΤΑΝ σε κάθε κύτταρο της ημέρας για ευκολία στην αναζήτηση, ενώ ο πίνακας "Χαλάζι" δίνει στοιχεία των χαλαζοπτώσεων (θέση χαλαζομέτρου, μέγιστη διάμετρο χαλαζοκόκκου, πλήθος χαλαζοκόκκων και πυκνότητά τους). Η οργάνωση αυτή έχει το πλεονέκτημα της ανάκτησης στοιχείων από πίνακες διαφορετικού περιεχομένου, με διατύπωση 10

24 κατάλληλων ερωτημάτων. Αυτό γίνεται εφικτό, με βάση τα κοινά πεδία των πινάκων. Η αναζήτηση γίνεται ακόμα ευκολότερη, όταν θεσπιστούν κριτήρια αναζήτησης για το φιλτράρισμα συγκεκριμένων στοιχείων. Τέλος, είναι δυνατή η εξαγωγή δεδομένων σε φύλλο εργασίας για περαιτέρω επεξεργασία και συσχέτιση. 11

25 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΜΟΝΤΕΛΑ: ΕΝΝΟΙΕΣ ΚΑΙ ΙΕΡΑΡΧΙΑ

26 2.1. ΓΕΝΙΚΑ Στην εργασία αυτή περιγράφεται ένα εννοιολογικό μοντέλο για τις χαλαζοκαταιγίδες που εκδηλώνονται στην περιοχή της Κεντρικής Μακεδονίας. Η διεξοδική πραγμάτευση του θέματος προϋποθέτει την παρουσίαση των γενικών αρχών που διέπουν τα μοντέλα, την κατηγοριοποίησή τους, την εφαρμογή τους στη μετεωρολογία και την εξειδίκευσή τους στις χαλαζοκαταιγίδες. Αυτές αποτελούν σύνθετα συστήματα, μια γενική επισκόπηση των οποίων δίνεται στη συνέχεια ΣΥΝΘΕΤΑ ΣΥΣΤΗΜΑΤΑ: ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΞΕΤΑΣΗΣ Τα χαρακτηριστικά των σύνθετων συστημάτων συνοψίζονται στις ακόλουθες ιδιότητες: Οι σχέσεις μεταξύ των αυτοτελών στοιχείων ενός σύνθετου συστήματος σχηματίζουν ένα πλαίσιο στενής αλληλεξάρτησης και ισχυρής συσχέτισης. Η μεταβολή ενός στοιχείου μπορεί να προκαλέσει μεταβολή άλλων στοιχείων. Το σύστημα έχει μια πολυεπίπεδη ιεραρχία και πολυλειτουργική δομή. Επομένως κάθε επίπεδο συμβάλλει στη δημιουργία ενός υψηλότερου επιπέδου ή εκτελεί λειτουργίες προς όφελος του συνολικού συστήματος. Κατά την ανάπτυξή του το σύστημα λαμβάνει διαρκώς πληροφορίες από το περιβάλλον του, ανασυνθέτοντας την ιεραρχία του και τις λειτουργικές του δομές. Μεταξύ του συστήματος και του περιβάλλοντος υφίσταται μια αμφίδρομη επίδραση και το σύστημα αναπτύσσεται προς μια κατεύθυνση αποδεκτή από το περιβάλλον. Το σύστημα είναι από τη φύση του δυναμικό, καθώς υπόκειται σε διαρκή μεταβολή και εξέλιξη. Η βασική μεθοδολογία για την εξέταση τέτοιων σύνθετων συστημάτων περιλαμβάνει τη σύνθεση τεσσάρων αρχών: Τη θεμελίωση εννοιολογικού μοντέλου για το συνολικό σύστημα και τα υποσυστήματά του, το μετασχηματισμό σε μαθηματικό μοντέλο και την εύρεση ποσοτικών και ποιοτικών συμπερασμάτων. Την ενσωμάτωση της μικροανάλυσης και της μακροανάλυσης. Ο σκοπός της μικροανάλυσης είναι η κατανόηση των λεπτομερειών κάθε συνιστώσας του συστήματος ή της ιεραρχικής του δομής, ενώ της μακροανάλυσης είναι η αποσαφήνιση της λειτουργικής δομής του συστήματος. Τη σύνθεση της αναγωγής με τον "ολισμό". Η αναγωγή δίνει έμφαση στην ερμηνεία ενός μακροσκοπικού φαινομένου από τοπικούς μηχανισμούς και από τη μικροδομή, ενώ ο "ολισμός" υποστηρίζει ότι τα μακροσκοπικά χαρακτηριστικά ενός συστήματος προσδιορίζονται από επιδράσεις που ασκούνται από τις αυτοτελείς συνιστώσες του συστήματος. Την ενοποίηση της επιστημονικής αιτιολόγησης με τη φιλοσοφική ανάλυση. Κάθε επιστημονική θεωρία είναι ένα εννοιολογικό σύστημα με λογική δομή που εκφράζεται με συμβολισμό και "φορμαλισμό". Οι εξαιρέσεις από αυτήν ερμηνεύονται με φιλοσοφικές αποδείξεις που περιλαμβάνουν τους νόμους της 12

27 άρνησης της άρνησης και της συμπληρωματικότητας των αντιθέτων, την αναγκαιότητα και το ενδεχόμενο, την αυτοτέλεια και τη γενικότητα ΜΟΝΤΕΛΑ Ένα μοντέλο συνίσταται από ένα υπόδειγμα, πρότυπο ή παράδειγμα που εκφράζει τη συμπεριφορά ενός προϋπάρχοντος αντικειμένου ή συστήματος. Απεικονίζει ένα μέρος του περιβάλλοντος που είναι δύσκολο ή αδύνατο να γίνει αντιληπτό και αποτελεί μια απλοποιημένη συστηματική διαμόρφωση των συσχετιζόμενων στοιχείων του συστήματος με κάποια σχηματική μορφή. Επειδή ο μαθηματικός "φορμαλισμός" μιας υπόθεσης οδηγεί αναγκαστικά σε ένα μοντέλο, στην ουσία κάθε έρευνα αποσκοπεί σε κάποιο τύπο μοντέλου. Δύο είναι οι γενικές λειτουργίες των μοντέλων: η κατανόηση και ερμηνεία, που αναφέρεται στη βέλτιστη υπόθεση για τη θεωρητική έκφραση του πώς λειτουργεί το μοντέλο, και η πρόγνωση, που παρέχει την απόκριση κάποιων μεταβλητών σε μεταβολές κάποιων άλλων. Υπάρχουν διάφορες κατηγορίες μοντέλων, μη αμοιβαία αποκλειόμενες: "ντετερμινιστικά" (αιτιοκρατικά) / στοχαστικά, περιγραφικά / μηχανιστικά, δυναμικά / στατικά, χαοτικά και προσομοιώσεις σε υπολογιστή ΙΕΡΑΡΧΙΑ ΤΩΝ ΜΟΝΤΕΛΩΝ 1. Εννοιολογικά μοντέλα Αποτελούν μια νοητική εικόνα ενός αντικειμένου, συστήματος ή μιας διαδικασίας, η οποία καθορίζει τα σημαντικά θέματα. Εξηγούν περιγραφικά την ύπαρξη ενός φαινομένου ή τη λειτουργία μιας διαδικασίας και προτείνουν το "φορμαλισμό" για άλλους τύπους μοντέλων. Αποτελούν την έναρξη (υπόθεση) και τη λήξη (αποτέλεσμα) μιας ερευνητικής προσπάθειας. Είναι δηλαδή η βάση και η κορυφή της πυραμίδας των μοντέλων. Ορισμένα προβλήματα δεν προχωρούν πέρα από κάποιο επίπεδο, είτε γιατί περιγράφονται πλήρως από αυτό, είτε επειδή το πρόβλημα είναι περίπλοκο (άγνωστοι οι θεμελιώδεις νόμοι ή δύσκολη αναπαράσταση των οριακών συνθηκών). Είναι δυνατό να συλλεχτούν δεδομένα για έλεγχο του μοντέλου, συχνά όμως αυτά είναι ανακριβή, μη αντιπροσωπευτικά, δυσεξήγητα ή πολυδάπανα στη συλλογή τους. Για τους λόγους αυτούς, αν είναι γνωστή η φυσική ή η μαθηματική βάση του φαινομένου, τότε μπορούν να κατασκευαστούν αναλυτικά ή αριθμητικά μοντέλα. Αν πάλι είναι δυνατή η συλλογή δεδομένων, τότε μπορούν να δημιουργηθούν εμπειρικά ή στατιστικά μοντέλα. 2. Φυσικά μοντέλα ή μοντέλα κλίμακας Για κάποια συστήματα είναι δυνατή η δημιουργία μιας μικροσκοπικής εκδοχής τους που επιτρέπει τον έλεγχο των φυσικών συστημάτων με μια εργαστηριακή διάταξη. Συνήθως όμως αυτό εμπεριέχει κάποια απώλεια, γιατί δε διατηρούνται όλες οι παράμετροι κλίμακας. 3. Εμπειρικά στατιστικά μοντέλα Αν η συλλογή δεδομένων είναι δυνατή, τότε μπορούν να δημιουργηθούν μοντέλα που συνδέουν τις μεταβλητές, χρησιμοποιώντας τεχνικές συσχέτισης και 13

28 παλινδρόμησης. Η ισχύς των συσχετίσεων μπορεί να ελεγχθεί στατιστικά και να επιβεβαιωθεί η αρχικά υποτιθέμενη σχέση αιτίου αποτελέσματος. Τα μοντέλα αυτά σχετίζονται με επαγωγικές μεθόδους και θεωρούνται παραγωγοί υποθέσεων. Οι εμπειρικές σχέσεις που ανακύπτουν μπορούν να τελειοποιήσουν το εννοιολογικό μοντέλο και να υποδείξουν το "φορμαλισμό" για αναλυτικά ή αριθμητικά μοντέλα. Τα εμπειρικά μοντέλα, έστω και χωρίς εννοιολογική θεμελίωση, είναι επιχειρησιακώς χρήσιμα, γιατί δίνουν απαντήσεις. 4. Αναλυτικά μοντέλα Μπορούν να περιγραφούν ως εξίσωση ή εξισώσεις που να επιλύονται, και τα προϊόντα τους μπορούν να συγκριθούν με πραγματικά δεδομένα για την αξιολόγησή τους. Σε απλά συστήματα μπορούν πλήρως και επακριβώς να περιγράψουν το φαινόμενο. Σε σύνθετα συστήματα, τα μοντέλα αυτά μπορούν να κάνουν προσεκτικές απλοποιήσεις των φυσικών νόμων στους οποίους βασίζεται το φαινόμενο. Οι απλοποιήσεις αυτές πρέπει να δικαιολογούνται από τα δεδομένα, το εννοιολογικό μοντέλο και την ανάλυση κλίμακας. Η κατανόηση και ερμηνεία τους καθώς και η επιχειρησιακή χρήση τους από μη ειδικούς είναι εύκολη, επειδή επικεντρώνονται στις σημαντικότερες σχέσεις και φυσικούς νόμους, οπότε είναι εύκολος και ο καθορισμός των περιορισμών του μοντέλου. Η υπολογιστική τους ικανότητα σημαίνει ότι είναι ιδανικά για έλεγχο της ευαισθησίας των εξαρτημένων μεταβλητών σε μεταβολές των ανεξάρτητων μεταβλητών ή των παραμέτρων. 5. Αριθμητικά μοντέλα Αν το αναλυτικό μοντέλο είναι ατελές, είναι καλύτερη η χρήση του αριθμητικού μοντέλου που αναπαριστά πληρέστερα το πρόβλημα. Πρόκειται για εξισώσεις που πρέπει να επιλυθούν αριθμητικά εφόσον είναι διαθέσιμα τα δεδομένα που απαιτούνται για τις αρχικές και οριακές συνθήκες του μοντέλου. Το ανώτατο επίπεδο στο οποίο μπορούν να φτάσουν είναι η προσπάθεια άμεσης επίλυσης των μαθηματικών εξισώσεων που περιγράφουν τους θεμελιώδεις φυσικούς νόμους. Συνήθως, κάποιες ελάχιστες απλοποιήσεις ή παραμετροποιήσεις είναι απαραίτητες. Κάποια φαινόμενα, που συμβαίνουν σε κλίμακες μικρότερες από την ανάλυση του μοντέλου, χρειάζεται να παραμετροποιηθούν ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ Ένα εννοιολογικό μοντέλο περιγράφει τα βασικά χαρακτηριστικά ενός μετεωρολογικού φαινομένου και αναγνωρίζει τις κύριες διαδικασίες που συμβαίνουν. Ένα πλήρες εννοιολογικό μετεωρολογικό μοντέλο παρέχει: έναν ορισμό του φαινομένου συναρτήσει χαρακτηριστικών που αναγνωρίζονται από παρατηρήσεις, αναλύσεις ή έγκυρες προσομοιώσεις. μια περιγραφή του κύκλου ζωής του φαινομένου συναρτήσει της εμφάνισης, του μεγέθους, της έντασης και του καιρού που το συνοδεύει. 14

29 μια αναφορά των φυσικών διαδικασιών που το διέπουν, κάτι που βοηθάει στην κατανόηση των παραγόντων που καθορίζουν τον τρόπο και το ρυθμό εξέλιξής του. τη βάση για το διαχωρισμό των μετεωρολογικών διαδικασιών και για την εξαγωγή των κύριων σημάτων από σύνθετες μορφές. προσδιορισμό των βασικών μετεωρολογικών πεδίων που αναδεικνύουν τις κύριες διαδικασίες και βοηθούν στη διάγνωση του φαινομένου. καθοδήγηση για τις προβλεπόμενες μετεωρολογικές συνθήκες ή καταστάσεις με χρήση των διαγνωστικών και προγνωστικών πεδίων που διακρίνουν την ανάπτυξη από τη μη ανάπτυξη, τη μετακίνηση και την εξέλιξη. μια σύνθεση όλων των διαθέσιμων πληροφοριών σε μια νοητική τετραδιάστατη (χωροχρονική) εικόνα ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΑ ΜΟΝΤΕΛΑ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Σύμφωνα με τον Browning (1977), τα εννοιολογικά μοντέλα των χαλαζοκαταιγίδων: ερμηνεύουν την ανάπτυξη του χαλαζιού συναρτήσει αναγνωρισμένων χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων, βασίζονται ουσιωδώς σε εμπεριστατωμένα ευρήματα και στη φυσική αιτιολόγηση, χρειάζονται βελτίωση και αναθεώρηση υπό το φως νεότερων ευρημάτων, εξασφαλίζουν ένα αξιόλογο υπόβαθρο για περαιτέρω εστίαση στους μηχανισμούς της φυσικής ανάπτυξης του χαλαζιού, και παρέχουν τη θεωρητική θεμελίωση των εννοιών της καταστολής χαλαζιού. 15

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ

31 3.1. ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΚΛΙΜΑΚΕΣ Κατά την αρχική φάση της εξέλιξής τους, οι χαλαζοφόρες καταιγίδες βρίσκονται στο στάδιο του "σωρείτη" καλύπτοντας μικρή έκταση, ενώ στο ώριμο στάδιό τους μπορούν να σχηματίζουν συμπλέγματα ή μακρόβιες διατάξεις πολύ μεγαλύτερης έκτασης. Η εξέταση των χαλαζοκαταιγίδων και του περιβάλλοντος που τις διαμορφώνει και τις επηρεάζει απαιτεί μελέτη σε διάφορες χωρικές και χρονικές κλίμακες (μικρή, μέση και μεγάλη), γι αυτό είναι χρήσιμη η παράθεση των διαφόρων ατμοσφαιρικών κλιμάκων, των χωροχρονικών ορίων τους και των ποιοτικών χαρακτηριστικών τους. Στον Πίνακα 3.1 φαίνονται οι ατμοσφαιρικές κλίμακες, τα όρια της οριζόντιας κλίμακας μήκους L, η χρονική κλίμακα Τ (Λαγκρανζιανή κλίμακα παρακολουθώντας την κίνηση), καθώς και τα ατμοσφαιρικά φαινόμενα που συνοδεύουν καθεμιά. Πίνακας 3.1. Ατμοσφαιρικές κλίμακες (Thunis and Bornstein, 1996). L Τ Κλίμακα Ατμοσφαιρικά φαινόμενα 10,000 km 1 μήνας macro-α γενική κυκλοφορία, μακρά κύματα 2,000 km 1 εβδομάδα 200 km 1 ημέρα 20 km 2 km 200 m 30 λεπτά 20 m 1 λεπτό macro-β macro-γ (meso-α*) meso-β 1 ώρα meso-γ meso-δ (micro-α*) micro-β 2 m 1 δευτερόλεπτο micro-γ micro-δ *: σύμφωνα με τον Orlanski (1975) ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΜΕΣΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ συνοπτικές υφέσεις μέτωπα, τυφώνες κατώτεροι αεροχείμαρροι (LLJ), θαλάσσια αύρα, συμπλέγματα καταιγίδων, αστικές κυκλοφορίες, άνεμοι και κύματα ορέων αναταράξεις εν αιθρία (CAT), καταιγίδες σωρείτες, σίφωνες καταβατικοί άνεμοι θαλάσσιοι σίφωνες, ρότορες, ανεμοστρόβιλοι, θερμοπομφόλυγες τύρβη, ηχητικά κύματα Η παρούσα μελέτη εστιάζεται στα χαρακτηριστικά τριών περιοχών της κλίμακας, όπου επικεντρώνεται η εμφάνιση των μελετώμενων συστημάτων, γύρω δηλαδή από τη meso-β κλίμακα. Στις εξισώσεις κίνησης, η ανάλυση κλίμακας γίνεται με βάση την τυπική οριζόντια ταχύτητα V, το χαρακτηριστικό οριζόντιο μήκος L, το χαρακτηριστικό χρόνο T (L/V), την οριζόντια διακύμανση της πίεσης Δp, και τα σταθερά μεγέθη: πυκνότητα αέρα ρ (1 kg/m 3 ) και παράγοντα Coriolis f (10-4 s -1 ) για τα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Έχουμε λοιπόν: 1. Συνοπτική ή μεγάλη κλίμακα (mesο-α και μεγαλύτερες) 18

32 Σ αυτήν: V 10 m/s, L 10 6 m, T 10 5 s και Δp 10 hpa=10 3 Pa. Η κίνηση είναι υδροστατική και σχεδόν γεωστροφική. Η δύναμη Coriolis είναι κυρίαρχη στις κινήσεις αυτές και η ροή είναι σχεδόν διδιάστατη (δηλαδή οι κατακόρυφες κινήσεις είναι αμελητέες (w<<u)). 2. Μέση κλίμακα (meso-β) Σ αυτήν: V 10 m/s, L 10 5 m, T 10 4 s και Δp 1 hpa=10 2 Pa. Η κίνηση είναι υδροστατική και όχι σχεδόν γεωστροφική. Η υδροστατική προσέγγιση εξακολουθεί να είναι αρκετά καλή, η ροή σχεδόν διδιάστατη, ενώ η δύναμη Coriolis είναι μη αμελητέα και υπάρχει σημαντική μη γεωστροφική συνιστώσα. 3. Μικρή κλίμακα ή κλίμακα σωρείτη (meso-γ και μικρότερες) Σ αυτήν: V 10 m/s, L 10 4 m, T 10 3 s και Δp 1 hpa=10 2 Pa. Η κίνηση είναι μη υδροστατική, μη γεωστροφική και τυρβώδης. Η κατακόρυφη επιτάχυνση είναι σημαντική, άρα η υδροστατική προσέγγιση δεν ισχύει. Η δύναμη Coriolis είναι αμελητέα, άρα η ροή είναι μη γεωστροφική, η επιτάχυνση είναι σημαντική (δύναμη βαροβαθμίδας, PGF) και η ροή είναι τρισδιάστατη (w u). Ειδικότερα για τη μέση κλίμακα, τα όριά της είναι δυναμικώς καθορισμένα. Στο ανώτερο όριο (L=200 km), οι ατμοσφαιρικές κινήσεις έχουν οριζόντια έκταση αρκετά μικρή, ώστε η δύναμη Coriolis να είναι ανεξάρτητη του γ.πλάτους. Στο κατώτερο όριο (L=200 m), η κλίμακα περιλαμβάνει όλα τα φαινόμενα στα οποία οι επιδράσεις της δύναμης Coriolis είναι αρκετά ισχυρές, ώστε να καθορίζουν τη διεύθυνση περιστροφής. Και τα δύο όρια εξαρτώνται από την ευστάθεια, γιατί όσο αυτή αυξάνεται, οι κινήσεις καθίστανται πιο οριζόντιες και επηρεάζονται περισσότερο από τη δύναμη Coriolis. Η δημιουργία ενέργειας στις μέσης κλίμακας κυκλοφορίες και στα καιρικά συστήματα μπορούν να καταταχτούν σε πέντε τύπους (Holton, 1992): 1. Εξαναγκασμός από επιφανειακές ανομοιογένειες, θερμικές ή ορογραφικές, π.χ. θαλάσσια και απόγεια αύρα, άνεμοι ορέων και κοιλάδων, κύματα όρους, κυκλοφορίες αστικής θερμικής νησίδας, ανοδική μεταφορά, κτλ. 2. Εσωτερική προσαρμογή των συστημάτων ροής μεγαλύτερης κλίμακας, π.χ. μέτωπα, υφέσεις, μέγιστα αεροχειμάρρου. 3. Αστάθειες μέσης κλίμακας, π.χ. συμμετρική αστάθεια. 4. Μεταφορά ενέργειας από τη μεγάλη κλίμακα, π.χ. βαροκλινική αστάθεια, βαροτροπική αστάθεια, αδρανειακή αστάθεια (θερμική μεταφορά και μεταφορά στροβιλισμού) ή από τη μικρή κλίμακα, π.χ. αστάθεια Kelvin-Helmholtz, δυνητική αστάθεια. 5. Αλληλεπίδραση μεταξύ φυσικών και δυναμικών νεφικών διαδικασιών, π.χ. δημιουργία σωρειτόμορφων συστημάτων μέσης κλίμακας (MCS) μέσω επέκτασης κλίμακας ΟΙ ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Οι καταιγίδες, συνήθως, λόγω του μεγέθους τους, περιγράφονται ως φαινόμενα μέσης κλίμακας. Η συνηθέστερη κλίμακά τους είναι η meso-β. Οι καταιγίδες εμφανίζονται και στις τρεις οριζόντιες κλίμακες: ξεκινούν στη μικρότερη meso-γ κλίμακα, ενώ συχνά φτάνουν στη meso-β. Κάποιες γραμμές λαίλαπας φτάνουν στη meso-α κλίμακα. 19

33 Γενικότερα, η ανάπτυξη της κατάλληλης θερμοδυναμικής δομής που ευνοεί την εκδήλωση των καταιγίδων οφείλεται σε διαδικασίες μεγάλης κλίμακας, ενώ ο μηχανισμός διέγερσης της ανοδικής μεταφοράς οφείλεται σε διαδικασίες μέσης κλίμακας (Rockwood and Maddox, 1988). Στο Σχήμα 3.1 εμφανίζεται η αλληλουχία των, όχι αναγκαστικά, ανεξάρτητων διαδικασιών που οδηγούν στη χαλαζόπτωση, καθώς και οι αντίστοιχες κλίμακες, με τη μορφή μιας αλυσίδας (Humphries et al., 1987). Οι διαδικασίες μέσα σε κάθε κρίκο συμβαίνουν συχνά σε διαφορετικές χωρικές και χρονικές κλίμακες. Σχήμα 3.1. Αλυσίδα διαδικασιών που οδηγούν σε χαλαζόπτωση (από Humphries et al., 1987). 20

34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4ο ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΕΞΕΤΑΣΗ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ

35 4.1. ΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ Ορισμός Οι καταιγίδες αποτελούν ένα ατμοσφαιρικό φαινόμενο με βίαια εκδήλωση, κύρια χαρακτηριστικά της οποίας είναι οι ηλεκτρικές εκκενώσεις, οι ισχυροί και ριπαίοι άνεμοι, η ραγδαία βροχόπτωση και συχνά η χαλαζόπτωση. Παρόλο που λίγα μόνο νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης εξελίσσονται σε καταιγίδες, όλα τα καταιγιδοφόρα νέφη είναι νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης. Μόνο οι σωρειτομελανίες (Cb) μπορούν να παράγουν καταιγίδες. Σε αντίθεση με τους σωρείτες (Cu) και τους συμπαγείς σωρείτες (Cu con), που αναπτύσσονται σε περιβάλλον που το χαρακτηρίζει ασθενής ανοδική μεταφορά, οι σωρειτομελανίες αναπτύσσονται σε συνθήκες έντονης ανοδικής μεταφοράς Δομικό στοιχείο Κατά τη διάρκεια του προγράμματος Thunderstorm (Byers and Braham, 1949) στις περιοχές της Florida και του Ohio διεξήχθησαν παρατηρήσεις καταιγίδων με τη βοήθεια αεροσκαφών έρευνας και ραντάρ καιρού. Αποκαλύφθηκε τότε πως κοινό γνώρισμα όλων των καταιγίδων είναι ότι αποτελούνται από μία τουλάχιστο μονάδα κυκλοφορίας κατακόρυφης ανάπτυξης, που ονομάστηκε κύτταρο (cell) και μπορεί να θεωρηθεί ως η βασική δομική μονάδα μιας καταιγίδας. Ένα καταιγιδοφόρο νέφος αποτελείται συχνά από ένα πλήθος κυττάρων σε διαφορετικά στάδια ανάπτυξης. Το κύτταρο είναι μια δυναμική περιοχή σχετικά ισχυρών κατακόρυφων κινήσεων (τάξης μεγέθους πολλών m/s), σε αντίθεση με την τυπική ανοδική ταχύτητα συνοπτικής κλίμακας που είναι λίγες δεκάδες cm/s (Foote, 1985). Το κύτταρο είναι μια δυναμική οντότητα που χαρακτηρίζεται από μια συμπαγή περιοχή σχετικά ισχυρής κατακόρυφης κίνησης αέρα που μπορεί να αναγνωριστεί στο ραντάρ από τον όγκο της σχετικά έντονης βροχόπτωσης που συνδέεται μ' αυτό Browning (1977). Σημειώνεται πάντως ότι τα κύτταρα όπως ορίζονται από τις κατακόρυφες αέριες κινήσεις και τα κύτταρα όπως ορίζονται στο ραντάρ από την κατανομή του υετού δεν ταυτίζονται πάντοτε Ανάπτυξη Οι βασικές προϋποθέσεις που δημιουργούν ευνοϊκό περιβάλλον για τη δημιουργία καταιγίδων είναι: η ύπαρξη σημαντικής υγρασίας στα κατώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα, η ύπαρξη αστάθειας υπό συνθήκη στα υψηλά επίπεδα και η ύπαρξη ανυψωτικού μηχανισμού που θέτει τον αέρα σε κίνηση. Ακόμα και αν η ατμόσφαιρα είναι ασταθής, απαιτείται μηχανισμός διέγερσης της ανοδικής μεταφοράς που οδηγεί στη δημιουργία καταιγίδων Αστάθεια Η αστάθεια ή ευστάθεια της ατμόσφαιρας γίνεται καλύτερα κατανοητή αν εξεταστεί με τη βοήθεια ενός θερμοδυναμικού διαγράμματος, όπως αυτό του Σχήματος 4.1 (θερμοκρασίας-ύψους). Το σχήμα αυτό παρουσιάζει τη σχετική θέση της ξηρής ή ακόρεστης (DALR, Γd), της υγρής ή κορεσμένης (SALR, Γs) αδιαβατικής καμπύλης και της καμπύλης του περιβάλλοντος (ELR, γ). Η υγρή βρίσκεται πάντοτε στα δεξιά της ξηρής, λόγω του βραδύτερου ρυθμού ψύξης. Όταν η καμπύλη θερμοκρασίας του περιβάλλοντος βρίσκεται στα δεξιά της SALR, τότε έχουμε απόλυτη υδροστατική ευστάθεια (Σχ. 4.1α). Όταν βρίσκεται στα αριστερά της DALR έχουμε απόλυτη υδροστατική αστάθεια (Σχ. 4.1β), ενώ όταν βρίσκεται 22

36 ανάμεσά τους έχουμε υπό συνθήκη αστάθεια (Σχ. 4.1γ). Η απόλυτη αστάθεια ή ευστάθεια δηλώνει ότι η κατάσταση ισορροπίας της ατμόσφαιρας δεν εξαρτάται από την ποσότητα των υδρατμών της αέριας μάζας. Η υπό συνθήκη αστάθεια δηλώνει την εξάρτηση της κατάστασης ισορροπίας της ατμόσφαιρας από την ποσότητα των υδρατμών που περιέχει η αέρια μάζα. Υπάρχει δηλαδή ευστάθεια αν η μάζα είναι ακόρεστη και αστάθεια αν είναι κορεσμένη από υδρατμούς. Σχήμα 4.1. Απόλυτη ευστάθεια, απόλυτη αστάθεια και υπό συνθήκη αστάθεια. Αν έστω και μία αδιαβατική καμπύλη, που σε θερμοδυναμικό διάγραμμα παριστάνει την ανύψωση ενός αέριου δείγματος από κάποιο σημείο ενός συγκεκριμένου στρώματος, τέμνει την καμπύλη της πραγματικής θερμοκρασίας, τότε το στρώμα αυτό παρουσιάζει λανθάνουσα αστάθεια. Το εμβαδό μεταξύ των δύο καμπυλών είναι θετικό, όταν η πραγματική καμπύλη βρίσκεται στα αριστερά και αρνητικό, όταν αυτή βρίσκεται στα δεξιά. Αν το θετικό εμβαδό είναι μεγαλύτερο του αρνητικού, επικρατεί πραγματική λανθάνουσα αστάθεια, ενώ αν είναι μικρότερο, επικρατεί ψευδολανθάνουσα αστάθεια. Όταν ένα παχύ στρώμα αέρα ανυψώνεται ως σύνολο, η συνθήκη ευστάθειας μπορεί να μεταβάλλεται κατά τη διάρκεια της ανύψωσης. Αν η βάση του στρώματος είναι πολύ υγρή και η κορυφή συγκριτικά ξηρότερη, τότε η βάση θα κορεστεί νωρίτερα από την κορυφή. Από εκεί και ύστερα η βάση θα ψύχεται βραδύτερα από την κορυφή, καθιστώντας έτσι πιο απότομη τη θερμοβαθμίδα μέσα στο στρώμα, δημιουργώντας τελικά συνθήκες αστάθειας (Σχήμα 4.2). Σχήμα 4.2. Δυνητική ή σωρειτοποιός αστάθεια. 23

37 Η αστάθεια που προκαλείται με αυτόν τον τρόπο λέγεται δυνητική ή σωρειτοποιός αστάθεια.. Γι' αυτήν ισχύει το ακόλουθο κριτήριο Rossby (θw = δυνητική θερμοκρασία του υγρού θερμομέτρου, θe* = ισοδύναμη δυνητική θερμοκρασία): dθ w dθ *e <0 ή <0 dz dz Ανοδική μεταφορά Η διάδοση θερμότητας στη φύση πραγματοποιείται με τρεις τρόπους: με αγωγή, με ακτινοβολία και με ανοδικά ρεύματα (convection). Η ανοδική μεταφορά μπορεί να οφείλεται σε μηχανικές δυνάμεις ή σε δυνάμεις άνωσης. Η δεύτερη περίπτωση παρατηρείται έπειτα από έντονη εδαφική θέρμανση ή έπειτα από ψύξη στα ανώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα. Η ελεύθερη ανοδική μεταφορά αναφέρεται σε αέρια δείγματα που θερμαίνονται αρχικά λόγω της επαφής τους με τη συσσωρευμένη επιφανειακή θερμότητα που σχετίζεται κυρίως με τοπικές ανωμαλίες "ηλιασμού" (insolation) λόγω διαφορών ανακλαστικής ικανότητας του εδάφους. Όταν ένα αέριο δείγμα καταστεί υπέρθερμο αποκτά υψηλότερη θερμοκρασία και μικρότερη πυκνότητα λόγω διαστολής, σε σύγκριση με τον περιβάλλοντα αέρα. Το θερμότερο, αραιότερο και ασταθέστερο δείγμα αρχίζει να ανυψώνεται από την επιφάνεια και αντικαθίσταται από ψυχρότερο και πυκνότερο αέρα που συγκλίνει προς την περιοχή της υπερθέρμανσης. Το ασταθές δείγμα θα συνεχίσει να ανέρχεται όσο παραμένει θερμότερο και αραιότερο από το περιβάλλον. Όταν οι θερμοκρασίες και οι πυκνότητες δείγματος και περιβάλλοντος εξισωθούν, επιτυγχάνεται ισορροπία και ο αέρας αποκλίνει οριζοντίως. Εξαναγκασμένη ανοδική μεταφορά είναι η κατακόρυφη μεταφορά ενέργειας με τυρβώδεις στροβίλους που σχετίζονται κυρίως με εμπόδια στη στρωτή ροή του αέρα. Παρατηρείται επίσης και κατά μήκος ενεργών μετώπων, τα οποία αντιπροσωπεύουν όρια αερίων μαζών με διαφορετικές θερμοκρασίες και πυκνότητες. Η ισχυρή ορογραφική και μετωπική μετατόπιση παράγει ένα ισχυρό, σταθερό ανοδικό ρεύμα και είναι υπεύθυνη για την ανάμιξη αέρα με διαφορετική θερμοκρασία, υγρασία και πυκνότητα από τα ανώτερα και τα κατώτερα επίπεδα Θερμοδυναμική μελέτη της αστάθειας Για τη μελέτη της αστάθειας χρησιμοποιείται ένα θερμοδυναμικό διάγραμμα (π.χ. τεφίγραμμα) και εξετάζεται η εξέλιξη ενός ανερχόμενου αέριου δείγματος, σύμφωνα με τη θεωρία δείγματος. Εξαναγκασμένη ανοδική μεταφορά. Αρχικά το δείγμα ανυψώνεται από την επιφάνεια ως τη στάθμη συμπύκνωσης λόγω ανύψωσης LCL (Σχήμα 4.3α) ακολουθώντας πρώτα την ξηρή αδιαβατική (θ=σταθ., θ=δυνητική θερμοκρασία) και στη συνέχεια την υγρή κορεσμένη ψευδοαδιαβατική (θw=σταθ., θw=δυνητική θερμοκρασία του υγρού θερμομέτρου), η οποία τέμνει για πρώτη φορά την καμπύλη της περιβαλλοντικής θερμοκρασίας στη στάθμη ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς (LFC) και για δεύτερη φορά στη στάθμη ισορροπίας (EL) (Σχήμα 4.3α). Όταν το δείγμα βρίσκεται στο ευσταθές στρώμα κάτω από το LFC, πρέπει να λάβει ενέργεια για να κινηθεί προς τα πάνω. Η αρνητική περιοχή ή αλλιώς ο εμποδισμός σωρειτογένεσης μεταξύ της αδιαβατικής καμπύλης ανόδου του δείγματος και της καμπύλης της περιβαλλοντικής θερμοκρασίας είναι ανάλογη προς το ποσό της κινητικής ενέργειας που πρέπει να δοθεί στο δείγμα. Το ανερχόμενο δείγμα ψύχεται λόγω εκτόνωσης, καθώς η ατμοσφαιρική πίεση 24

38 ελαττώνεται με το ύψος. Όταν υπάρχει αρκετή υγρασία η ψύξη προκαλεί συμπύκνωση (LCL). Η ανοδική κίνηση πάνω από το LCL συντηρείται, με βραδύτερο όμως ρυθμό λόγω έκλυσης λανθάνουσας θερμότητας συμπύκνωσης. Πάνω από το LFC, όσο το δείγμα είναι θερμότερο του περιβάλλοντος, τόσο αυτό συνεχίζει να ανέρχεται ελεύθερα και οι δυνάμεις άνωσης αυξάνουν την κατακόρυφη ταχύτητά του. Η θετική περιοχή μεταξύ των καμπυλών ανόδου δείγματος και περιβάλλοντος από το LFC ως το EL είναι ανάλογη προς το ποσό της κινητικής ενέργειας που το δείγμα κερδίζει από το περιβάλλον. Στο EL το δείγμα έχει τη μέγιστη ορμή. Πάνω από το EL το δείγμα είναι ψυχρότερο του περιβάλλοντος, αρχίζουν να δρουν καθοδικές δυνάμεις που το επιβραδύνουν, ωσότου αυτό ηρεμήσει στη στάθμη διείσδυσης (PL) και αρχίσει να βυθίζεται. Το εμβαδό της ανώτερης αρνητικής περιοχής και της κατώτερης ισούται με το εμβαδό της θετικής περιοχής για ενεργειακούς λόγους (Salby, 1996). Σχήμα 4.3. Θερμοδυναμική και ενεργειακή μελέτη της ανοδικής μεταφοράς. Ελεύθερη ανοδική μεταφορά Η κατακόρυφη ανάμιξη μέσα σε μια αέρια στήλη που βρίσκεται σε επαφή με το έδαφος συμβαίνει ως αποτέλεσμα της θέρμανσης του εδάφους από τον ήλιο. Η θερμότητα μεταφέρεται με αγωγή από την επιφάνεια προς τον υπερκείμενο αέρα, δημιουργώντας έτσι μια ισχυρή θερμοβαθμίδα στα κατώτερα αέρια στρώματα. Όταν η θερμοβαθμίδα γίνει υπεραδιαβατική, τότε κάθε μικρή διαταραχή οδηγεί σε κατακόρυφες κινήσεις των στοιχείων του αέρα μέσα στο στρώμα, προκαλώντας έτσι γενική ανάμιξη και ανατροπή. Η καθ' ύψος κατανομή (κατατομή) της θερμοκρασίας στο στρώμα ανάμιξης τείνει προς την ξηρή αδιαβατική και η αναλογία μίγματος πλησιάζει παντού τη μέση τιμή της ως προς την πίεση. Αν συνεχιστεί η ισχυρή θέρμανση στην επιφάνεια, τότε η θερμότητα αυτή μεταφέρεται προς τα πάνω, ανυψώνοντας τη θερμοκρασία του αέρα σ' ολόκληρο το στρώμα. Αν Τ0 είναι η αρχική θερμοκρασία επιφάνειας, η θέρμανση ανυψώνει τη θερμοκρασία προκαλώντας παροδικά μια υπεραδιαβατική θερμοβαθμίδα και η ανοδική μεταφορά τείνει να δημιουργήσει μια ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα με επιφανειακή θερμοκρασία Τ1 (Σχήμα 4.3β). Περαιτέρω θέρμανση ανυψώνει τη θερμοκρασία και αυξάνει το πάχος του στρώματος ανάμιξης. Τελικά, η θερμοκρασία επιφάνειας φτάνει το Τ2 και η συνολική θερμότητα που έχει προστεθεί λόγω της ανοδικής μεταφοράς 25

39 είναι ανάλογη προς το εμβαδό της περιοχής ABC. Στο μεταξύ, η αναλογία μίγματος έχει γίνει περίπου σταθερή ως το ύψος του σημείου C και ίση προς τη μέση τιμή της στο στρώμα (r=σταθ.). Μια ελάχιστη επιπλέον θέρμανση ανυψώνει την κορυφή του στρώματος ανάμιξης στο σημείο όπου η ξηρή αδιαβατική τέμνει την ισόυγρη. Στο σημείο αυτό, που ονομάζεται στάθμη συμπύκνωσης λόγω ανοδικής μεταφοράς (CCL), αναμένεται η συμπύκνωση και οι βάσεις των σωρειτών. Αν ο αέρας πάνω από το CCL είναι υπό συνθήκη ασταθής, τότε η ανύψωση των ασταθών δειγμάτων θα συνεχιστεί, με τη θερμοκρασία να ελαττώνεται κατά την ψευδοαδιαβατική θερμοβαθμίδα. Συχνά, η πραγματική διαδικασία είναι πιο περίπλοκη, καθώς η θέρμανση προκαλεί εξάτμιση του νερού στην επιφάνεια, κάτι που αυξάνει την αναλογία μίγματος και τείνει να χαμηλώσει τη στάθμη του CCL. Η ξηρή αδιαβατική από το CCL καθορίζει τη μικρότερη θερμοκρασία ως την οποία ο επιφανειακός αέρας πρέπει να θερμανθεί, προτού ένα δείγμα μπορέσει να ανέλθει ξηροαδιαβατικά ως το CCL χωρίς ποτέ να είναι ψυχρότερο από το περιβάλλον. Αυτή η θερμοκρασία λέγεται θερμοκρασία ανοδικής μεταφοράς Τc. Το CCL είναι μοναδικό, όντας ταυτόχρονα LCL και LFC για τον ασταθή επιφανειακό αέρα. Ενώ το LCL εξαρτάται μόνο από τις ιδιότητες του αέρα στην επιφάνεια, το CCL προϋποθέτει την κατακόρυφη ανάμιξη του αέρα σε όλο το πάχος του στρώματος ανάμιξης. Το LCL γενικά βρίσκεται χαμηλότερα από το CCL. Στην πράξη, επειδή ο υπονεφικός αέρας είναι καλά αναμεμιγμένος, τα LCL και CCL σχεδόν συμπίπτουν. Το LCL επίσης σχετίζεται με την ποσότητα της υγρασίας στα χαμηλά επίπεδα που επηρεάζει την ψύξη λόγω εξάτμισης της βροχής μέσα στο καθοδικό ρεύμα. Στη θεωρία αυτή (θεωρία δείγματος), θεωρούμε ροή αδιαβατική, άτριβη, χωρίς εισχώρηση. Επίσης, αγνοούνται αλληλεπιδράσεις των μικροφυσικών διαδικασιών του νέφους που οδηγούν σε εξασθένηση του ανοδικού ρεύματος. Όσο μεγαλύτερο είναι το νέφος, τόσο προσεγγίζει την πραγματικότητα η αδιαβατική υπόθεση, γιατί το νέφος ανέρχεται ψηλότερα, καθώς τα αέρια δείγματα στο κέντρο του νέφους προστατεύονται από την εισχώρηση ξηρού αέρα στα άκρα τους. Η θετική περιοχή του τεφιγράμματος (εμβαδό που μετατρέπεται σε J/kg) αποτελεί τη δυνητικά διαθέσιμη ενέργεια ανοδικής μεταφοράς (CAPE) και είναι μια ποσοτική έκφραση της θερμοδυναμικής αστάθειας της ατμόσφαιρας, καθώς εξαρτάται από τη θερμοϋγρομετρική δομή της ατμόσφαιρας καθ' ύψος. Εκφράζει τη δύναμη άνωσης για επιτάχυνση των δειγμάτων προς τα πάνω, άρα ουσιαστικά φανερώνει την ένταση του ανοδικού ρεύματος, το οποίο με τη σειρά του ρυθμίζει την ένταση της καταιγίδας. Η CAPE συνδέεται με τη μέγιστη ανοδική ταχύτητα μέσα στο νέφος wmax με τη σχέση (Rogers, 1979): wmax = (2*CAPE)1/2 Η CAPE δεν αποτελεί μέτρο της αστάθειας, είναι απλώς μια κατακόρυφα ολοκληρωμένη ποσότητα. Συνεπώς δεν υφίσταται ένα προς ένα αντιστοιχία μεταξύ CAPE και αστάθειας. Η CAPE εξαρτάται από την αστάθεια και το ύψος της ανοδικής μεταφοράς. Η κανονικοποιημένη CAPE (NCAPE) αποτελεί καλύτερο δείκτη της αστάθειας (Blanchard, 1998), γιατί η κατακόρυφη κατανομή της CAPE παίζει σημαντικό ρόλο (αν δηλαδή η θετική περιοχή είναι ψηλή και λεπτή ή χαμηλή και πλατιά). Ο εμποδισμός σωρειτογένεσης CIN αποτελεί ένα μέτρο της ικανότητας της κατατομής της θερμοκρασίας για καταστολή της ανοδικής μεταφοράς στην επιφάνεια. Σε περιπτώσεις υπερυψωμένης ανοδικής μεταφοράς, η μεγάλη CIN ευνοεί την ανοδική μεταφορά αν υπάρχει συνοπτικός ή μέσης κλίμακας εξαναγκασμός και αρκετή αστάθεια πάνω από το ευσταθές στρώμα. 26

40 Ενεργειακή μελέτη της αστάθειας Με αδιαβατικές συνθήκες η δύναμη άνωσης είναι συντηρητική (δηλαδή το έργο που εκτελείται κατά μήκος μιας κυκλικής διαδρομής είναι μηδέν). Επομένως, η δυναμική ενέργεια Ρ του ανερχόμενου δείγματος δίνεται από την: dp = ΔWb = -fbdz', (όπου Wb το έργο που εκτελείται ενάντια στην άνωση και -fb η ειδική δύναμη άνωσης (ανά μονάδα μάζας) που δρα πάνω στο δείγμα). Ορίζοντας το μηδενικό επίπεδο αναφοράς για τη δυναμική ενέργεια στο ύψος εκκίνησης z0, έχουμε: z z ρ - ρ ρ - ρ α -α dp = -g dz P = gdz = gdz = z 0 ρ ρ α z0 p P( p) = R p (α - α ) dp p0 p p (T - T)dp = -R (T - T)(- dlnp) = -RA(p), p0 p0 όπου p=πίεση, ρ=πυκνότητα, α=ειδικός όγκος και Τ=θερμοκρασία αέρα, με τα Τ, ρ, α να αναφέρονται στο περιβάλλον και τα Τ', ρ', α' στο δείγμα. Η A(p) είναι το συνολικό εμβαδό μεταξύ των κατακόρυφων κατανομών της Τ και της Τ' ως τη στάθμη p και R είναι η ειδική σταθερά των αερίων. Πάνω από το αρχικό αδιατάρακτο επίπεδο p0, αλλά κάτω από το LFC, ισχύει Τ'<Τ, άρα η P αυξάνει προς τα πάνω. Η αύξηση της δυναμικής ενέργειας P, καθώς το δείγμα απομακρύνεται από την αρχική θέση ισορροπίας του, αποτελεί ένα "φρέαρ δυναμικού" μέσα στο οποίο είναι δέσμιο το δείγμα (Σχήμα 4.3γ). Για να απελευθερωθεί το δείγμα από το φρέαρ πρέπει να εκτελεστεί έργο ενάντια στη δύναμη επαναφοράς του λόγω άνωσης. Αφού το δείγμα φτάσει στο LFC, όπου η P είναι μέγιστη, το έργο αυτό είναι διαθέσιμο να μετατραπεί σε κινητική ενέργεια Κ. Πάνω από το LFC ισχύει Τ'>Τ, κι έτσι η P ελαττώνεται προς τα πάνω. Στις συντηρητικές αυτές συνθήκες ισχύει ΔΚ=-ΔΡ. Η ελάττωση της Ρ πάνω από το LFC παριστάνει μετατροπή της δυναμικής ενέργειας σε κινητική που ενεργοποιεί την ανοδική μεταφορά μέσω του έργου άνωσης. Η συνολική δυναμική ενέργεια, που διατίθεται για μετατροπή σε κινητική, είναι η CAPE. Η ενέργεια αυτή αντικατοπτρίζει το συνολικό έργο που εκτελείται από την άνωση πάνω από το LFC, καθώς και τη μεγάλη ελάττωση της δυναμικής ενέργειας. Επειδή η καμπύλη ανόδου του δείγματος τέμνει εκ νέου την καμπύλη της περιβαλλοντικής θερμοκρασίας στο EL, η CAPE είναι αναγκαστικά πεπερασμένη, όπως επίσης είναι και η κινητική ενέργεια που αποκτά το δείγμα. Ένα ανώτατο όριο για την κινητική ενέργεια του δείγματος είναι (w' είναι η κατακόρυφη ταχύτητα): p EL w 2 = P(p LFC ) - P(p EL ) = R (T - T)(-dlnp) = CAPE 2 p LFC Στο LFC η κατακόρυφη ταχύτητα είναι τυπικά μηδέν, κι έτσι η σχέση wmax=(2*cape)1/2 δίνει το μέγιστο ανοδικό ρεύμα (στο EL). Στην πράξη, η ανάμιξη με τον περιβαλλοντικό αέρα καθιστά τη συμπεριφορά μη συντηρητική, γι' αυτό η ανοδική αυτή ταχύτητα παρατηρείται σπάνια. Πάνω από το EL, όπου το δείγμα έχει ουδέτερη ευστάθεια, είναι πάλι Τ'<Τ, κι έτσι η P αυξάνει προς τα πάνω. Το δείγμα δέχεται πάλι αρνητική άνωση και περιορίζεται σε ένα νέο φρέαρ δυναμικού. Παρά την αντίσταση της άνωσης, το δείγμα ξεπερνάει το EL λόγω της κινητικής ενέργειας που έχει αποκτήσει. Παρ' όλα αυτά, η Ρ αυξάνεται εντονότατα πάνω από το EL, επειδή η περιβαλλοντική θερμοκρασία αποκλίνει από τη θερμοκρασία του δείγματος. Επομένως, η εισχώρηση στο ευσταθές ανώτερο στρώμα είναι μικρή σε σύγκριση με το ύψος που το δείγμα 27

41 διασχίζει στο υπό συνθήκη ασταθές κατώτερο στρώμα. Όταν το δείγμα φτάσει στη στάθμη εισχώρησης pp, όπου η Ρ ισούται με το προηγούμενο μέγιστό της στο LFC, όλη η κινητική ενέργεια έχει μετατραπεί εκ νέου σε δυναμική, συνεπώς το δείγμα είναι και πάλι δέσμιο Γενικό σχήμα της ανοδικής μεταφοράς Ύστερα από την προαναφερθείσα ανάλυση, είναι δυνατή η διαμόρφωση ενός εποπτικού σχήματος για τη διάκριση αιτίων και μηχανισμών ανοδικής μεταφοράς (Σχήμα 4.4): Ανοδική μεταφορά Ελεύθερη Εξαναγκασμένη Θερμικό αίτιο Δυναμικό αίτιο Ανωστικές δυνάμεις Μηχανικές δυνάμεις CCL = βάση CuF LCL = βάση CuF Ανάμιξη Όχι ανάμιξη Σχήμα 4.4. Διάκριση αιτίων και μηχανισμών της ανοδικής μεταφοράς Ανυψωτικοί μηχανισμοί Η κατακόρυφη κίνηση του αέρα είναι πάντοτε αποτέλεσμα κάποιου ανυψωτικού μηχανισμού. Τέτοιοι μηχανισμοί είναι οι εξής: Ανοδική μεταφορά. Προέρχεται από την ανόμοια θέρμανση του εδάφους. Η έντονη θέρμανση μπορεί τοπικά να προκαλέσει άνοδο της επιφανειακής θερμοκρασίας σε τιμές μεγαλύτερες της Tc. Τότε ο αέρας καθίσταται αραιότερος από τον παρακείμενο ψυχρότερο αέρα και αρχίζει να ανέρχεται. Το αίτιο, λοιπόν, είναι θερμικό. Μετωπική ανύψωση. Προκαλείται από μια σφήνα ψυχρού αέρα που εξαναγκάζει το θερμότερο αέρα σε άνοδο κατά μήκος της κλίσης της μετωπικής επιφάνειας. Το αίτιο, στην περίπτωση αυτή, είναι δυναμικό. Ορογραφική ανύψωση. Προκαλείται από κάποιο εξέχον τοπογραφικό χαρακτηριστικό (π.χ. μια οροσειρά) ή από κεκλιμένο έδαφος. Κατά την υπερπήδηση του φυσικού εμποδίου η αέρια μάζα υφίσταται αδιαβατική εκτόνωση και ψύξη. Το αίτιο δημιουργίας είναι μηχανικό. Σύγκλιση. Προκαλείται από συσσώρευση αέρα σε μια περιοχή κοντά στην επιφάνεια, με αποτέλεσμα τον εξαναγκασμό της περίσσειας του αέρα σε άνοδο. Και σ' αυτήν την περίπτωση το αίτιο είναι μηχανικό (βαρομετρικά χαμηλά) Κύκλος ζωής ενός κυττάρου καταιγίδας Ο κύκλος ζωής ενός κυττάρου καταιγίδας χαρακτηρίζεται από μια αλληλουχία διαδικασιών που χωρίζεται σε τρία στάδια (Σχήμα 4.5), τα οποία εξετάζονται αναλυτικά. Οι περισσότερες καταιγίδες αέριας μάζας αποτελούνται από αρκετά τέτοια κύτταρα που αναπτύσσονται και διαλύονται διαδοχικά, έχοντας ένα χρόνο ζωής μιας ώρας περίπου (Byers and Braham, 1949). 28

42 Σχήμα 4.5. Κύκλος ζωής ενός κυττάρου καταιγίδας. Στάδιο σωρείτη Οπτικά εμφανίζεται ως μια ταχεία κατακόρυφη ανάπτυξη ενός σωρείτη λευκού χρώματος που διογκώνεται, με καλά καθορισμένα όρια, και σχηματίζεται από ανερχόμενα αέρια δείγματα. Το οριζόντιο σχήμα του είναι γενικά ελλειπτικό, με τυπική διάμετρο αρχικά 1-2 km που εξελίσσεται σε συμπαγή σωρείτη με διάμετρο ίση ή μεγαλύτερη από 10 km. Ανοδικά ρεύματα κυριαρχούν σε όλη του την κατακόρυφη έκταση, με τα ισχυρότερα να επικρατούν στα υψηλότερα επίπεδα, όπου φτάνουν ως 20 m/s (Φλόκας, 1992). Χαρακτηρίζεται από την πρώτη εμφάνιση ηχώ στο ραντάρ. Μέσα στο κύτταρο η θερμοκρασία είναι παντού μεγαλύτερη από αυτήν του περιβάλλοντος, ενώ η πίεση στην επιφάνεια, ακριβώς κάτω από το κύτταρο, είναι χαμηλότερη από αυτή σε παρακείμενες περιοχές, με σύγκλιση σ' όλα τα επίπεδα. Πλευρικά ή από την κορυφή συμβαίνει εισχώρηση και ανάμιξη με τον περιβαλλοντικό αέρα. Ένα πλήθος αρκετά μεγάλων υδροσταγόνων (με διάμετρο αρκετών εκατοντάδων μ) ή χιονοσφαιριδίων, σε επίπεδα όπου η θερμοκρασία είναι μικρότερη από 0οC, υφίσταται μέσα στο νέφος, με βαθμιαία μετάβαση με το ύψος από υγρά σε στερεά υδρομετέωρα, η οποία εν μέρει καθορίζεται από την ένταση του ανοδικού ρεύματος. Τελικά, τα νεφικά σωματίδια (υδροσταγόνες, παγοκρύσταλλοι, χαλαζόκοκκοι) αποκτούν τόσο βάρος ώστε δεν μπορούν πια να συγκρατηθούν από το ανοδικό ρεύμα και αρχίζουν να πέφτουν. Το τέλος του σταδίου αυτού σηματοδοτείται από την άφιξη του υετού στο έδαφος. Το στάδιο αυτό διαρκεί περίπου λεπτά. Ώριμο στάδιο Η έναρξη του σταδίου αυτού συμπίπτει με την άφιξη του υετού στο έδαφος. Το ανοδικό ρεύμα εξακολουθεί να ενισχύεται, φτάνοντας τα m/s. Μέσα στο νέφος υφίστανται μεγάλες περιοχές με υπερψυγμένο υγρό νερό, στα ανώτερα επίπεδα όμως, επικρατούν μόνο παγοκρύσταλλοι, οι οποίοι αυξάνουν σε πλήθος και μέγεθος. Τα μεγαλύτερα υδρομετέωρα αρχίζουν να πέφτουν, δημιουργώντας έτσι ένα καθοδικό ρεύμα λόγω ψύξης από εξάτμιση των βροχοσταγόνων και ιξώδους τριβής μεταξύ σταγόνων και αέρα. Αυτό ξεκινάει από τα μέσα και κατώτερα επίπεδα και επιταχύνεται λόγω της αστάθειας. Ενώ το ανοδικό ρεύμα συνίσταται από θερμό αέρα χαμηλής πίεσης, το καθοδικό συνίσταται από σχετικά ψυχρό αέρα υψηλής πίεσης, που επεκτείνεται με την πάροδο του χρόνου οριζοντίως και κατακορύφως, φτάνοντας τα m/s. Το καθοδικό ρεύμα αλληλεπιδρά με το ανοδικό, κάνοντάς το τελικά να 29

43 εξασθενήσει. Οι αναταράξεις φτάνουν στη μέγιστη έντασή τους και είναι ισχυρότερες στην περιοχή συνύπαρξης ανοδικού και καθοδικού ρεύματος, λόγω της τριβής μεταξύ των αντιτιθέμενων ρευμάτων. Στην επιφάνεια μπορεί να δημιουργηθεί ένα ριπαίο μέτωπο με ιδιότητες ψυχρού μετώπου, που σχετίζεται με τη διάχυση του καθοδικού ρεύματος. Αυτό εκτείνεται από 5 ως 30 km μπροστά από την περιοχή του υετού, όντας προάγγελός του. Στην επιφάνεια, εκτός από μια ανωμαλία υψηλών πιέσεων, εμφανίζεται ισχυρή απόκλιση στο πεδίο του ανέμου, που εκδηλώνεται ως απότομη αύξηση της έντασης και αλλαγή της διεύθυνσής του. Επίσης, η βαρομετρική τάση παρουσιάζει μια ημιτονοειδή κύμανση που χαρακτηρίζεται από μια πτώση (περίπου 1 hpa) αρχικά, στη συνέχεια μια απότομη άνοδο (περίπου 2 hpa) με τη διέλευση του ριπαίου μετώπου και τέλος μια βαθμιαία πτώση (περίπου 1 hpa) ως την αρχική (συνοπτικής κλίμακας) τιμή της. Παρόλο που ο αέρας στο καθοδικό ρεύμα θερμαίνεται κατά την κάθοδο, παραμένει σχετικά ψυχρός φτάνοντας στην επιφάνεια, όπου η θερμοκρασία παρουσιάζει διαρκή πτώση. Στο στάδιο αυτό μπορεί να εμφανιστεί χαλάζι στο έδαφος, ενώ υπάρχει σημαντική ηλεκτρική δραστηριότητα. Καθώς η βροχή συνεχίζεται, το καθοδικό ρεύμα επεκτείνεται σε ολόκληρο το κύτταρο στα κατώτερα επίπεδα, ο κατερχόμενος αέρας συμπιέζεται και θερμαίνεται, οπότε μπορεί να συγκρατεί όλο και περισσότερη υγρασία, με αποτέλεσμα ο υετός βαθμιαία να σταματήσει. Το καθοδικό ρεύμα και το ριπαίο μέτωπο τελικά αποκόπτουν την τροφοδοσία του νέφους με αέρα. Το στάδιο αυτό διαρκεί περίπου 15 με 30 λεπτά και είναι το πιο έντονο και ενεργό στάδιο της καταιγίδας. Στάδιο διάλυσης Ξεκινάει όταν το καθοδικό ρεύμα και η εκροή καλύψουν εξολοκλήρου την κατώτερη περιοχή του κυττάρου. Το καθοδικό ρεύμα επεκτείνεται βαθμιαία σε ολόκληρη την κατακόρυφη έκταση του νέφους, η ποσότητα του υγρού νερού ελαττώνεται και καταπαύουν οι ηλεκτρικές εκκενώσεις, οι αναταράξεις, η κατακόρυφη κίνηση, η επιφανειακή απόκλιση και ο υετός. Το στάδιο αυτό χαρακτηρίζεται από μια νεφική δομή τύπου άκμονα στην κορυφή του νέφους, ο οποίος αποτελείται από παγοκρυστάλλους. Το νέφος τελικά διαλύεται ή διασπάται σε μικρότερα μέρη. Μόνο το 20% περίπου των υδρατμών που συμπυκνώθηκαν στο ανοδικό ρεύμα φτάνει ουσιαστικά στο έδαφος ως υετός. Το υπόλοιπο εξατμίζεται στο καθοδικό ρεύμα ή απομένει ως νεφικό υπόλειμμα ή τέλος παραμένει με τη μορφή παγοκρυστάλλων στους θυσάνους του άκμονα. Η διάρκεια του σταδίου αυτού δεν προσδιορίζεται επακριβώς, κατά μέσον όρο όμως, διαρκεί περίπου 30 λεπτά ΤΥΠΟΙ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Κατάταξη των καταιγίδων Μια πρώτη κατάταξη των καταιγίδων γίνεται με βάση το περιβάλλον στο οποίο αναπτύσσονται. Διακρίνονται σε δύο τύπους: καταιγίδες αέριας μάζας ή τοπικές καταιγίδες και μετωπικές καταιγίδες. Οι καταιγίδες αέριας μάζας διαιρούνται περαιτέρω ανάλογα με το ανυψωτικό αίτιο (κατακόρυφη μεταφορά, οριζόντια μεταφορά, ορογραφική ανύψωση) και οι μετωπικές ανάλογα με το είδος του μετώπου (θερμό, ψυχρό), (Σαχσαμάνογλου και Μακρογιάννης, 1998). Η κατάταξη αυτή παρουσιάζεται εποπτικά στο Σχήμα 4.6. Μια δεύτερη κατάταξη των καταιγίδων γίνεται με βάση τη δομή τους. Έτσι, διακρίνονται πρωταρχικά δύο είδη κυττάρων καταιγίδας: τα συνήθη κύτταρα και τα υπερκύτταρα. Τα συνήθη είναι βραχύβια κύτταρα και οι περισσότερες καταιγίδες σε δεδομένη στιγμή αποτελούνται από μια διαδοχή τέτοιων κυττάρων σε διάφορα 30

44 στάδια εξέλιξης. Σε πρώτη προσέγγιση αυτά αποτελούν κλειστά συστήματα που μετακινούνται με το μέσο τροποσφαιρικό άνεμο (Weisman and Klemp, 1984). Καταιγίδες Αέριας μάζας Κατακόρυφης μεταφοράς Οριζόντιας μεταφοράς Μετωπικές Ορογραφικής ανύψωσης Θερμού μετώπου Ψυχρού μετώπου Σχήμα 4.6. Κατάταξη καταιγίδων ανάλογα με το περιβάλλον τους. Τα υπερκύτταρα είναι ισχυρότερα και αναπτύσσονται σε περιβάλλον με ευνοϊκή κατακόρυφη κατανομή θερμοκρασίας, υγρασίας και ανέμου (Browning and Ludlam, 1962). Το χαρακτηριστικό τους είναι μια μεγάλης κλίμακας έντονη κυκλοφορία σε σχεδόν αμετάβλητη κατάσταση, με το ανοδικό και το καθοδικό ρεύμα να συμβιώνουν για μεγάλο χρονικό διάστημα. Αποτελούν ένα ανοιχτό σύστημα που διαδίδεται συνεχώς συντηρώντας αυτήν την κυκλοφορία, σε διεύθυνση που μπορεί να αποκλίνει από το μέσο τροποσφαιρικό άνεμο προς τα δεξιά (SR) ή προς τα αριστερά (SL) του (Marwitz, 1972a). Η κατάταξη αυτή φαίνεται στο Σχήμα 4.7. Καταιγίδες Συνήθη κύτταρα Υπερκύτταρα Σχήμα 4.7. Κατάταξη καταιγίδων με βάση τη δομή τους. Δευτερευόντως, η φύση μιας καταιγίδας καθορίζεται από τον αριθμό, τον τύπο και την κατανομή των κυττάρων από τα οποία αποτελείται. Αναγνωρίζονται τρεις κατηγορίες: μονοκυτταρικές, πολυκυτταρικές καταιγίδες και γραμμές λαίλαπας. Η μονοκυτταρική καταιγίδα μπορεί να αποτελείται από ένα βραχύβιο σύνηθες κύτταρο ή ένα μακρόβιο υπερκύτταρο. Η πολυκυτταρική καταιγίδα αποτελείται από έναν αριθμό κυττάρων σε σύμπλεγμα, που μπορούν να είναι όλα συνήθη, χωρίς να αποκλείονται τα υπερκύτταρα. Τα διαδοχικά κύτταρα σχηματίζονται συνήθως στη δεξιά πλευρά κοιτώντας προς τη διεύθυνση της κίνησης. Αυτό κάνει την καταιγίδα να διαδίδεται προς τα δεξιά ως σύνολο κατά ένα διακριτό τρόπο. Η γραμμή λαίλαπας αποτελείται από συνήθη κύτταρα ή και από υπερκύτταρα, διατεταγμένα κατά μήκος μιας γραμμής, που δεν αλληλεπιδρούν ανταγωνιστικά διεκδικώντας τον ίδιο θερμό και υγρό αέρα. Η κατάταξη αυτή φαίνεται στο Σχήμα

45 Καταιγίδες Μονοκυτταρικές Πολυκυτταρικές Γραμμές λαίλαπας Σχήμα 4.8. Κατάταξη καταιγίδων ανάλογα με τον αριθμό, τον τύπο και την κατανομή των κυττάρων από τα οποία αποτελούνται. Μια τρίτη κατάταξη των καταιγίδων έγινε από τον Foote (1985), στην οποία λαμβάνονται υπόψη ο αριθμός των κυττάρων (μονοκυτταρικές, πολυκυτταρικές), ο χρόνος ζωής τους (βραχύβιες, μακρόβιες), ο τρόπος ανάπτυξης και διάδοσής τους (τυχαίος, κανονικός (ασθενής, διακριτή, συνεχής διάδοση)) και η χωρική τους οργάνωση (ανοργάνωτες, συμπαγή συμπλέγματα, γραμμική οργάνωση). Η κατάταξη αυτή δίνεται στο Σχήμα 4.9. Σχήμα 4.9. Κατάταξη των καταιγίδων κατά Foote (1985) Επίδραση της διάτμησης Οι Chisholm and Renick (1972) παρουσίασαν τους χαρακτηριστικούς τύπους οδογράφου του ανέμου για τρία είδη καταιγίδων, τις μονοκυτταρικές, τις πολυκυτταρικές και τις υπερκυτταρικές (Σχήμα 4.10). Στο Σχήμα 4.10α η οδογράφος εμφανίζει ασθενή διάτμηση και σχετίζεται με την ανάπτυξη βραχύβιων 32

46 μονοκυτταρικών καταιγίδων ή ανοργάνωτων πολυκυτταρικών. Στο 4.10β η οδογράφος σχετίζεται με οργανωμένες πολυκυτταρικές και στο 4.10γ με υπερκυτταρικές καταιγίδες. Στις τρεις αυτές κατηγορίες ο Marwitz (1972c) πρόσθεσε και μια τέταρτη, τις καταιγίδες ισχυρής διάτμησης. Σχήμα Οδογράφοι ανέμου για (α) μονοκυτταρικές, (β) πολυκυτταρικές και (γ) υπερκυτταρικές καταιγίδες (από Chisholm and Renick, 1972) Ευνοϊκές συνθήκες για σφοδρές καταιγίδες Στο Σχήμα 4.11 παρουσιάζονται οι συνθήκες καθ' ύψος μέσα στην τροπόσφαιρα που οδηγούν στην ανάπτυξη σφοδρών καταιγίδων. Σχήμα Συνθήκες ευνοϊκές για ανάπτυξη σφοδρών καταιγίδων. 33

47 Ο θερμός και υγρός παραεδάφιος αέρας αποτελεί ένδειξη της παροχής ενέργειας για την καταιγίδα. Το στατικώς ευσταθές στρώμα λίγο πιο πάνω δρα ως κάλυμμα, επιτρέποντας τη συσσώρευση ενέργειας ως το βαθμό που η τελική έκλυσή της να μπορεί να τροφοδοτήσει μια βίαιη καταιγίδα. Ο ξηρός αέρας στα μέσα επίπεδα συνεισφέρει στην ένταση του καθοδικού ρεύματος, ενώ ο ψυχρός αέρας στα ανώτερα επίπεδα αυξάνει την υπό συνθήκη αστάθεια. Οι ισχυροί άνεμοι στα επίπεδα αυτά συνεισφέρουν στην ανάπτυξη στροβιλισμού και ευνοούν τη δημιουργία σιφώνων. Τέλος, η διάτμηση του ανέμου ευνοεί μακρόβιες καταιγίδες. Χωρίς τη διάτμηση, ολόκληρο το περιβάλλον (καταιγίδα μαζί με το οριακό στρώμα) θα κινούνταν ως σύνολο, με αποτέλεσμα τη δημιουργία καταιγίδων που θα κατανάλωναν την περιορισμένη παροχή της υπονεφικής ενέργειας και θα διαλύονταν σύντομα. Με τη διάτμηση, οι άνεμοι στο οριακό στρώμα κινούνται ως προς την καταιγίδα και παρέχουν συνεχώς ενέργεια με αποτέλεσμα μακρόβιες καταιγίδες (Stull, 2000) Παράγοντες που επηρεάζουν τον τύπο και τη δομή των καταιγίδων Μακροχρόνιες έρευνες έχουν δείξει ότι οι παράγοντες που επηρεάζουν τον τύπο και τη δομή των καταιγίδων είναι η ανοδική μεταφορά (CAPE) και η διάτμηση. Όσο μεγαλύτερη είναι η CAPE τόσο αυξάνει το μέγεθος, το ύψος και η ένταση των κυττάρων. Η διάτμηση μαζί με την CAPE καθορίζουν τον τύπο της καταιγίδας. Με μεγάλη CAPE και ισχυρή διάτμηση ευνοείται η δημιουργία υπερκυτταρικών καταιγίδων. Με μικρή CAPE οι εξωτερικοί μηχανισμοί διέγερσης (μέτωπα, αεροχείμαρροι, κτλ.) και ο εμποδισμός σωρειτογένεσης ρυθμίζουν την έναρξη, τη δομή και την εξέλιξη των καταιγίδων. Όσο μεγαλύτερη είναι η διάτμηση, τόσο αυξάνει η μακροβιότητα και η οργάνωση των καταιγίδων. Συνεπώς με μικρή διάτμηση ευνοείται η δημιουργία μονοκυτταρικών και με μεγάλη πολυκυτταρικών καταιγίδων. Όσο μεγαλύτερο είναι το μήκος της οδογράφου, τόσο αυξάνει η κατακόρυφη διάτμηση και ο οριζόντιος στροβιλισμός με συνέπεια τη μεγαλύτερη δυνατότητα περιστροφής του ανοδικού ρεύματος στα μέσα επίπεδα και τη δημιουργία υπερκυττάρων. Μια ευθύγραμμη οδογράφος ευνοεί εξίσου ισχυρά υπερκύτταρα που κινούνται προς τα δεξιά και προς τα αριστερά του ανέμου πηδαλιούχησης. Ο λόγος είναι ότι ένα ανοδικό ρεύμα που κινείται με το μέσο άνεμο προκαλεί συστροφή μόνο του εγκάρσιου στροβιλισμού. Μια κυκλωνικά στρεφόμενη οδογράφος ευνοεί υπερκύτταρα κινούμενα προς τα δεξιά, ενώ μια αντικυκλωνικά στρεφόμενη ευνοεί τα κινούμενα προς τα αριστερά. Ο λόγος είναι ότι ένα ανοδικό ρεύμα που κινείται με το μέσο άνεμο προκαλεί συστροφή του διαμήκους στροβιλισμού και αυξάνει την περιστροφή (Davies-Jones, 1984). Ο αέρας των μέσων επιπέδων επηρεάζει κυρίως τα κατακόρυφα ρεύματα της καταιγίδας. Όσο ξηρότερος είναι (χαμηλότερη θw) τόσο ισχυρότερα είναι τα καθοδικά ρεύματα που ψύχονται λόγω εξάτμισης και οι ριπαίοι άνεμοι. Αν η διάτμηση είναι ασθενής, τότε η εισχώρηση είναι μικρότερη και τα καθοδικά ρεύματα ισχυρότερα (Fawbush and Miller, 1954). Ο πολύ ξηρός (υγρός) αέρας στα μέσα επίπεδα επιταχύνει (επιβραδύνει) την εκροή στα χαμηλά επίπεδα, εξασθενώντας (ισχυροποιώντας) έτσι το ανοδικό ρεύμα (Gilmore and Wicker, 1998). Ο ξηρός αέρας στα μέσα επίπεδα ενισχύει επίσης τον ψυχρό θύλακο στην επιφάνεια λόγω της παρουσίας της βροχής στο καθοδικό ρεύμα. Αν μάλιστα συνοδεύεται από μια απότομη θερμοβαθμίδα στα επίπεδα αυτά, τότε αυξάνει την ένταση πολυκυτταρικών συστημάτων (π.χ. γραμμών λαίλαπας), επειδή ο ξηρός αέρας εισχωρεί τόσο στο ανοδικό όσο και στο καθοδικό ρεύμα. 34

48 Οι θεμελιώδεις διαδικασίες της εξέτασης του περιβάλλοντος των καταιγίδων, με την ανάλυση θερμοδυναμικού διαγράμματος και οδογράφου, οδηγούν σε συγκεκριμένους τύπους καταιγίδων που παρουσιάζονται με τη μορφή διαγράμματος ροής στο Σχήμα Κατακόρυφη αστάθεια (τεφίγραμμα) Κατακόρυφη διάτμηση (οδογράφος) συμβάλλουν σε σε Συμβάλλουν Διαδικασίες άνωσης Αλληλεπιδράσεις άνωσης-διάτμησης ρυθμίζουν την Ένταση ανοδικού & καθοδικού ρεύματος Έναυση νέων κυττάρων από τον ψυχρό θύλακο Περιστροφή του ανοδικού ρεύματος Πολυκυτταρικά συστήματα Υπερκύτταρα οδηγούν σε Συνήθη κύτταρα επίδραση στην εξέλιξη Ευθύγραμμη οδογράφος Καμπύλη οδογράφος οδηγούν σε Διαχωριζόμενα υπερκύτταρα Υπερκύτταρα κινούμενα δεξιά ή αριστερά Σχήμα Θεμελιώδεις διαδικασίες που επηρεάζουν τον τύπο, τη δομή και την εξέλιξη των καταιγίδων Καταιγίδες αέριας μάζας Είναι καταιγίδες που αναπτύσσονται μέσα στα όρια μιας αέριας μάζας. Οι μηχανισμοί που ευνοούν την ανάπτυξή τους είναι: Η ημερήσια θέρμανση του εδάφους. Αυτή έχει ως συνέπεια ο παραεδάφιος αέρας να καθίσταται θερμότερος και υγρότερος, το οριακό στρώμα να είναι καλά αναμεμιγμένο και στη συνέχεια να γίνεται υπό συνθήκη ασταθές ως προς τον υπερκείμενο αέρα λόγω της αύξησης της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας, οπότε αρχίζει η ανοδική μεταφορά. Συχνά, ασταθείς κατακόρυφες θερμοβαθμίδες 35

49 αναπτύσσονται πάνω από θερμοκρασιακές αναστροφές. Όταν το ανοδικό ρεύμα διατρήσει την αναστροφή ή αυτή διαβρωθεί από την ημερήσια θέρμανση, τότε η ανοδική μεταφορά υφίσταται σταθερή επιτάχυνση. Οι κινήσεις μεγάλης κλίμακας, λόγω της επίδρασής τους τόσο στην κατακόρυφη θερμοβαθμίδα όσο και στη σύγκλιση στα χαμηλά επίπεδα (π.χ. η έλευση αυλώνα προκαλεί ψύξη στα υψηλά επίπεδα και αποσταθεροποίηση της αέριας μάζας), δημιουργούν ευνοϊκές συνθήκες για ανύψωση. Η υπό συνθήκη αστάθεια των μέσων επιπέδων (γενικά hpa). Η ψυχρή εκροή και το ριπαίο μέτωπο μπροστά από μια καταιγίδα. Καταιγίδες κατακόρυφης μεταφοράς Είναι διάσπαρτες, λόγω της ανομοιόμορφης θέρμανσης της γήινης επιφάνειας. Είναι εντονότερες το απόγευμα, οπότε η ημερήσια θέρμανση είναι μέγιστη, και καταπαύουν με την έναρξη της νυχτερινής ψύξης. Καταιγίδες οριζόντιας μεταφοράς Η διέλευση ψυχρού αέρα πάνω από σχετικά θερμή επιφάνεια καθιστά τον αέρα ασταθέστερο, γιατί αυτός θερμαίνεται από κάτω. Πάνω από ξηρά αυτές οι καταιγίδες έχουν χαρακτηριστικά όμοια με αυτά των καταιγίδων ανοδικής μεταφοράς. Πάνω από θάλασσα όμως, είναι εντονότερες το πρωί, ύστερα από τη νυχτερινή ψύξη του αέρα, όχι όμως και του νερού. Καταπαύουν με την απογευματινή θέρμανση και τείνουν να βρίσκονται κοντά μεταξύ τους λόγω της ομοιομορφίας της θαλάσσιας επιφάνειας. Ορογραφικές καταιγίδες Σχηματίζονται σε μια στάσιμη γραμμή κατά μήκος της οροσειράς. Δεν έχουν συγκεκριμένη ώρα εμφάνισης και διαλύονται όταν αλλάζει η διεύθυνση του ανέμου Μετωπικές καταιγίδες Αναπτύσσονται στο όριο συνάντησης δύο διαφορετικών αερίων μαζών (θερμών και ψυχρών ή υγρών και ξηρών), ως αποτέλεσμα μετωπικής σύγκλισης, εκεί όπου ψυχρότερες αέριες μάζες συναντούν θερμές και υγρές, εξαναγκάζοντάς τες σε ανύψωση (Σχήμα 4.13). Η μετωπική ανύψωση δεν επηρεάζεται από την ημερήσια διακύμανση της θερμοκρασίας, γι' αυτό μπορούν να εκδηλωθούν οποιαδήποτε ώρα της ημέρας. Κινούνται κατά μήκος του μετώπου και διαλύονται όταν αυτό απομακρυνθεί. Τέτοιες καταιγίδες μπορεί επίσης να δημιουργηθούν από μεγάλα κύματα βαρύτητας, από μέτωπα θαλάσσιας αύρας ή από την αλληλεπίδραση ριπαίων μετώπων γειτονικών κυττάρων. Καταιγίδες ψυχρού μετώπου Προκαλούνται όταν ταχέως κινούμενη σφήνα ψυχρού αέρα εισχωρεί κάτω από θερμό, υγρό και ασταθή αέρα. Σχηματίζονται σε μια μακρά γραμμή καταιγίδων που κινούνται μαζί με το ψυχρό μέτωπο. Πριν από την έλευση του μετώπου υφίσταται συνήθως ένα θερμό και ξηρό στρώμα αέρα (μια αναστροφή) που συγκρατεί κάτω από αυτό το θερμό και υγρό παραεδάφιο αέρα, ο οποίος καθίσταται διαρκώς θερμότερος και υγρότερος. Η έλευση του μετώπου εξαναγκάζει το θερμό αέρα σε άνοδο, η αναστροφή καταστρέφεται και οι καταιγίδες έχουν μια βίαιη εκδήλωση. Καταιγίδες θερμού μετώπου Προκαλούνται όταν θερμός, υγρός και ασταθής αέρας προλαμβάνει μια σφήνα ψυχρού αέρα και κινείται πάνω της. Σχηματίζονται εμφυτευμένες μέσα σε ένα εκτεταμένο νεφικό υπόστρωμα. 36

50 Σχήμα Αναπαράσταση καταιγίδων ψυχρού και θερμού μετώπου Μονοκυτταρική καταιγίδα Χαρακτηρίζεται από το σχηματισμό ενός μόνο ανοδικού ρεύματος που ακολουθείται από ένα καθοδικό και διαλύεται μέσα σε μία ώρα. Το αναπτυσσόμενο τμήμα της έχει μορφή πυργίσκων με διάμετρο 1-3 km λόγω των ανοδικών ρευμάτων. Πάνω στους πυργίσκους υπάρχουν προεξοχές μικρότερης διαμέτρου ( m). Τόσο στους πυργίσκους όσο και στις προεξοχές ο αέρας ακολουθεί περιστροφική κίνηση, που έχει ως αποτέλεσμα τη διείσδυση περιβαλλοντικού αέρα. Στο Σχήμα 4.14 παρουσιάζεται ο κύκλος ζωής μιας μονοκυτταρικής καταιγίδας με έμφαση στα κατακόρυφα ρεύματα στο εσωτερικό της. Σχήμα Κύκλος ζωής μιας μονοκυτταρικής καταιγίδας (από Doswell, 1985). Η κίνηση της καταιγίδας αυτής ακολουθεί το μέσο άνεμο στα κατώτερα 8 km (Holton, 1992). Τα περισσότερα σχήματα για την εκτίμηση της κίνησης της καταιγίδας χρησιμοποιούν το μέσο άνεμο στη στάθμη πηδαλιούχησης 0-6 km. Επειδή η πυκνότητα του αέρα αυξάνεται εκθετικά προς το έδαφος, ο υπολογισμός του μέσου ανέμου είναι σταθμισμένος με την πυκνότητα. Κύρια χαρακτηριστικά Αποτελείται από ένα μοναδικό κύτταρο (ζεύγος ανοδικού-καθοδικού ρεύματος) Είναι νέφος κατακόρυφης ανάπτυξης με εγγενή μηχανισμό αυτοκαταστροφής. 37

51 Σχηματίζεται σε περιβάλλον που χαρακτηρίζεται από μεγάλη αστάθεια υπό συνθήκη και από ασθενή κατακόρυφη διάτμηση. Μπορεί να παράγει ισχυρούς ανέμους ή καθοδικές μικροριπές. Ο κύκλος ζωής ολοκληρώνεται σε μια ώρα περίπου (συνήθως λεπτά). Σχηματίζεται σε περιβάλλον με ασθενή εξαναγκασμό και υποβοηθείται κυρίως από τη σωρειτογόνο αστάθεια, παρά από τον περιβαλλοντικό άνεμο. Αναφέρεται ως καταιγίδα αέριας μάζας, γιατί σχηματίζεται μέσα στην ίδια αέρια μάζα με λίγο-πολύ οριζόντια ομοιογένεια. Στο Σχήμα 4.15 παρουσιάζεται η αντιστοιχία της οπτικής εμφάνισης και της εικόνας μιας μονοκυτταρικής καταιγίδας, όπως φαίνεται στο ραντάρ, σε διαδοχικές φάσεις του χρόνου ζωής της. Σχήμα Οπτική εμφάνιση και εικόνα ραντάρ μιας μονοκυτταρικής καταιγίδας (από Wilk et al., 1979). Δυναμική της μονοκυτταρικής καταιγίδας Εξετάζοντας τις δυνάμεις που δρουν σε ένα αέριο δείγμα κατά την κατακόρυφο, και εφαρμόζοντας στην κατακόρυφη εξίσωση ορμής dw 1 p =- g + Fz τη γραμμική θεωρία διαταραχών ( ρ = ρ + ρ, p = p + p, dt ρ z θ = θ + θ ) αφού αφαιρεθεί η υδροστατική εξίσωση της βασικής κατάστασης, dw 1 p θ = + g( + 0,61q v ) - gl λαμβάνεται: dt ρ z θ κατακόρυφη δύναμη θερμική άνωση βάρος επιτάχυνση βαροβαθμίδας άνωση υδρατμών συμπυκνωμένου νερού Στη σχέση αυτή L είναι το περιεχόμενο υγρού νερού και πάγου και qv η ειδική υγρασία. Διαπιστώνεται ότι οι υδρατμοί συνεισφέρουν στην άνωση του δείγματος. Για την εφαρμογή της θεωρίας δείγματος, αγνοείται συνήθως η επίδραση της ανάμιξης, της τριβής, το βάρος του συμπυκνωμένου νερού, καθώς και της δύναμης 38

52 βαροβαθμίδας που επάγεται από την κατακόρυφη κίνηση. Ουσιαστικά υποτίθεται ότι το περιβάλλον παραμένει αναλλοίωτο από την κίνηση του δείγματος. Οι παραδοχές αυτές καθορίζουν ένα ανώτατο όριο για την ένταση της ανοδικής μεταφοράς. Ανάπτυξη 1ο βήμα: Με απουσία μετωπικού ή άλλου εξαναγκασμού, λόγω της ημερήσιας θέρμανσης του οριακού στρώματος, η θερμοκρασία στην επιφάνεια φτάνει τη θερμοκρασία ανοδικής μεταφοράς, Τc. Έτσι, δεν υπάρχει αρνητική περιοχή στο τεφίγραμμα για ένα δείγμα που ανυψώνεται από την επιφάνεια. 2ο βήμα: Σχηματίζεται το ανοδικό ρεύμα. Αφού το δείγμα φτάσει στο LCL, ελευθερώνεται λανθάνουσα θερμότητα λόγω συμπύκνωσης: -Ldqv=cpdT. Για κάθε 1 g/kg συμπυκνούμενου νερού η ατμόσφαιρα θερμαίνεται κατά 3 βαθμούς περίπου. Η θέρμανση αυτή εισέρχεται στον όρο άνωσης μέσω μιας αύξησης της δυνητικής θερμοκρασίας θ'. Το κορεσμένο δείγμα ανέρχεται ακολουθώντας την υγρή αδιαβατική, κατά μήκος της οποίας διατηρείται η ισοδύναμη δυνητική θερμοκρασία θe*. Ως το EL το δείγμα είναι θερμότερο του περιβάλλοντος, κάτι που διατηρεί θετική την άνωση (χωρίς την επίδραση του βάρους του νερού). Όταν σχηματιστεί το νέφος, ένα μέρος του μεταφέρεται με το ανοδικό ρεύμα προς τα πάνω, ενώ το υπόλοιπο πέφτει εκτός του ανοδικού ρεύματος. Το βάρος του υγρού νερού καθιστά βαρύτερο το δείγμα, κι αυτό ελαττώνει τη θετική άνωση: θ B=g -g L θ 3 0 = ,01 (kg/kg) 300 Επομένως, 10 g/kg από το νερό του νέφους ή της βροχής αντισταθμίζουν ένα πλεόνασμα θερμοκρασίας 3 βαθμών. 3ο βήμα: Όταν το νέφος φτάσει στο στάδιο που το ανοδικό ρεύμα καθίσταται τόσο βαρύ λόγω του βάρους του νερού, τότε αυτό καταρρέει και το ανοδικό ρεύμα αντιστρέφεται. Μια άλλη σημαντική διαδικασία, που συνεισφέρει στην κατάρρευση, είναι η ψύξη λόγω εξάτμισης. Καθώς το νέφος αναπτύσσεται, τα νεφοσταγονίδια μετατρέπονται σε μεγαλύτερες βροχοσταγόνες που πέφτουν εκτός του ανοδικού ρεύματος, φτάνοντας έτσι στα χαμηλότερα επίπεδα όπου ο αέρας είναι ακόρεστος. Οι βροχοσταγόνες εξατμίζονται μερικώς στον ακόρεστο αέρα, παράγοντας ψύξη, που ενισχύει το καθοδικό ρεύμα. Το ψυχρό καθοδικό ρεύμα συχνά σχηματίζει έναν ψυχρό θύλακο που διαδίδεται απομακρυνόμενος από το υπερκείμενο κύτταρο, ελαττώνοντας περαιτέρω την ανύψωση κάτω απ' αυτό. Η επίδραση της δύναμης βαροβαθμίδας (PGF) Εκτός από τη δύναμη άνωσης και το βάρος του νερού, μια άλλη δύναμη που δρα στο ανερχόμενο δείγμα είναι η δύναμη κατακόρυφης βαροβαθμίδας. Όταν ένα δείγμα ανέρχεται λόγω άνωσης, αυτό πρέπει να ωθήσει τον υπερκείμενο αέρα, δημιουργώντας έτσι μεγαλύτερες πιέσεις ψηλά (θετική p'). Κάτω από το δείγμα δημιουργείται ένα κενό που μειώνει την πίεση στη βάση του νέφους. Η μεγαλύτερη πίεση ψηλά σπρώχνει πλευρικά τον αέρα, δημιουργώντας χώρο για το ανερχόμενο δείγμα, ενώ η μικρότερη πίεση χαμηλά έλκει τον περιβάλλοντα αέρα για να αντισταθμίσει το μετατοπιζόμενο δείγμα. Αυτή η θετική-αρνητική μορφή της διαταραχής της πίεσης δημιουργεί μια βαροβαθμίδα προς τα κάτω, η οποία αντιτίθεται στη δύναμη άνωσης, ελαττώνοντας έτσι την καθαρή δύναμη άνωσης (Σχήμα 4.16). Ο βαθμός εναντίωσης στη δύναμη άνωσης εξαρτάται από την αναλογία διαστάσεων του νέφους ή ακριβέστερα από την αναλογία διαστάσεων του ανοδικού ρεύματος. 39

53 Σχήμα Επίδραση της δύναμης βαροβαθμίδας σε ανερχόμενο αέριο δείγμα. Το φαινόμενο είναι εντονότερο σε πλατύτερο νέφος, επειδή: 1. Για λεπτό νέφος, ένα μικρό ποσό αέρα πρέπει να μετατοπιστεί, ελκόμενο από το ανερχόμενο δείγμα, οπότε η διαταραχή πίεσης, που απαιτείται για την επίτευξη της μετατόπισης, είναι μικρότερη, επομένως είναι μικρότερη και η αντιτιθέμενη δύναμη βαροβαθμίδας (συχνά πολύ μικρότερη της άνωσης). Έτσι, ένα λεπτό νέφος αναπτύσσεται ταχύτερα. 2. Για πλατύ νέφος, η δύναμη βαροβαθμίδας είναι ισχυρότερη, με αποτέλεσμα τη σημαντική ελάττωση της καθαρά ανωστικής δύναμης (άνωση-δύναμη βαροβαθμίδας). Επομένως, το νέφος αναπτύσσεται βραδύτερα. Όταν το Β και η PGF έχουν παρόμοιο μέγεθος, η κατακόρυφη κίνηση καθίσταται σχεδόν υδροστατική τυπική για ευρεία ανολίσθηση μεγάλης κλίμακας. Η ανάλυση της δυνητικής ευστάθειας μιας μη ιξώδους ροής δείχνει ότι η ταχύτερη ανάπτυξη συμβαίνει στα απείρως στενά νέφη, στην πραγματικότητα όμως η παρουσία της τυρβώδους ανάμιξης εμποδίζει το νέφος να καταστεί τόσο λεπτό. Συνεπώς, η τυπική αναλογία διαστάσεων των νεφών είναι Πολυκυτταρικές καταιγίδες Χαρακτηριστικά Είναι πιο έντονες και μακρόβιες από τις μονοκυτταρικές, λιγότερο όμως από τις υπερκυτταρικές καταιγίδες και μπορούν να παράγουν χαλάζι μέτριου μεγέθους. Χαρακτηρίζονται από πολλαπλά ανοδικά ρεύματα που σχηματίζουν νέα κύτταρα, καθώς κάθε καθοδικό ρεύμα συνεπικουρούμενο από τον υετό διαλύει το προγενέστερο κύτταρο (Knight et al., 1982; Miller and Fankhauser, 1983). Η εκροή ψυχρού αέρα από κάθε διαλυόμενο κύτταρο δημιουργεί προϋποθέσεις για την ανάπτυξη νέων (θυγατρικών ή τροφοδοτούντων) κυττάρων κατά μήκος της μπροστινής πλευράς της εκροής (του ριπαίου μετώπου), κατά τη διεύθυνση της κίνησης της καταιγίδας (SM). Τα γειτονικά ανοδικά ρεύματα ανταγωνίζονται για την υγρασία των χαμηλών επιπέδων. Στις καταιγίδες αυτές υφίσταται κάποιος βαθμός οργάνωσης μέσης κλίμακας, τα αυτοτελή ανοδικά και καθοδικά ρεύματα όμως αναγνωρίζονται όπως ακριβώς και στις μονοκυτταρικές (Σχήμα 4.17) (Marwitz, 1972b). 40

54 Σχήμα Τυπική πολυκυτταρική καταιγίδα (από Browning et al., 1976). Οι πολυκυτταρικές καταιγίδες αποτελούνται από έναν αριθμό κυττάρων, με τα διαδοχικά κύτταρα να σχηματίζονται συνήθως στη δεξιά πλευρά ως προς την κίνηση. Αυτό κάνει την καταιγίδα να διαδίδεται ως σύνολο προς τα δεξιά του μέσου τροποσφαιρικού ανέμου (στο Βόρειο Ημισφαίριο) με διακριτά βήματα (άλματα), καθώς τα αυτοτελή κύτταρα σχηματίζονται και διαλύονται. Η συμπεριφορά της διάδοσης σχετίζεται με τη χαρακτηριστική στροφή του περιβαλλοντικού ανέμου με το ύψος. Γι' αυτό και η εισροή στα χαμηλά επίπεδα λαμβάνει χώρα κατά προτίμηση κατά μήκος της δεξιάς πλευράς. Η στενή ζώνη, κατά μήκος της οποίας ο εισρέων αέρας ανυψώνεται πάνω από αυτόν του ψυχρού καθοδικού ρεύματος, είναι μια προτιμητέα περιοχή για την ανάπτυξη νέων κυττάρων. Καθώς κάθε νέο κύτταρο αναπτύσσεται, τα προγενέστερα βρίσκονται απομακρυσμένα από την πηγή της εισροής στα χαμηλά επίπεδα. Αυτά βρίσκονται σε μειονεκτική θέση στον ανταγωνισμό για το θερμό, υγρό αέρα εισροής που απαιτείται για τη συντήρηση των ανοδικών ρευμάτων, με αποτέλεσμα την εξασθένηση και διάλυσή τους (Σχήμα 4.18). Σχήμα Διάδοση πολυκυτταρικής καταιγίδας με διακριτά βήματα (από Browning and Ludlam, 1960). 41

55 Η τυπική δομή μπορεί να ερμηνευτεί με δυο τρόπους: (α) ως περιγραφή ενός στιγμιότυπου της καταιγίδας που αποτελείται από διαφορετικά κύτταρα σε διαφορετικά στάδια εξέλιξης (θεώρηση Euler), ή (β) ως αναπαράσταση της χρονικής εξέλιξης ενός συγκεκριμένου κυττάρου που γεννιέται στην περιοχή του ριπαίου μετώπου και, κινούμενο μέσα στην καταιγίδα, διέρχεται από τα διαδοχικά στάδια εξέλιξής του (θεώρηση Lagrange). Στο ραντάρ η πολυκυτταρική καταιγίδα χαρακτηρίζεται από μια έντονη βαθμίδα ανακλαστικότητας στη μπροστινή πλευρά και πιθανώς από μια περιοχή ασθενούς ηχώς (WER), ακριβώς πάνω από την περιοχή της έντονης βαθμίδας ανακλαστικότητας των χαμηλών επιπέδων. Η κατακόρυφη τομή της εμφανίζει τα θυγατρικά νέφη στη δεξιά πλευρά, τα οποία αναπτύσσουν μια ηχώ ανιχνεύσιμη αρχικά στα υψηλά επίπεδα που στη συνέχεια εξελίσσεται σε ηχώ που φτάνει στο έδαφος. Ουσιαστικά πρόκειται για τα στάδια εξέλιξης ενός κυττάρου (Σχήμα 4.19). Σχήμα Κατακόρυφη τομή πολυκυτταρικής καταιγίδας με χρονικό βήμα 10 min (από Doswell, 1985). Οι φυσικοί μηχανισμοί που καθορίζουν τη διάδοση μιας πολυκυτταρικής καταιγίδας είναι: (1) οι αλληλεπιδράσεις του ορίου της ψυχρής εκροής με τη διάτμηση, (2) η σύγκλιση στα χαμηλά επίπεδα, (3) οι μεταβολές (βαθμίδες) της αστάθειας και (4) οι επιδράσεις της τοπογραφίας. Ριπαίο μέτωπο εκροής Στην επιφάνεια ο ψυχρός θύλακος διαδίδεται με τη μορφή ενός ρεύματος πυκνότητας ή βαρύτητας που παίζει σημαντικό ρόλο στη διάρκεια της πολυκυτταρικής καταιγίδας και στην αναγέννηση των κυττάρων. Ένα τέτοιο ρεύμα είναι μια περιοχή πυκνού ρευστού που διαδίδεται μέσα σε ένα περιβάλλον λιγότερο πυκνού ρευστού λόγω της οριζόντιας βαροβαθμίδας κάθετα στη μετωπική επιφάνεια, που οφείλεται κυρίως στη διαφορά πυκνότητας κάθετα στο μέτωπο. Η εκροή του αέρα από το καθοδικό ρεύμα μιας καταιγίδας κατά μήκος του εδάφους βοηθάει στη δημιουργία νέων κυττάρων και αποκόπτει τα προγενέστερα κύτταρα από την παροχή ασταθούς αέρα. Το όριο της προωθούμενης εκροής σηματοδοτεί μια μεγάλη μεταβολή των μετεωρολογικών συνθηκών στην επιφάνεια, όπως οι καταστροφικοί άνεμοι οι οποίοι αναφέρονται ως ριπαίο μέτωπο. Στο Σχήμα 4.20 απεικονίζονται το καθοδικό ρεύμα και το ριπαίο μέτωπο μιας καταιγίδας. 42

56 Σχήμα Κυκλοφορία καθοδικού ρεύματος και ρεύματος πυκνότητας ή βαρύτητας (Simpson, 1987). Επειδή το περιβάλλον, σε μεγάλη κλίμακα, βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, η εξίσωση κίνησης γράφεται συναρτήσει των αποκλίσεων της πίεσης p και της πυκνότητας ρ από την κατάσταση αναφοράς της υδροστατικής ισορροπίας που οι ιδιότητές της μεταβάλλονται μόνο καθ' ύψος. Για ένα ιδεατό ρεύμα πυκνότητας που κινείται κατά τον άξονα x με ταχύτητα Uf, (Σχήμα 4.21), αγνοώντας την τριβή, τη δύναμη Coriolis και την επίδραση της κατακόρυφης κίνησης, ισχύει: du 1 p =dt ρ 0 x Σχήμα Ιδεατή αναπαράσταση ρεύματος πυκνότητας ριπαίου μετώπου. Σε σύστημα αναφοράς κινούμενο με το ριπαίο μέτωπο, το ρεύμα πυκνότητας είναι στάσιμο και η ταχύτητα εισροής ως προς αυτό ισούται με την ταχύτητα του ριπαίου μετώπου που διαδίδεται σε ακίνητο περιβάλλον. Υποθέτοντας ακόμα ότι η ροή είναι σταθερή στο σύστημα αυτό, ώστε να αγνοούνται οι τυρβώδεις στρόβιλοι, θα ισχύει: u u 1 p u2 1 p =0 u = ( )= t x ρ0 x x 2 ρ0 x Ολοκληρώνοντας κατά μήκος μιας ρευματογραμμής κατά μήκος της επιφάνειας από πολύ μπροστά από το μέτωπο όπου u=u και p'=0 ως κάποιο σημείο πίσω από το μέτωπο όπου u=0 και p'=δp ισχύει: p 0 u2 1 p U2 1 2 p U ( 2 ) = - ρ 0 0 x dx - 2 = - ρ 0 p U = ρ 0 43

57 Σ' αυτήν τη γενική μορφή της Δp μπορεί να περιλαμβάνονται συνεισφορές από ψυχρό θύλακο, από θέρμανση στα ανώτερα επίπεδα, από μη υδροστατικές επιδράσεις (κατακόρυφη επιτάχυνση) και από διαταραχές της δυναμικής πίεσης. Υποθέτοντας ότι η Δp οφείλεται μόνο στην υδροστατική επίδραση του βαρύτερου αέρα (ρ=ρ0+δρ, Δρ>0) μέσα στον ψυχρό θύλακο ύψους h και πάνω από τον ψυχρό θύλακο p'=0, τότε: h h dp d dp dp dp = -gρ ( p + p ) = -g(ρ 0 + Δρ) + = -gρ 0 - gδρ dz = - Δρdz dz dz dz dz dz 0 0 2ghΔρ ρ0 Διαπιστώνεται λοιπόν ότι η ταχύτητα του ριπαίου μετώπου εξαρτάται από το ύψος του ρεύματος πυκνότητας και από τη διαφορά πυκνότητας κάθετα στο μέτωπο. Γενικά, όσο υψηλότερο (βαθύτερο) και βαρύτερο (ψυχρότερο) είναι το ρεύμα (δηλαδή το ριπαίο μέτωπο) τόσο ταχύτερα διαδίδεται. Μπροστά από το ριπαίο μέτωπο πρέπει να υπάρχει μια οριζόντια βαροβαθμίδα που θα επιταχύνει ή θα επιβραδύνει τη ροή, δηλαδή μια θετική διαταραχή πίεσης ίση με αυτήν που παράγει ο ψυχρός θύλακος, οπότε κατά μήκος της κατώτερης ρευματογραμμής θα ισχύει: u2 1 p u 2 p u 2 p ( )= ( + ) = 0 + = C. x 2 ρ 0 x x 2 ρ 0 2 ρ0 Ακριβώς μπροστά από το ριπαίο μέτωπο η ταχύτητα ενός δείγματος είναι u=0. Αυτό είναι το σημείο στασιμότητας, όπου η πίεση είναι ps=ρ0u2/2. Άρα η διαταραχή της πίεσης στην επιφάνεια σε ένα σημείο ακριβώς μπροστά από το ριπαίο μέτωπο προέρχεται από τη μετατροπή της οριζόντιας κινητικής ενέργειας σε ενθαλπία (p'/ρ0). Επειδή η διαταραχή πυκνότητας έξω από τον ψυχρό θύλακο μπροστά από το ριπαίο μέτωπο είναι μηδέν, δεν υφίσταται υδροστατική συνεισφορά στην πίεση, επομένως η διαταραχή της πίεσης είναι καθαρά δυναμική. Η ps>0, συνεπώς αναμένεται θετική δυναμική διαταραχή πίεσης μπροστά από το μέτωπο και η δύναμη βαροβαθμίδας να διευθύνεται από το μέτωπο προς τα έξω. Αυτή η δύναμη βαροβαθμίδας είναι που προκαλεί την επιτάχυνση ή επιβράδυνση της εισροής, άρα και την οριζόντια σύγκλιση και συνεπώς και την κατακόρυφη δυναμική ανύψωση κοντά και μπροστά από το ριπαίο μέτωπο. Το δεύτερο μέγιστο της πίεσης πίσω από την κεφαλή είναι υδροστατικό και αντανακλά το βάρος του υπερκείμενου ρευστού. Το ελάχιστο όμως που διαχωρίζει τα δύο μέγιστα είναι μη υδροστατικό και σχετίζεται με περιστροφή. Το κέντρο χαμηλών πιέσεων στο κέντρο της κεφαλής ταυτίζεται με ένα κέντρο περιστροφής. Επιπλέον, η βαροβαθμίδα που περιβάλλει το χαμηλό βρίσκεται σε σχεδόν κυκλοστροφική ισορροπία, τέτοια ώστε: 1 p Vs2 =, ρ n R s όπου n είναι μια συντεταγμένη κάθετη στις ρευματογραμμές διευθυνόμενη ακτινικά προς τα έξω, Rs η ακτίνα καμπυλότητας της ρευματογραμμής και Vs η ταχύτητα του ανέμου σε απόσταση Rs από το κέντρο κυκλοφορίας. Πάνω από την κεφαλή συνήθως υπάρχουν περιστρεφόμενοι στρόβιλοι, με το μεγαλύτερο μέρος του στροβιλισμού τους να δημιουργείται από την οριζόντια βαθμίδα πυκνότητας / άνωσης κάθετα στο μέτωπο. Με τους στροβίλους αυτούς σχετίζονται διαταραχές πίεσης λόγω μιας άλλης δυναμικής επίδρασης: για την εξισορρόπηση της φυγόκεντρης δύναμης απαιτείται μια βαροβαθμίδα. Για να υπερνικήσει τη φυγόκεντρη δύναμη, η πίεση στο κέντρο της κυκλοφορίας είναι πάντα [Δp]0Δp = -ghδρ U = 44

58 χαμηλότερη. Όσο ταχύτερα περιστρέφεται ο στρόβιλος και όσο μικρότερος σε έκταση είναι τόσο χαμηλότερη είναι και η κεντρική πίεση. Στο Σχήμα 4.22 παρουσιάζεται η διατομή ενός ριπαίου μετώπου. Σχήμα Διατομή ενός ριπαίου μετώπου, όπου διακρίνονται η κεφαλή και η μύτη του, ο τυρβώδης στρόβιλος, το τοξοειδές νέφος και η οπίσθια (ανάδρομη) ροή (από Droegemeier and Wilhelmson, 1987). Αναδημιουργία των κυττάρων Για την αναδημιουργία των κυττάρων έχουν προταθεί δύο θεωρίες: 1. Μηχανισμός οριζόντιας μεταφοράς (Lin et al., 1998). Σύμφωνα με αυτόν, οι ακόλουθες διαδικασίες επαναλαμβάνονται περιοδικά (Σχήμα 4.23): Σχήμα Μηχανισμός οριζόντιας μεταφοράς για αναδημιουργία των κυττάρων (από Lin et al., 1998). 45

59 Το ανοδικό ρεύμα σχηματίζεται μπροστά από το ριπαίο μέτωπο κοντά στο άκρο του από σύγκλιση στα χαμηλά επίπεδα κοντά στην επιφάνεια (α). Το ανώτερο τμήμα του ανοδικού ρεύματος του ριπαίου μετώπου αναπτύσσεται λόγω εισροής στα μέσα επίπεδα, επειδή το ριπαίο μέτωπο διαδίδεται ταχύτερα από το βασικό άνεμο. Σχετικώς ισχυρά κύματα βαρύτητας παράγονται από το αναπτυσσόμενο κύτταρο που είναι ακόμα συνδεδεμένο με το ανοδικό ρεύμα του ριπαίου μετώπου, ενώ το ανοδικό ρεύμα μεταφέρεται προς τα πίσω (β). Το αναπτυσσόμενο κύτταρο τείνει να παράγει πλευρικά ισχυρά αντισταθμιστικά καθοδικά ρεύματα. Το μπροστινό καθοδικό ρεύμα τείνει να αποκόψει το αναπτυσσόμενο κύτταρο από το ανοδικό ρεύμα του ριπαίου μετώπου (γ). Στο στάδιο αυτό τα μέγιστα των διαταραχών της δυνητικής θερμοκρασίας ταυτίζονται με τα ανοδικά ρεύματα στα μέσα και κατώτερα επίπεδα (δ). Έχει βρεθεί ότι η περίοδος αναδημιουργίας των κυττάρων είναι αντιστρόφως ανάλογη προς την ταχύτητα του ανέμου του ψυχρού θυλάκου στα μέσα επίπεδα, δηλαδή η περίοδος αυτή διέπεται από την ένταση της οριζόντιας μεταφοράς στα μέσα επίπεδα σε σχέση με τον ψυχρό θύλακο. 2. Διαδικασία σωρειτογενούς ανάδρασης (Fovel and Tan, 1998). Η θεωρία αυτή, που βασίστηκε σε μελέτες των Rotuno et al. (1988), υποστηρίζει τα εξής: Τα νέα κύτταρα στις πολυκυτταρικές καταιγίδες αναπτύσσονται στη μπροστινή πλευρά, στη γειτονία του εξαναγκασμένου ανοδικού ρεύματος που σχηματίζεται στο όριο του ψυχρού θυλάκου, αρχικά ενισχύονται και στη συνέχεια εξασθενούν, καθώς διαδίδονται μέσα στη ροή του κεκλιμένου ανοδικού ρεύματος από μπροστά προς τα πίσω (ροή FTR). Τα κύτταρα επάγουν τοπικές κυκλοφορίες που εναλλακτικά αυξομειώνουν το ανοδικό ρεύμα, διαμορφώνοντας έτσι την εισροή του δυνητικά θερμού αέρα. Η πρόσκαιρη αυτή κυκλοφορία επάγει επίσης την αποσπασματική ανάμιξη ευσταθούς αέρα μέσα στην περιοχή εισροής που τελικά έχει ως συνέπεια τη διάλυση του κυττάρου. Επομένως η FTR ροή είναι ασταθής και τα ίδια τα κύτταρα προκαλούν ανάδραση στη συνολική κυκλοφορία (Σχήμα 4.24). Σχήμα Διαδικασία σωρειτογενούς ανάδρασης για αναδημιουργία των κυττάρων (από Rotunno et al., 1988). 46

60 Συγχώνευση των κυττάρων Χρησιμοποιώντας συμπεράσματα από παρατηρήσεις καταιγίδων με το ραντάρ, οι Simpson et al. (1980) θεώρησαν ότι η προσέγγιση ή σύγκρουση των ριπαίων μετώπων που επάγονται από τα καθοδικά ρεύματα γειτονικών καταιγίδων αποτελεί τον κύριο μηχανισμό συνένωσης των κυττάρων αυτών. Τα Σχήματα 4.25 και 4.26 παρουσιάζουν ένα εννοιολογικό μοντέλο των διαδικασιών συνένωσης σε περιπτώσεις ασθενούς και ισχυρής διάτμησης αντίστοιχα. Σχήμα Συγχώνευση κυττάρων με ασθενή διάτμηση (από Simpson et al., 1980). Στην περίπτωση ασθενούς διάτμησης μεταξύ των δύο νεφικών πύργων που σχεδόν ηχώ στο ραντάρ. Καθώς οι εκροές από τα συγκρούονται μεταξύ τους, αναπτύσσονται καλύπτοντας το κενό. εμφανίζεται μια πρόδρομη "γέφυρα" πάντα προηγείται της συνένωσης των καθοδικά ρεύματα προσεγγίζουν και νέοι πύργοι πάνω από τη γέφυρα Σχήμα Συγχώνευση κυττάρων με ισχυρή διάτμηση (από Simpson et al., 1980). Σε διατμητικό περιβάλλον, ένα νεαρό νέφος εμπεριέχει κυρίως ανοδικά ρεύματα και κινείται ταχύτερα από τους ανέμους στο νεφικό στρώμα. Το ριπαίο μέτωπο εξαπλώνεται σχεδόν συμμετρικά από τη βάση του. Ένα γηραιότερο νέφος εμπεριέχει κυρίως καθοδικά ρεύματα που μεταφέρουν προς τα κάτω βραδύτερα κινούμενο αέρα, με τη σχετική κίνηση του γηραιότερου να είναι βραδύτερη αυτής του νεότερου νέφους και αυτής στο υπονεφικό στρώμα. Ως αποτέλεσμα, το καθοδικό ρεύμα εξαπλώνεται κυρίως προς την πλευρά του νεότερου νέφους, όπου συγκρούεται με τη ροή στα χαμηλά επίπεδα, αναδεικνύοντας νέους πύργους, που δρουν ως γέφυρα για νέα νεφική ανάπτυξη. Άρα στην περίπτωση αυτή η σχετική κίνηση και η διάδοση παίζουν σημαντικό ρόλο στη διαδικασία συγχώνευσης (Cotton and Anthes, 1989). 47

61 Γραμμή λαίλαπας Χαρακτηριστικά Είναι ένας τύπος πολυκυτταρικής καταιγίδας. Αποτελείται από μια γραμμή καταιγίδων με ένα συνεχές, καλά αναπτυγμένο ριπαίο μέτωπο στο μπροστινό άκρο της γραμμής. Περιλαμβάνει ταινίες υετού που κατά ένα μέρος τους τουλάχιστο είναι σωρειτογενείς, ενώ αποκλείονται οι μετωπικές ζώνες υετού. Μπορεί να έχουν μήκος εκατοντάδες ή χιλιάδες χιλιόμετρα και να διαρκούν πολλές ώρες. Εμπίπτουν επομένως στην κατηγορία των μέσης κλίμακας σωρειτόμορφων συστημάτων (MCS). Η ιδεατή διδιάστατη κίνηση του αέρα ως προς τη γραμμή λαίλαπας περιλαμβάνει είσοδο στα κατώτερα επίπεδα και έξοδο στα ανώτερα, κατά τη διεύθυνση της κίνησης. Η συνιστώσα του ανέμου κατά τη διεύθυνση της κίνησης αυξάνει ταχύτατα με το ύψος. Η γραμμή λαίλαπας κινείται με μια ταχύτητα χαρακτηριστική του ανέμου στη μέση τροπόσφαιρα. Επομένως, προλαμβάνει τον αέρα του προκαταιγιδικού περιβάλλοντος στα κατώτερα επίπεδα, ενώ δρα ως ένα γιγαντιαίο, βραδέως κινούμενο φράγμα στους ανέμους της ανώτερης τροπόσφαιρας. Το κατώτερο υπονεφικό στρώμα θερμού και υγρού αέρα καλύπτεται συνήθως από μια ασθενή αναστροφή που εμποδίζει τη γενικευμένη ανοδική μεταφορά στο προκαταιγιδικό περιβάλλον. Στην επιφάνεια συνοδεύεται από ισχυρούς ανέμους. Στα μέσα επίπεδα, ξηρός περιβαλλοντικός αέρας χαμηλής θe φτάνει τη γραμμή λαίλαπας από πίσω. Ο υετός από το ανοδικό ρεύμα πέφτει μέσα στον ξηρό αυτόν αέρα, εξατμίζεται ταχύτατα, αποκτά αρνητική άνωση και βυθίζεται. Η ιξώδης τριβή του υετού που πέφτει ενισχύει το καθοδικό ρεύμα (Σχήμα 4.27). Η γραμμή λαίλαπας τροποποιεί το μεγάλης κλίμακας περιβάλλον της, μεταφέροντας μεγάλες ποσότητες αέρα υψηλής ενέργειας προς τα πάνω, αντικαθιστώντας τον με ψυχρό αέρα χαμηλής ενέργειας του καθοδικού ρεύματος. Το ανοδικό και το καθοδικό ρεύμα παίζουν συμπληρωματικό ρόλο στη συντήρηση της γραμμής λαίλαπας για μεγάλο χρονικό διάστημα. Όταν υπάρχει αρκετή υγρασία, συμπύκνωση μπορεί να συμβεί κατά μήκος του μπροστινού άκρου του ριπαίου μετώπου, με αποτέλεσμα τη δημιουργία ενός κυλινδρικού ή τοξοειδούς νέφους (Cotton and Anthes, 1989; Houze, 1993; Musk, 1989). Σχήμα Σχηματική παράσταση ροής σε γραμμή λαίλαπας (από Brandes, 1990). Στο Σχήμα 4.28 παρουσιάζονται οι τέσσερις υφιστάμενοι τρόποι σχηματισμού και εμφάνισης μιας γραμμής λαίλαπας: η διακεκομμένη γραμμική, η οπισθοδομούμενη, η διακεκομμένη περιοχική και η εμφυτευμένη περιοχική. 48

62 Σχήμα Ιδεατοί τρόποι σχηματισμού και εμφάνισης γραμμών λαίλαπας (από Bluestein and Jain, 1985). Στο Σχήμα 4.29 παρουσιάζεται η τυπική εμφάνιση μιας γραμμής λαίλαπας, όπου φαίνονται οι περιοχές υψηλής θw στα χαμηλά επίπεδα και χαμηλής θw στα μέσα επίπεδα (Newton, 1966). Με παχιά βέλη σημειώνονται τα ανοδικά και καθοδικά ρεύματα, ενώ με τα λεπτά βέλη παριστάνονται οι ρευματογραμμές. Σχήμα Τυπική διατομή μιας γραμμής λαίλαπας (από Newton, 1966). Η διανομή των στοιχείων επιφάνειας της γραμμής φαίνεται στο Σχήμα Σχήμα Επιφανειακή διανομή στοιχείων γραμμής λαίλαπας (από Johnson and Hamilton, 1988). 49

63 Στο Σχήμα 4.30 η στικτή περιοχή παριστάνει μια περιοχή αυξημένης στρωματόμορφης βροχόπτωσης. Ακριβώς πίσω από τη γραμμή λαίλαπας σχηματίζεται ένα μέσης κλίμακας υψηλό, ενώ δύο χαμηλά μέσης κλίμακας σχηματίζονται μπροστά και αρκετά πίσω από τη γραμμή (Houze, 1993). Ο κύκλος ζωής μιας τυπικής γραμμής λαίλαπας, όπως εμφανίζεται στο ραντάρ σε οριζόντια και κατακόρυφη τομή, παρουσιάζεται στο Σχήμα 4.31 (Leary and Houze, 1979a). Διακρίνονται τέσσερα στάδια: σχηματισμού, ισχυροποίησης, ωρίμανσης και διάλυσης. Σχήμα Κύκλος ζωής γραμμής λαίλαπας στο ραντάρ (από Leary and Houze, 1979a). Τρία θεωρητικά μοντέλα για έντονες και μακρόβιες γραμμές λαίλαπας έχουν αναπτυχθεί, και όλα εξετάζουν τις κατάλληλες για τη δημιουργία τους περιβαλλοντικές συνθήκες. Τα μοντέλα αυτά είναι τα εξής: 1. Μοντέλο Thorpe-Miller-Moncrieff (TMM). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό (Thorpe et al., 1982) απαιτείται ισχυρή κατακόρυφη διάτμηση στα χαμηλά στρώματα, η οποία εμποδίζει το ριπαίο μέτωπο να απομακρυνθεί γρήγορα από την καταιγίδα και αποτελεί την απαραίτητη συνθήκη συντήρησης της ανοδικής μεταφοράς από το καθοδικό ρεύμα (Σχήμα 4.32). Σχήμα Μοντέλο ΤΜΜ (α) χωρίς διάτμηση, (β) με διάτμηση (από Thorpe et al., 1982). 2. Μοντέλο Rotuno-Klemb-Weisman (RKW). Το μοντέλο αυτό (Rotuno et al., 1988) βασίζεται στην ανάλυση του ισοζυγίου του στροβιλισμού, για την εύρεση ενός ποσοτικού κριτηρίου για τη διάτμηση στα 50

64 χαμηλά επίπεδα που απαιτείται για την αντιστάθμιση του ψυχρού θυλάκου, και για τη διάκριση της φυσικής διαφοράς μεταξύ της εξάπλωσης του ψυχρού θυλάκου σε περιβάλλον χωρίς διάτμηση και σε περιβάλλον με διάτμηση στα χαμηλά επίπεδα. Ξεκινώντας από τον ορισμό του οριζόντιου στροβιλισμού η=( u/ z)-( w/ x), u u u 1 p w w w 1 p = -u -w = -u -w +B με βάση τις εξισώσεις: και t x z ρ x t x z ρ z η B παίρνουμε:. Θεωρώντας σύστημα αναφοράς κινούμενο = - (uη) - ( wη) t x z x με την άκρη του ψυχρού αέρα και ολοκληρώνοντας την εξίσωση από το σημείο L ως το σημείο R και από την επιφάνεια ως κάποιο ύψος d (Σχήμα 4.33), ισχύει: R d d d R d ηdzdx = (uη) L dz - (uη) R dz - (wη) d dx + (B L - B R )dz t L L 0 τάση ροή στα ροή στα ροή στην καθαρή δημιουργία στροβιλισμού αριστερά δεξιά κορυφή οριζόντιου στροβιλισμού. Σχήμα Βέλτιστη συνθήκη διάτμησης με βάση το ισοζύγιο στροβιλισμού (από Rotunno et al., 1988). Επειδή αναζητείται μια στάσιμη ισορροπία, η τάση τίθεται 0. Επίσης, θεωρούμε αμελητέα την αστάθεια (άνωση) του αέρα που πλησιάζει το θύλακο, άρα Β R=0. Μακριά από το άκρο του ψυχρού αέρα είναι η u/ z. Θεωρούμε ακόμα ότι ο ψυχρός αέρας είναι στάσιμος ως προς το άκρο του, οπότε ul,0=0, και ότι περιορίζεται 51

65 ως ένα ύψος Η<d. Όταν υφίσταται διάτμηση στα χαμηλά επίπεδα, αναζητείται η κατάσταση στην οποία η ροή στα χαμηλά επίπεδα στρέφεται από τον ψυχρό θύλακο, R ώστε να εξέρχεται ως κατακόρυφο ρεύμα, γι' αυτό θέτουμε ul,d=ur,d= (wη) d dx = 0. L Με τις προϋποθέσεις αυτές Δu = c = ur,d-ur,0 = -ur,0. Σύμφωνα με την εξίσωση αυτή, η εισαγωγή του θετικού στροβιλισμού που σχετίζεται με τη διάτμηση στα χαμηλά επίπεδα αντισταθμίζει ακριβώς την καθαρή λόγω άνωσης δημιουργία αρνητικού στροβιλισμού μέσα στο θεωρούμενο όγκο από τον ψυχρό θύλακο. Έχουμε λοιπόν: H Δθ Δρ Δρ c 2 = 2 (-B L )dz = 2g (- ) H = 2g H c = 2g H, θ ρ ρ 0 η οποία είναι η ταχύτητα διάδοσης του ρεύματος βαρύτητας (του ριπαίου μετώπου). Άρα, η βέλτιστη συνθήκη είναι το μέγεθος της διάτμησης στην εισροή από τα χαμηλά επίπεδα να ισούται με την ταχύτητα διάδοσης του ψυχρού θυλάκου. Συμπερασματικά, η συνολική ροή υπαγορεύεται από τη συνολική διανομή του στροβιλισμού στην περιοχή. 3. Μοντέλο Xue-Xu-Droegemeier (XXD) Η διάτμηση μεταξύ του εδάφους και του επιπέδου πηδαλιούχησης είναι ο σημαντικότερος παράγοντας για τον προσδιορισμό της διάδοσης του ψυχρού θυλάκου ως προς το υπερκείμενο νέφος σύμφωνα με αυτό το μοντέλο (Xue et al., 1997). Για τον καθορισμό της συμπεριφοράς και του προσανατολισμού του ανοδικού ρεύματος πάνω από τον ψυχρό θύλακο χρειάζεται η γνώση της κατανομής του στροβιλισμού σε ολόκληρη την περιοχή και των οριακών συνθηκών. Ο στροβιλισμός μέσα σε ένα αέριο δείγμα δεν προεξοφλεί από μόνος του την τροχιά του δείγματος. Γενικά, ένας ψυχρός θύλακος που διαδίδεται με την ταχύτητα του ανέμου πηδαλιούχησης ή ελαφρώς ταχύτερα, δημιουργεί τη βέλτιστη συνθήκη για ισχυρές, μακρόβιες γραμμές λαίλαπας. Ο ρόλος της εισροής από τα χαμηλά επίπεδα ως προς την καταιγίδα είναι να αποτρέψει την απομάκρυνση του ψυχρού θυλάκου από το υπερκείμενο νέφος, οπότε σημαντικότερος από τη διάτμηση είναι ο επιφανειακός άνεμος ως προς το σύστημα της καταιγίδας (Σχήμα 4.34). Σχήμα Επίδραση του επιφανειακού ανέμου στη διατήρηση του ψυχρού θυλάκου για διάφορες γραμμικές κατατομές της εισροής (από Xue, 1990). 52

66 Τοξοειδή συστήματα Τα τοξοειδή είναι συστήματα σωρειτόμορφων κυττάρων που εμφανίζονται είτε μεμονωμένα, είτε ως μέρος μεγαλύτερων σωρειτόμορφων συστημάτων, έχουν σχετικά μικρό μήκος ( km) και διακρίνονται γιατί προκαλούν επιφανειακούς καταστρεπτικούς ανέμους σε μεγάλη ζώνη. Τα συστήματα που αναπτύσσονται μέσα σε γραμμή λαίλαπας αναφέρονται ως κυματοειδείς γραμμές γραμμικής ηχώς. Έχουν ξεκάθαρη εξέλιξη που αρχίζει ως ισχυρό μεμονωμένο κύτταρο που εξελίσσεται σε ένα συμμετρικό τομέα κυττάρων διατεταγμένων σε σχήμα τόξου μέσα σε δύο ώρες και τελικά ύστερα από αρκετές ώρες παίρνει σχήμα "κόμμα" (Σχήμα 4.35α) (Fujita, 1978). Στις αρχικές φάσεις, στο βόρειο και στο νότιο άκρο του τόξου σχηματίζονται ένας κυκλωνικός και ένας αντικυκλωνικός στρόβιλος αντίστοιχα. Κατά τη φάση σχηματισμού του "κόμματος" η διάταξη καθίσταται πιο ασύμμετρη και ο κυκλωνικός στρόβιλος επικρατεί. Πίσω από τον πυρήνα του τόξου παρατηρείται μια κοιλότητα που λέγεται κοιλότητα οπίσθιας εισροής (RIN) που υποδηλώνει τη θέση ενός ισχυρού ρεύματος εισροής από πίσω. Όταν το ρεύμα αυτό κατέρχεται στο έδαφος στο μπροστινό άκρο του τόξου, δημιουργεί τη ζώνη των καταστροφικών ανέμων και ίσως και σίφωνες. Τα συστήματα αυτά τείνουν να κινούνται με ταχύτητες που ρυθμίζονται από την ταχύτητα του ψυχρού θυλάκου, κατά τη διεύθυνση του διανύσματος της μέσης κατακόρυφης διάτμησης του στρώματος 0-3 km, και η οποία στη συγκεκριμένη περίπτωση είναι ιδιαίτερα μεγάλη (Σχήμα 4.35β). Σχήμα Χαρακτηριστικά τοξοειδών συστημάτων (από Fujita, 1978). Η ένταση των συστημάτων αυτών οφείλεται, εν μέρει, στο σχετικά μικρό μέγεθός τους. Ειδικότερα, όσο μικρότερη είναι η απόσταση μεταξύ των δύο ακραίων στροβίλων τόσο ενισχύεται η συγκεντρωτική δράση της ροής μεταξύ των στροβίλων στα μέσα επίπεδα και το ρεύμα οπίσθιας εισροής (Σχήμα 4.35γ). Μια κατακόρυφη τομή διαμέσου του πυρήνα του τόξου φανερώνει ένα κατακόρυφο ισχυρό ανοδικό ρεύμα στο μπροστινό άκρο και ένα υπερυψωμένο ισχυρό ρεύμα οπίσθιας εισροής που επιπίπτει ακριβώς πίσω από την περιοχή του ανοδικού ρεύματος στα μέσα επίπεδα (Σχήμα 4.35δ). Πάνω από την περιοχή εισροής, το ανοδικό ρεύμα στρέφεται γρήγορα προς τα πίσω, ενώ το πεδίο πίεσης χαρακτηρίζεται από ένα ισχυρό υψηλό μέσης 53

67 κλίμακας στην επιφάνεια που σχετίζεται με τον ψυχρό θύλακο και ένα ισχυρό χαμηλό μέσης κλίμακας στα μέσα επίπεδα, ακριβώς πάνω από το υψηλό. Τα τοξοειδή συστήματα παρατηρούνται σε περιβάλλον με μέτρια ως ισχυρή διάτμηση στα χαμηλά επίπεδα, και πολύ υψηλή τιμή της CAPE. Οι συνθήκες που ευνοούν την ανάπτυξή τους είναι παρόμοιες με αυτές για ανάπτυξη υπερκυττάρων, και μάλιστα τα τοξοειδή συστήματα μπορεί να αποτελούν εξέλιξή τους. Η διαφορά τους είναι ότι η ισχυρή διάτμηση στα τοξοειδή εκτείνεται ως τα 2-3 km, ενώ στα υπερκύτταρα ως τα 4-6 km Σωρειτόμορφα συμπλέγματα μέσης κλίμακας Τα σωρειτόμορφα συμπλέγματα μέσης κλίμακας (MCC) αντιπροσωπεύουν μια μορφή οργάνωσης μεγαλύτερη από αυτήν των σωρειτόμορφων συστημάτων μέσης κλίμακας (MCS) και αναγνωρίζονται από τα χαρακτηριστικά τους στις υπέρυθρες (IR) δορυφορικές εικόνες (Σχήμα 4.36α). Παράγουν τεράστια ποσά βροχόπτωσης, ενώ ισχυροί άνεμοι, χαλάζι και σίφωνες μπορούν να τα συνοδεύουν στα πρώτα στάδια της εξέλιξής τους. Ορίζονται με βάση φυσικά χαρακτηριστικά για συγκεκριμένα κριτήρια (Maddox, 1980): Μέγεθος Α: Το συνεχές νεφοκάλυμμα στο υπέρυθρο με θερμοκρασία ο -32 C πρέπει να καλύπτει έκταση km2. B: Η ψυχρότερη εσωτερική νεφική περιοχή με θερμοκρασίες ο -52 C πρέπει να καλύπτει έκταση km2. Διάρκεια Οι ορισμοί Α και Β πρέπει να ισχύουν για περίοδο 6 ωρών. Μέγιστη έκταση Όταν η περιοχή με θερμοκρασία -32οC φτάσει στη μέγιστη έκτασή της. Σχήμα Κατά το χρόνο της μέγιστης έκτασης η εκκεντρότητα (μικρός προς μεγάλο άξονα) είναι 0,7. Σχήμα (α) σωρειτόμορφο σύμπλεγμα μέσης κλίμακας και (β) σωρειτόμορφος στρόβιλος μέσης κλίμακας (από Menard and Fritsch, 1989). Κατά τα αρχικά στάδια εξέλιξης, οι σωρειτόμορφες δομές που συναποτελούν το MCC μπορεί να περιλαμβάνουν πολλαπλές γραμμές λαίλαπας, τοξοειδή συστήματα ή μεμονωμένα κύτταρα που όλα εξελίσσονται σύμφωνα με το δικό τους κύκλο ζωής συνεισφέροντας στον εκτεινόμενο άκμονα του MCC. Κατά τα μεταγενέστερα στάδια όμως, κυριαρχεί μια τεράστια περιοχή με στρωματόμορφο υετό. Τότε το πεδίο ροής χαρακτηρίζεται από αποκλίνουσα αντικυκλωνική εκροή στην επιφάνεια και στον άκμονα και από κυκλωνική στα μέσα επίπεδα. Η κυκλωνική αυτή ροή αναφέρεται ως σωρειτόμορφος στρόβιλος μέσης κλίμακας (MCV) (Σχήμα 4.36β). 54

68 Τα MCC παρατηρούνται συχνά τη νύχτα, σε περιοχές με ευσταθές οριακό στρώμα. Η πηγή της ενέργειάς τους βρίσκεται συχνά σε ένα υπερυψωμένο στρώμα πάνω από το οριακό, στα βόρεια ενός ασθενούς επιφανειακού θερμού μετώπου. Η δομή και η εξέλιξή τους εξαρτώνται από αλληλεπιδράσεις με μηχανισμούς διέγερσης μεγάλης κλίμακας, σε αντίθεση με τα βασιζόμενα στο οριακό στρώμα MCS, όπως τα τοξοειδή συστήματα και οι γραμμές λαίλαπας Υπερκυτταρικές καταιγίδες Ορισμός (αποδίδεται στον Browning, 1960) Οι υπερκυτταρικές καταιγίδες ή υπερκύτταρα είναι οι βιαιότερες καταιγίδες και συνοδεύονται από ισχυρότατους ανέμους, χαλάζι μεγάλου μεγέθους και ασθενείς έως ισχυρότατους σίφωνες. Διαθέτουν ένα μεγάλης κατακόρυφης έκτασης, επίμονο, περιστρεφόμενο ανοδικό ρεύμα (κυκλώνας μέσης κλίμακας). Εμφανίζονται σπανιότερα, έχουν ασυνήθιστα μεγάλο χρόνο ζωής (αρκετές ώρες) και παρουσιάζουν ξεχωριστά οπτικά χαρακτηριστικά και χαρακτηριστικά ραντάρ. Η διάδοσή τους είναι συνεχής και αυτοτροφοδοτούμενη (Browning and Foote, 1976). Χαρακτηριστικά Τα υπερκύτταρα χαρακτηρίζονται από ένα κυρίαρχο ανοδικό ρεύμα, σχεδόν στάσιμο στο χρόνο, που ενισχύει την οργάνωση, τη συντήρηση και τη σφοδρότητά τους, από ένα ξεχωριστό καθοδικό ρεύμα, από διάδοση προς τα δεξιά του μέσου τροποσφαιρικού ανέμου, από καλά καθορισμένη περιστροφή του ανοδικού ρεύματος γύρω από κατακόρυφο άξονα, από μεγάλη τάση για δημιουργία σιφώνων και από μια αγκιστροειδή προσάρτηση στο πεδίο ανακλαστικότητας (στο PPI) που περιτυλίγεται κυκλωνικά γύρω από την περιοχή του ανοδικού ρεύματος (Σχήμα 4.37). Σχήμα Διανομή υετού και πεδίο ροής σε υπερκυτταρική καταιγίδα (από Brandes, 1978). Το έντονο ανοδικό ρεύμα διατηρεί σε αιώρηση πάνω από το ίδιο τα σωματίδια του υετού, ενώ η βροχή και το χαλάζι εκφεύγουν τελικά από την κορυφή του ανοδικού ρεύματος και παρασύρονται από τους ισχυρούς ανέμους των υψηλών επιπέδων. Αυτή είναι η αιτία της δημιουργίας της κλειστής περιοχής ασθενούς ηχώς (BWER) (Σχήμα 4.38) που είναι χαρακτηριστική σε μια κατακόρυφη τομή του ραντάρ (RHI). Η αγκιστροειδής ηχώ βρίσκεται στο σημείο σύγκλισης του ανοδικού ρεύματος με το καθοδικό ρεύμα της οπίσθιας πλευράς. Αυτή είναι η περιοχή όπου ανευρίσκεται στην επιφάνεια ο μέσης κλίμακας κυκλώνας. Η αγκιστροειδής ηχώ και 55

69 ο μέσης κλίμακας κυκλώνας προκαλούνται από τη συστροφή του οριζόντιου περιβαλλοντικού στροβιλισμού προς την κατακόρυφο, σε ένα περιβάλλον με ισχυρή κατακόρυφη διάτμηση. Ο κατακόρυφος στροβιλισμός παράγει κατακόρυφες βαθμίδες πίεσης μέσα στην καταιγίδα που αναγκάζουν το ανοδικό ρεύμα να κινηθεί προς μια συγκεκριμένη πλευρά, κάτι που οδηγεί σε συνεχή αναγέννηση του ανοδικού ρεύματος και σε διάδοση. Άλλα χαρακτηριστικά είναι η ισχυρή βαθμίδα ανακλαστικότητας στο μπροστινό άκρο και η περιοχή έντονης βαθμίδας ανακλαστικότητας στα χαμηλά επίπεδα. Σχήμα Οριζόντιες τομές υπερκυττάρου σε διάφορα ύψη και κατακόρυφες τομές με διάφορους προσανατολισμούς (από Chisholm and Renick, 1972). Ένα οξύ όριο χωρίζει το ανοδικό από το καθοδικό ρεύμα, το νέφος εμφανίζει μορφή θόλου, ενώ χαρακτηριστική είναι η υπερακοντιζόμενη κορυφή πάνω από τον εκτεταμένο άκμονα τον επικρεμάμενο σε διεύθυνση αντίθετη της κίνησης, η οποία και φανερώνει την ένταση του ανοδικού ρεύματος. Κάτω από τον πυρήνα του ανοδικού ρεύματος αποκαλύπτεται ένα νεφικό έδρανο (στην πλευρά του καθοδικού ρεύματος) που συνοδεύεται συχνά από ένα ουριαίο νέφος εισροής. Το νεφικό έδρανο αναπτύσσεται λίγο μετά την έναρξη της ισχυρής βροχόπτωσης και οφείλεται στην ανοδική κίνηση πολύ υγρού αέρα που έχει ψυχθεί λόγω της βροχής και καθίσταται γρήγορα κορεσμένος, σε στάθμη χαμηλότερη από τη γενική βάση της καταιγίδας. Χαρακτηριστική είναι επίσης η πλευρική γραμμή ανάπτυξης με λεία εμφάνιση λόγω στρωτής ροής που δικαιολογείται από την ύπαρξη μιας θερμοκρασιακής αναστροφής στα χαμηλά επίπεδα. Όλα αυτά τα χαρακτηριστικά φαίνονται στο Σχήμα

70 Σχήμα Χαρακτηριστικά εμφάνισης υπερκυτταρικής καταιγίδας (από Bluestein and Parks, 1983). dv Η ελικότητα H = k ( v - v s )dz (Davies-Jones et al., 1990), όπου v η dz ταχύτητα του ανέμου και vs η ταχύτητα της καταιγίδας, αποτελεί μέτρο της διάτμησης που υφίσταται η καταιγίδα ως προς την κίνησή της και προσδιορίζεται για τα κατώτερα 3 km. Η κατακόρυφη διάτμηση αποτελεί πιο πρόσφορο μέτρο από την ελικότητα γιατί, κατά την εκτίμηση του δυναμικού της καταιγίδας, αυτή καθορίζει το είδος της σύνδεσης φυσικού αιτίου και αποτελέσματος, δηλαδή προκαταιγιδικού περιβάλλοντος και δομής της καταιγίδας. Στην περιοχή του ανοδικού ρεύματος ο υετός δεν μπορεί να σχηματιστεί προτού ο αέρας φτάσει σε σχετικώς υψηλά επίπεδα, με συνέπεια την εμφάνιση μιας WER στο PPI του ραντάρ στα χαμηλά και μεσαία επίπεδα. Όταν το ανοδικό ρεύμα είναι πολύ ισχυρό, ο θόλος αυτός μπορεί να εκτείνεται σε ακόμα υψηλότερα επίπεδα σχηματίζοντας μια BWER. Τα σωματίδια του υετού μπορούν να κινούνται γύρω από το ανοδικό ρεύμα, δημιουργώντας σχήμα "V" στη μορφή της ανακλαστικότητας στα υψηλά επίπεδα. Το Σχήμα 4.40 δείχνει την τριδιάστατη ροή και τη μορφή της ηχώς στο ραντάρ. Μια κατακόρυφη διάτμηση περίπου 5*10-3 s-1 μεταξύ 1 και 3 km ύψους είναι η ευνοϊκότερη για ανάπτυξη υπερκυττάρων. Μεγαλύτερες τιμές ευνοούν την ανάπτυξη γραμμής λαίλαπας (Djuric, 1994). Το παχύ στρώμα διάτμησης επιτρέπει στην καταιγίδα να εξελιχτεί σε μια οργανωμένη και δυναμική κατάσταση. Η κατακόρυφη διάτμηση διεύθυνσης παρέχει ένα περιβάλλον στο οποίο το ανοδικό και το καθοδικό ρεύμα αναπτύσσονται το ένα δίπλα στο άλλο, καθιστώντας την καταιγίδα κεκλιμένη ως προς την κατακόρυφο. Αυτό το φυσικό χαρακτηριστικό κάνει το ανοδικό ρεύμα να επικρέμαται πάνω από το καθοδικό, εμποδίζοντας έτσι την αποκοπή της καταιγίδας από την ενεργειακή πηγή της. Ο ψυχρότερος αέρας που εξέρχεται από το καθοδικό ρεύμα της καταιγίδας εξαναγκάζει σε άνοδο το θερμό και υγρό επιφανειακό αέρα μέσα στο ανοδικό ρεύμα, ενισχύοντας την καταιγίδα. Ο υετός πέφτει μέσα στο καθοδικό ρεύμα, επιταχύνοντάς το αφενός λόγω του βάρους του υετού και αφετέρου λόγω της ψύξης που προκαλεί η εξάτμιση του υετού. 57

71 Σχήμα Τριδιάστατη ροή μέσα στο υπερκύτταρο και κατακόρυφες τομές του στο ραντάρ (από Chisholm and Renick, 1972). Η περιστροφή είναι ένα άλλο χαρακτηριστικό που ξεχωρίζει στα υπερκύτταρα. Η κατακόρυφη διανομή του ανέμου προκαλεί αυξημένα επίπεδα ελικότητας. Η ελικότητα αποκαλύπτει τη συνιστώσα του ανέμου κατά μήκος του τριδιάστατου διανύσματος του στροβιλισμού (Bluestein, 1993) και το είδος της οριζόντιας μεταφοράς που επικρατεί στα διαφορετικά επίπεδα της ατμόσφαιρας (στροφή θερμή μεταφορά, αντιστροφή ψυχρή μεταφορά στο Β. Ημισφαίριο). Η κατακόρυφη κατανομή του ανέμου υποδηλώνει μεγάλη θερμική μεταφορά και ελικότητα. Στο αρχικό στάδιο εξέλιξης υφίσταται μόνο εισροή χαμηλά και εκροή ψηλά. Αεροχείμαρρος με v > 50 m/s ευνοεί την ανάπτυξη. Το καθοδικό ρεύμα αρχίζει να αναπτύσσεται δίπλα από την εισροή, μη αποκόπτοντάς την. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα τη μετατόπιση του καθοδικού ρεύματος πλευρικά από την περιβαλλοντική ροή στα μέσα επίπεδα, προκαλώντας έτσι την έναρξη της περιστροφής (Σχήμα 4.41). Σχήμα Μηχανισμός προαγωγής της περιστροφής σε υπερκυτταρική καταιγίδα (από Djuric, 1994). 58

72 Η τυπική καταιγίδα μεταφέρεται από την περιβαλλοντική ροή, διαδικασία γνωστή ως πηδαλιούχηση. Αυτή επιδρά στην ανάπτυξη: η καταιγίδα αναπτύσσεται κατά τη διεύθυνση της ενεργειακής παροχής. Αυτό δίνει στο υπερκύτταρο μια συνιστώσα κίνησης κατά τη διεύθυνση του θερμού και υγρού αέρα. Αποκλίσεις από τη μέση ροή μπορεί να φτάσουν ως και 600. Στις πλευρές του ανοδικού ρεύματος αναπτύσσονται ισχυροί στρόβιλοι αέρα. Αυτός που αναπτύσσεται στη νότια πλευρά του ανοδικού ρεύματος έχει κυκλωνική κυκλοφορία, ενώ στη βόρεια αντικυκλωνική. Οι στρόβιλοι χαρακτηρίζονται από επικράτηση ελάχιστων τιμών διαταραχών πίεσης, που ευνοούν τις ανοδικές κινήσεις. Έτσι, το αρχικό ανοδικό ρεύμα υφίσταται διαχωρισμό σε δύο ανοδικά στις πλευρές του αρχικού. Στο διαχωρισμό συμβάλλει και το καθοδικό ρεύμα. Τελικά, η καταιγίδα χωρίζεται σε δύο πανομοιότυπες που η μία κινείται δεξιά και η άλλη αριστερά ως προς το μέσο άνεμο. Αν η διάτμηση δεν είχε προτιμητέα διεύθυνση, οι δύο καταιγίδες θα εξελίσσονταν όμοια, απομακρυνόμενες της αρχικής. Συνήθως όμως η διάτμηση στρέφεται έτσι ώστε να ευνοείται το δεξιά κινούμενο κυκλωνικά, ενώ το αριστερά κινούμενο σύντομα διαλύεται (Houze, 1993; Cotton and Anthes, 1989). Μια άλλη ερμηνεία της κίνησης των υπερκυττάρων είναι ότι η συνεχής διάδοση της στάσιμης κατάστασης εμποδίζεται λόγω της καθόδου του υετού μπροστά από το ανοδικό ρεύμα μέσα στην περιοχή της εισροής. Το βάρος του νερού και η ψύξη λόγω εξάτμισης οδηγούν στο σχηματισμό ενός καθοδικού ρεύματος που αποκόπτει την παροχή του αέρα που τροφοδοτεί το ανοδικό ρεύμα στη μπροστινή πλευρά. Έτσι, η μόνη λύση για στάσιμη κατάσταση είναι η διάδοση προς τη μια ή προς την άλλη πλευρά, με τρόπο ώστε να είναι δυνατόν το ανοδικό ρεύμα να τροφοδοτείται διαρκώς, χωρίς εμπλοκή με τον υετό και τα καθοδικά ρεύματα (Klemp and Wilhelmson, 1978a). Γενικότερα, η ανάπτυξη υπερκυττάρων απαιτεί μια ειδική ισορροπία ατμοσφαιρικών συνθηκών: πρέπει να υπάρχει κατακόρυφη διάτμηση, αρκετή υγρασία και αστάθεια. Η κλίση τους έχει μεγάλη σημασία, γιατί επιτρέπει τη μακροβιότητά τους, ενώ η περιστροφή τα ξεχωρίζει από τις καταιγίδες αέριας μάζας και τις γραμμές λαίλαπας. Τύποι υπερκυττάρων Αφού σχηματιστεί η καταιγίδα, ο τύπος και η εξέλιξή της επηρεάζονται από μικρής κλίμακας αλληλεπιδράσεις που αποκαλύπτουν υποκατηγορίες του υπερκυττάρου, όπως κλασικό υπερκύτταρο, χαμηλής βροχόπτωσης (LP) υπερκύτταρο (Bluestein and Parks, 1983), υψηλής βροχόπτωσης (HP) υπερκύτταρο (Moller et al., 1990) και μικροσκοπικό υπερκύτταρο (Burgess et al., 1995). Εξέλιξη περιστρεφόμενων καταιγίδων Οι περισσότερες υπερκυτταρικές καταιγίδες είναι περιστρεφόμενες, δεν είναι όμως οι μόνες. Υπάρχουν σημαντικές ενδείξεις ότι στις πολυκυτταρικές καταιγίδες το ώριμο κύτταρο εμφανίζει συχνά τα περιστροφικά χαρακτηριστικά των υπερκυττάρων. Το εννοιολογικό μοντέλο των περιστρεφόμενων καταιγίδων αναπτύχθηκε από τους Lemon and Doswell (1979). Στο Σχήμα 4.42 απεικονίζονται τα επιφανειακά χαρακτηριστικά μιας τέτοιας καταιγίδας, οι θέσεις του ανοδικού ρεύματος (UD), του εμπρόσθιου καθοδικού ρεύματος (FFD) και του οπίσθιου καθοδικού ρεύματος (RFD). Το όλο σύστημα μοιάζει με μια συνεσφιγμένη ύφεση των μέσων γεωγραφικών πλατών. Το RFD είναι σημαντικό, γιατί εγκαθιδρύει τη σύσφιξη και διασφαλίζει την κάθοδο από τα μέσα επίπεδα του μέσης κλίμακας κυκλώνα. Το Σχήμα 4.43 απεικονίζει την τριδιάστατη χρονική εξέλιξη της καταιγίδας. Στο πρώτο στάδιο η καταιγίδα διαθέτει ένα ισχυρό περιστρεφόμενο UD και ένα FFD στην περιοχή του υετού. Το ριπαίο μέτωπο στην επιφάνεια σχηματίζεται στην εμπρόσθια πλευρά. Στα μέσα επίπεδα υπάρχει ένδειξη για το αρχόμενο RFD. 59

73 Σχήμα Επιφανειακά χαρακτηριστικά μιας υπερκυτταρικής δομής (από Lemon and Doswell, 1979). Σχήμα Τριδιάστατη χρονική εξέλιξη υπερκυτταρικής καταιγίδας (από Lemon and Doswell, 1979). Στο δεύτερο στάδιο το RFD κατέρχεται στην επιφάνεια, εγκαινιάζοντας έτσι τα πρώτα στάδια του κυκλωνικού κύματος. Στην περιοχή επαφής μεταξύ UD και RFD σχηματίζεται ένας στρόβιλος στα μέσα επίπεδα και στην οπίσθια πλευρά, προάγγελος ενός σίφωνα, που λέγεται σήμα στροβίλου σίφωνα (TVS). Στο στάδιο αυτό εμφανίζεται η BWER και η αγκιστροειδής ηχώ στο ραντάρ. Στο τρίτο στάδιο έχει σχηματιστεί η σύσφιξη στα χαμηλά επίπεδα ως αποτέλεσμα του διαχεόμενου ριπαίου μετώπου από το RFD που προλαμβάνει την εκροή από το FFD. Κοντά στο σημείο της σύσφιξης ο σίφωνας φτάνει στην επιφάνεια, ενώ το άγκιστρο και η BWER αναδιπλώνονται και πληρούνται. Ο υετός εκτείνεται σ' όλη την έκταση της καταιγίδας. Στο τέταρτο στάδιο το UD εξασθενεί και κυριαρχούν τα καθοδικά 60

74 ρεύματα. Για συνέχιση της καταιγίδας πρέπει να σχηματιστεί ένα νέο ανοδικό ρεύμα στη δεξιά πλευρά της διαχεόμενης επιφανειακής εκροής. Ερμηνεία της περιστροφής με τη βοήθεια του στροβιλισμού Για την ερμηνεία της περιστροφής του ανοδικού ρεύματος των υπερκυττάρων εξετάζεται η μεταβολή της κατακόρυφης συνιστώσας ζ του διανύσματος του w v u w v u - )i + ( ) j + ( - )k = ξ i + η j + ζk που είναι: στροβιλισμού ω = ( y z z x x y ζ w = - v ζ +ζ + ω H H w t z τοπική μεταβολή του μεταφορά επιμήκυνση συστροφή κατακόρυφου στροβιλισμού στροβιλισμού Το Σχήμα 4.44α δείχνει την ανάπτυξη ενός υπερκυττάρου σε διατμητικό περιβάλλον ( u/ z>0), όπου οι συνεχείς γραμμές είναι γραμμές στροβιλισμού. Η κατακόρυφη επιμήκυνση που αντιστοιχεί σε οριζόντια σύγκλιση αυξάνει το στροβιλισμό. Σχήμα Ανάπτυξη και διαχωρισμός υπερκυττάρου σε διατμητικό περιβάλλον (από Rotunno, 1981, Rotunno and Klemp, 1982). Στα νότια του ανοδικού ρεύματος, όπου w/ y>0, έχουμε ζ/ t>0, και η συστροφή δημιουργεί θετικό κατακόρυφο στροβιλισμό, ενώ στα βόρεια, όπου w/ y<0, έχουμε ζ/ t<0 και δημιουργία αρνητικού στροβιλισμού. Επομένως, η συστροφή, μέσω της διαφορικής κατακόρυφης κίνησης μετατρέπει τον προϋπάρχοντα οριζόντιο σε κατακόρυφο στροβιλισμό, συνεισφέροντας στην περιστροφή του ανοδικού ρεύματος. Ο οριζόντιος στροβιλισμός οφείλεται στην κατακόρυφη διάτμηση του περιβάλλοντος (η οποία αποτελεί στην ουσία "δεξαμενή" οριζόντιου στροβιλισμού). Η οριζόντια βαθμίδα της άνωσης Β περιλαμβάνει τις επιδράσεις της πυκνότητας του αέρα και της υδατικής επιβάρυνσης, και αποτελεί τη μοναδική πηγή 61

75 οριζόντιου στροβιλισμού που διαθέτει ένα αέριο δείγμα: dη/dt = - B/ x. Όταν η τροχιά του δείγματος στα χαμηλά στρώματα έχει μια σημαντική συνιστώσα παράλληλη προς το ριπαίο μέτωπο, τότε έχουμε δημιουργία οριζόντιου στροβιλισμού που με τη συστροφή μετατρέπεται σε κατακόρυφο και συμβάλλει στην περιστροφή. Η περιστροφή των υπερκυττάρων σχετίζεται με τις διαταραχές της πίεσης p που προκαλούνται από τη ροή του αέρα. Ξεκινώντας από τις προσεγγιστικές εξισώσεις κίνησης Boussinesq (αγνοώντας τριβή και Coriolis) και αναλύοντας τις συνιστώσες της ταχύτητας του ανέμου σε περιβαλλοντικές και διαταραχές u = u (z) + u, v = v(z) + v, w = w, παίρνουμε επαγόμενες από την καταιγίδα: την ελλειπτική διαγνωστική εξίσωση: 2 p = -ρ 0 [ 2 γραμμικός όρος (L) u w v w + ] z x z y u 2 v w 2 επέκταση (EX) ) + ( )2 + ( ) x y z u v u w v w + 2( + + ) διάτμηση (SH) y x z x z y B + ρ0 άνωση (B) z Εξετάζοντας τον όρο διάτμησης ρ 0 v u 2 ρ0 2 p SH = - ( ) = - ζ 2 p SH - ζ 2. 2 x y 2 Παρατηρούμε ότι τόσο η κυκλωνική όσο και η αντικυκλωνική περιστροφή παράγουν αρνητικές διαταραχές της πίεσης. Απαιτείται λοιπόν ένα κέντρο χαμηλών πιέσεων για την ύπαρξη μιας κατακόρυφης δύναμης βαροβαθμίδας που να αντισταθμίζει τη φυγόκεντρη δύναμη. Οι μεγαλύτερες p βρίσκονται εκεί όπου η περιστροφή είναι εντονότερη, συνήθως στα μέσα επίπεδα της καταιγίδας. Λόγω της συστροφής, η κατακόρυφη περιστροφή είναι ισχυρότερη στις δύο πλευρές του ανοδικού ρεύματος, και η αρνητική p στα μέσα επίπεδα δημιουργεί εκεί μια δύναμη βαροβαθμίδας ανοδικού ρεύματος (UPGF) που προάγει νέα ανοδικά ρεύματα. Αυτή είναι η δυναμική αιτία του διαχωρισμού του κυττάρου (Σχήμα 4.44 β). Εξετάζοντας τον όρο επέκτασης: u v w 2 2 p EX = -ρ 0 [( ) 2 + ( ) 2 + ( ) ] p ρ 0 [...] > 0. x y z Διαπιστώνεται ότι η θετική p είναι μέγιστη εκεί όπου η επέκταση είναι μεγαλύτερη, δηλαδή στα χαμηλά και υψηλά επίπεδα, ενώ είναι ελάχιστη στα μέσα επίπεδα. Άρα, η μη γραμμική διαταραχή της πίεσης που οφείλεται στη διάτμηση και στην επέκταση, δημιουργεί περαιτέρω ανυψωτική δύναμη στην κατώτερη ατμόσφαιρα, που ενισχύει το ανοδικό ρεύμα σε τιμή μεγαλύτερη από εκείνη που βασίζεται μόνο στην άνωση. Εξετάζοντας το γραμμικό όρο: v v 2 p L = -2ρ 0 w p w. z z Για μονοδιευθυντική διάτμηση, έχουμε στη δυτική πλευρά του ανοδικού ρεύματος u w u w p > 0 και στην ανατολική p < 0, με το p μέγιστο στα μέσα z x z x επίπεδα (Σχήμα 4.44γ). -( 62

76 v w παράγει: z y στα χαμηλά επίπεδα: p > 0 ( Η στα νότια ) και p < 0 ( L στα βόρεια ) στα μέσα επίπεδα: p > 0 ( Η στα δυτικά) και p < 0 ( L στα ανατολικά ) στα υψηλά επίπεδα: p > 0 ( Η στα βόρεια ) και p < 0 ( L στα νότια ). Επομένως, παρατηρείται μια ανοδική δύναμη βαροβαθμίδας στη δεξιά πλευρά και μια καθοδική στην αριστερή πλευρά της καταιγίδας, οπότε έχουμε ανάπτυξη στη δεξιά πλευρά και το περιστρεφόμενο ανοδικό ρεύμα κινείται προς τα δεξιά (Σχήμα 4.44δ). Συμπερασματικά: Η μη γραμμική επίδραση της διάτμησης διεγείρει τη συνεχή ανάπτυξη στις πλευρές του υπερκυττάρου. Η γραμμική επίδραση της συστροφής τείνει να κινήσει το υπερκύτταρο προς τα δεξιά (αριστερά) αν η περιβαλλοντική οδογράφος καμπυλώνεται κυκλωνικά (αντικυκλωνικά). Η μονοδιευθυντική διάτμηση προκαλεί διαχωρισμό, με κάθε μέλος να έχει συνιστώσες κίνησης κάθετες στο διάνυσμα της διάτμησης αντίθετες μεταξύ τους. Νέα ανοδικά ρεύματα σχηματίζονται εκτός του άξονα της διάτμησης, λόγω επιταχύνσεων προς τα πάνω, που επάγονται από όμοιας διεύθυνσης βαθμίδες της p. Λόγω της σύγκλισης στα χαμηλά επίπεδα που σχετίζεται με τον ανερχόμενο αέρα, ο στροβιλισμός αυξάνεται λόγω της επέκτασης του υπάρχοντος στροβιλισμού και μεταφέρεται προς τα πάνω από το ανοδικό ρεύμα. Οι διαχωρισμένες καταιγίδες που κινούνται προς τα δεξιά (αριστερά) αναπτύσσουν κυκλωνικό (αντικυκλωνικό) στροβιλισμό. Αν η σχετική ροή είναι παράλληλη προς το διάνυσμα της κατακόρυφης διάτμησης και κάθετη προς το διάνυσμα του στροβιλισμού, τότε ο στροβιλισμός είναι εγκάρσιος, το διάνυσμα της ταχύτητας της καταιγίδας βρίσκεται επί της οδογράφου και τα w, ω H δε σχετίζονται. Αν η σχετική ροή είναι κάθετη προς το διάνυσμα της κατακόρυφης διάτμησης και παράλληλη προς το διάνυσμα του στροβιλισμού, τότε το διάνυσμα της ταχύτητας της καταιγίδας βρίσκεται στα δεξιά της οδογράφου, τα μέγιστα των w, ω H συμπίπτουν, υπάρχει μεγάλος διαμήκης στροβιλισμός και τα w, ω H έχουν μεγάλη θετική συσχέτιση. Ο συντελεστής συσχέτισης r(w,ζ) μεταξύ κατακόρυφης ταχύτητας της καταιγίδας και κατακόρυφου στροβιλισμού είναι προσεγγιστικά ανάλογος προς τη σχετική ελικότητα (Droegemeier et al., 1993), η οποία ορίζεται ως: vr k x s v RH =, όπου v r = v - c, ω s = ω H e s, s = c η κίνηση της, z v r ωs καταιγίδας, ω H ο οριζόντιος στροβιλισμός, ω s ο διαμήκης στροβιλισμός και s το διάνυσμα διάτμησης. Η RH λέγεται και συντελεστής διαμήκους στροβιλισμού ή κανονικοποιημένη πυκνότητα ελικότητας (NHD) και είναι ποσότητα πλήρως κανονικοποιημένη, δηλαδή παίρνει τιμές από -1 ως +1. Η μακροβιότητα των υπερκυττάρων οφείλεται στη μεγάλη τους ελικότητα (Lilly, 1986). Από την εξίσωση στροβιλισμού: ω = x(vxω) + x(bk) t Αν πάλι η οδογράφος είναι καμπυλωμένη κυκλωνικά, ο όρος 63

77 παρατηρούμε ότι αν η σχετική ταχύτητα είναι παράλληλη προς το διάνυσμα του στροβιλισμού ( (vxω) = 0), τότε η άνωση δημιουργεί μόνο οριζόντιο στροβιλισμό, ενώ συντηρείται και η περιστροφή διαιωνίζεται. Επειδή ο κατακόρυφος στροβιλισμός ω = 0 παίρνουμε: v ω = - ω v + ω v μεταφορά επέκταση λόγω συστροφή στροβιλισμού απόκλισης Συνεπώς, η επίδραση της οριζόντιας μεταφοράς στροβιλισμού αντισταθμίζεται από την επέκταση και τη συστροφή. Η μη γραμμική μεταφορά είναι πηγή κατανάλωσης ενέργειας μέσω καταρράκτη ενέργειας προς μικρότερες κλίμακες που τελικά διαλύουν την καταιγίδα ΕΝΝΟΙΟΛΟΓΙΚΌ ΜΟΝΤΈΛΟ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΊΔΩΝ Οι χαλαζόκοκκοι αποτελούν την ακραία περίπτωση ανάπτυξης σωματιδίων πάγου με σύμφυση. Το χαλάζι σχηματίζεται σε ισχυρά σωρειτόμορφα νέφη με μεγάλο περιεχόμενο σε υγρό νερό. Η εξέταση της διατομής των χαλαζοκόκκων (Knight and Knight, 1970) έδειξε ότι εμπεριέχουν ένα κεντρικό τμήμα που λέγεται έμβρυο χαλαζιού. Τα έμβρυα του χαλαζιού αναπτύσσονται μέσα στο εξελισσόμενο με το χρόνο κύριο ανοδικό ρεύμα των μονοκυτταρικών καταιγίδων, καθώς και μέσα στα ανοδικά ρεύματα των πυργοειδών σωρειτών ή εξελισσόμενων "τροφοδοτούντων νεφών" (Dennis et al., 1970; Krauss and Marwitz, 1984) ή "θυγατρικών νεφών" (Nelson, 1983) που βρίσκονται διατεταγμένα στα πλευρά των πολυκυτταρικών και υπερκυτταρικών καταιγίδων. Η ανάπτυξη σε χαλάζι μεγάλου μεγέθους υποτίθεται ότι συμβαίνει κατά μήκος των ορίων του κύριου ανοδικού ρεύματος, όπου τα θυγατρικά νέφη που ενσωματώνονται αλληλεπιδρούν με το κύριο ανοδικό ρεύμα της καταιγίδας. Στην περιοχή σχηματισμού των εμβρύων πρέπει να υπάρχουν ασθενή ανοδικά ρεύματα της τάξης μερικών m/s ώστε τα σωματίδια να παραμένουν αρκετό διάστημα για να μπορέσουν να αναπτυχθούν (Chisholm, 1973). Αφού τα έμβρυα μεταφερθούν στο κύριο τμήμα της καταιγίδας για περαιτέρω ανάπτυξη, τότε απαιτούνται ανοδικά ρεύματα της τάξης των 15 m/s τουλάχιστο, ώστε να εμποδίσουν την πρώιμη πτώση τους. Για την επαύξηση των χαλαζοκόκκων απαιτείται επίσης αρκετή ποσότητα υπερψυγμένου νερού. Αυτό το εννοιολογικό μοντέλο απεικονίζεται στα Σχήματα 4.45 και 4.46 (Krauss and Marwitz, 1984). Επειδή οι φυσικοί πυρήνες πάγου είναι σχετικά σπάνιοι, τα νεφοσταγονίδια παραμένουν στην υγρή φάση σε σημαντικό τμήμα του νέφους. Αυτά τα υγρά νεφοσταγονίδια, σε θερμοκρασίες χαμηλότερες από 0οC, αποτελούν το υπερψυγμένο υγρό νερό (SLW) του νέφους. Το ποσό του υπερψυγμένου υγρού νερού ισούται με τη συγκέντρωση (αριθμού και μεγέθους) των υγρών νεφοσταγονιδίων σε οποιαδήποτε αρνητική θερμοκρασία. Τα θαλάσσιας προέλευσης νέφη (με μικρή συγκέντρωση σταγονιδίων και περισσότερες μεγάλες σταγόνες) έχουν SLW 0,1 ως 0,4 g/m3, ενώ τα ηπειρωτικής προέλευσης (με μεγάλη συγκέντρωση σταγονιδίων και λιγότερο φυσικό πάγο) έχουν SLW 0,5 ως 1,0 g/m3. Το μεγαλύτερο περιεχόμενο σε SLW βρίσκεται μέσα στο κύριο ανοδικό ρεύμα (2 ως 4 g/m3), ενώ η συγκέντρωσή του ελαττώνεται σε χαμηλότερες θερμοκρασίες, είναι ελάχιστη σε περιοχές με θερμοκρασία μικρότερη από -30oC και ουσιαστικά μηδενική στους -40oC. Τόσο στις πολυκυτταρικές όσο και στις υπερκυτταρικές καταιγίδες το ανοδικό ρεύμα εισέρχεται στην καταιγίδα μέσα από μια περιοχή ασθενούς ηχώς (WER). Αυτή στο υπερκύτταρο έχει τη μορφή θόλου, που περικλείεται από ένα επικρεμάμενο πέτασμα ηχώς, το οποίο περιέχει έμβρυα που σχηματίστηκαν αλλού και πέρασαν 64

78 γύρω από τα άκρα του ανοδικού ρεύματος, ώστε να επανεισέλθουν σ' αυτό από τη μπροστινή του πλευρά. Στις πολυκυτταρικές η WER δεν είναι κλειστή. Τα έμβρυα σχηματίζονται επιτόπου κατά τη διάρκεια της βραδείας ανόδου τους στο μπροστινό άκρο της WER. Στο υπερκύτταρο τα επανεισερχόμενα έμβρυα γίνονται χαλαζόκοκκοι, όταν αρχικά αιωρούνται πάνω από τη WER (πρώτη ηχώ στο ραντάρ) και στη συνέχεια κατέρχονται μέσα σ' αυτήν. Σχήμα Ιδεατό μοντέλο χαλαζοκαταιγίδας (από Krauss and Marwitz, 1984). Στο υπερκύτταρο η ανάπτυξη των χαλαζοκόκκων στα άκρα του θόλου ευνοείται, επειδή είναι τα πρώτα μεγάλα σωμάτια που συναντούν τη μεγάλη ποσότητα νεφικού νερού μέσα στο ανοδικό ρεύμα, για το οποίο υπόκεινται σε δυσμενή ανταγωνισμό. Σε κάποιο βαθμό αυτό συμβαίνει και για τα σωμάτια που βρίσκονται πάνω από τη WER των πολυκυτταρικών. Όμως, ενώ το ανοδικό ρεύμα 65

79 του υπερκυττάρου είναι αρκετά ισχυρό και συνεχές, ώστε αφενός να εμποδίζει τα νεφοσταγονίδια να φτάσουν ένα υετίσιμο μέγεθος μέσα στο θόλο και αφετέρου να εμποδίζει τον υετό να εισέλθει σ' αυτό από την περιφέρειά του, κάτι ανάλογο δε συμβαίνει στη WER των πολυκυτταρικών. Σχήμα Περιοχές ανάπτυξης σωματιδίων πάγου σε χαλαζοκαταιγίδα (από Hobbs and Rangno, 1985). Σωματίδια υετού εμφανίζονται επιπροσθέτως κάτω από τα σωμάτια που κατέρχονται από την αρχική πρώτη ηχώ. Αυτά, στις πολυκυτταρικές, μπορούν να αναγνωριστούν ως εκτεταμένη περιοχή σχετικά ασθενούς ηχώς στην πλευρά της εισροής της μεγάλης ανακλαστικότητας στήλης χαλαζιού. Στα υπερκύτταρα, η περιοχή αυτή απουσιάζει. Αντίθετα, υφίσταται μια απότομη μετάβαση από μη ανιχνεύσιμη ηχώ στο θόλο σε μια μεγάλης ανακλαστικότητας στήλη χαλαζιού που περιβάλλει το θόλο. Η παρουσία τέτοιων παγωμένων σωματιδίων ελαττώνει το νεφικό νερό με το οποίο αναπτύσσονται τα μεγάλα αρχικά έμβρυα και δικαιολογεί το χαμηλό υγρό περιεχόμενο των ανώτερων επιπέδων (Browning, 1977) ΤΟ ΧΑΛΆΖΙ Ορισμοί Η λέξη "χαλάζι" είναι ένα περιληπτικό ουσιαστικό (δηλαδή ένα κοινό όνομα που φανερώνει ένα σύνολο από πρόσωπα ή πράγματα, π.χ. λαός, στρατός) που υποδηλώνει το σύνολο των χαλαζοκόκκων, όπως ακριβώς η λέξη "βροχή" υποδηλώνει το σύνολο των βροχοσταγόνων και το "χιόνι" των χιονονιφάδων. Το χαλάζι είναι ένα στερεό υδρομετέωρο που πέφτει στο έδαφος με τη μορφή σφαιρικών ή ακανόνιστων μαζών πάγου μικρού μεγέθους που παράγονται μέσα στα νέφη σωρειτομελανίες. Ως μονάδα χαλαζιού λαμβάνεται ο χαλαζόκοκκος, που συνίσταται από μια συσσωμάτωση πάγου, όταν αυτή φτάσει σε διάμετρο τα 5 mm. Οι χαλαζόκοκκοι έχουν περάσει από διάφορα στάδια σύμφυσης, από το αρχικό στάδιο του χιονοσφαιριδίου, στο στάδιο του παγοσφαιριδίου, ως το τελικό στάδιο του χαλαζοκόκκου. Μερικές φορές οι κόκκοι φτάνουν μόνο ως το πρώτο στάδιο, ενώ άλλες φορές στο έδαφος φτάνουν κόκκοι από διάφορα στάδια ανάπτυξης ταυτόχρονα. Ως χαλαζόπτωση ορίζεται ο χωροχρονικός εντοπισμός του χαλαζιού στο έδαφος και ο χαρακτήρας της έκτασης που σαρώνεται. Το χαλάζι κατά την πτώση του σχηματίζει γραμμές χαλαζόπτωσης. Ως περίμετρος (ζώνη) χαλαζόπτωσης ορίζεται η 66

80 γεωγραφική περιοχή που περιβάλλει μία ή περισσότερες γραμμές χαλαζόπτωσης (Changnon, 1970; Morgan and Towery, 1977). Επειδή το χαλάζι ως φαινόμενο εμφανίζει μεγάλη χωροχρονική μεταβλητότητα και είναι σχετικά σπάνιο γεγονός, συχνά εντοπισμένο σε μικρή έκταση, για την καταγραφή του απαιτείται ένα πυκνό δίκτυο χαλαζομέτρων Στάδια εξέλιξης και δομή των χαλαζοκόκκων Σύμφωνα με τον Mason (1971) υπάρχουν τρία κατά σειρά στάδια εξέλιξης: 1. Χιονοσφαιρίδια ή χιονοχάλαζα. Πρόκειται για λευκά, αδιαφανή σωματίδια πάγου, συνήθως σφαιρικά ή κωνικά, με δομή παρόμοια με αυτήν του χιονιού και διάμετρο ως 5 mm. Κάθε σφαιρίδιο αποτελείται από έναν κεντρικό παγοκρύσταλλο, πάνω στον οποίο έχουν υποστεί σύμφυση υπερψυγμένα υδροσταγονίδια. Τα σφαιρίδια αυτά είναι συμπιεστά και μπορούν να αναπηδούν κατά την πρόσκρουσή τους σε σκληρή επιφάνεια (Κυριαζόπουλος και Λιβαδάς, 1979). 2. Παγοσφαιρίδια ή κοκκία πάγου. Έχουν ίδιο μέγεθος με τα χιονοσφαιρίδια, είναι όμως πυκνότερα και η επιφάνειά τους είναι μερικώς υαλοπαγοποιημένη. Τα σωματίδια αυτά είναι ημιδιαφανή και στρογγυλεμένα με κωνικά άκρα. Τα χιονοσφαιρίδια μετασχηματίζονται σε παγοσφαιρίδια με πρόσληψη υγρού νερού στις κοιλότητες αέρα μέσα στο πλαίσιο του πάγου. 3. Χαλαζόκοκκοι. Αποτελούν συγκεντρώσεις πάγου διατεταγμένες σε φλοιούς, διαμέτρου μεγαλύτερης από 5 mm. Είναι συνήθως σφαιρικοί ή κωνικοί, μπορούν όμως να αποκτήσουν μια μεγάλη ποικιλία σχημάτων και δομών. Οι σφαιρικοί διαθέτουν μια στρωματοποιημένη εσωτερική δομή, παρόμοια με τους φλοιούς του κρεμμυδιού: στρώσεις που αποτελούνται από υαλόπαγο εναλλάσσονται με στρώματα δροσοκρύσταλλου, που σχηματίζονται καθώς οι χαλαζόκοκκοι μεταφέρονται πάνωκάτω μέσα στο νέφος με τα ανοδικά και τα καθοδικά ρεύματα. Κάθε φλοιός υφίσταται μερική τήξη κατά τη διάρκεια της καθόδου του χαλαζοκόκκου προς υψηλότερες θερμοκρασίες, και αποκτά ένα νέο περίβλημα πάγου κατά την άνοδό του προς τις χαμηλότερες θερμοκρασίες (Σχήμα 4.47). 67

81 Σχήμα Εσωτερική δομή χαλαζοκόκκου (από Musk, 1989). Όταν οι χαλαζόκοκκοι εκσφενδονίζονται από το ανοδικό ρεύμα προς ένα παρακείμενο καθοδικό, ή όταν εξασθενεί το ανοδικό ρεύμα που τους συγκρατεί σε αιώρηση, αυτοί πέφτουν προς το έδαφος, και κατά τη διαδρομή τους προσλαμβάνουν μια ποικιλία εμφανίσεων και υφής, που σχετίζεται και με την περιστροφή τους. Ορισμένοι χαλαζόκοκκοι συγκολλώνται μεταξύ τους, σχηματίζοντας ακανόνιστα κομμάτια πάγου που υφίστανται θραύση κατά την πρόσκρουσή τους στο έδαφος Ακραίες καταγραφές Ο βαρύτερος χαλαζόκοκκος που έχει ποτέ καταγραφεί έπεσε τις 14 Απριλίου 1986 στην περιοχή Gopalganj του Μπανγκλαντές, ζύγιζε 1.02 kg και η χαλαζόπτωση σκότωσε 92 άτομα. Ο μεγαλύτερος χαλαζόκοκκος έπεσε στην κοινότητα Coffeyville του Κάνσας στις 3 Σεπτεμβρίου Ζύγιζε 758 g, είχε όμως διάμετρο 14 cm και περιφέρεια 44.5 cm (Musk, 1989; Ahrens, 1991) (Σχήμα 4.48). Σχήμα Εσωτερική δομή χαλαζοκόκκου και ο μεγαλύτερος χαλαζόκοκκος, όπως εμφανίζεται φωτισμένος με πολωμένο φως (από Ahrens, 1991). 68

82 Τύποι χαλαζοκόκκων Παρόλο που η δομή των σωματιδίων χαλαζιού είναι περίπλοκη, είναι δυνατό να διακριθούν τρεις τύποι απόθεσης πάγου (Macklin, 1962; Mason, 1971): 1. Πορώδης πάγος. Σχηματίζεται όταν το νερό που συμφύεται παγώνει γρήγορα, κυρίως με τη μορφή αυτοτελών σταγονιδίων, παράγοντας μια πορώδη δομή. Τα κενά αέρα μεταξύ των παγωμένων σταγονιδίων προσδίδουν στον πάγο μικρή πυκνότητα (ως 0,1 g/cm3). Τα παγωμένα σταγονίδια περιέχουν πολλές μικροσκοπικές φυσαλίδες αέρα που προσδίδουν μια αδιαφανή λευκή εμφάνιση. Ο παγοκρύσταλλος τείνει να συλλέγει σταγονίδια στην κατώτερη επιφάνειά του κατά προτίμηση, παράγοντας μια κωνική δομή, και πέφτει με την κορυφή προς τα πάνω. Από πορώδη πάγο μικρής πυκνότητας αποτελούνται τα χιονοσφαιρίδια και οι πυρήνες μερικών χαλαζοκόκκων. 2. Συμπαγής πάγος. Έχει πυκνότητα περίπου 0,9 g/cm3 και σχηματίζεται όταν τα σταγονίδια έχουν αρκετό χρόνο για να διαχυθούν στην επιφάνεια του πάγου και να δημιουργήσουν ένα συνεχές υμένιο, προτού παγώσουν. Αυτό συμβαίνει όταν η μεταφορά θερμότητας μεταξύ απόθεσης και περιβάλλοντος είναι τόσο γρήγορη ώστε όλο το συμφυόμενο νερό να παγώσει και η επιφάνεια να διατηρηθεί υγρή στους 0οC. Ο τύπος του πάγου είναι διαφανής υαλόπαγος, επειδή λίγες μόνο φυσαλίδες αέρα ελευθερώνονται κατά την πήξη. Ο πάγος μπορεί να είναι αδιαφανής αν τα σταγονίδια προσπίπτουν με μεγάλες ταχύτητες και διαχυθούν προτού πήξουν πάνω σε ψυχρότερες ξηρές επιφάνειες. Σε μεταγενέστερα στάδια εξέλιξης, οι σταγόνες συνεχίζουν να παγώνουν, με προσανατολισμό ίδιο με αυτόν της υποκείμενης δομής του πάγου, σχηματίζοντας αρκετά μεγάλους κρυστάλλους με άξονα κατά μήκος της διεύθυνσης ανάπτυξης. 3. Σπογγώδης πάγος. Σχηματίζεται όταν η ανταλλαγή θερμότητας μεταξύ χαλαζοκόκκου και περιβάλλοντος είναι αρκετά βραδεία ώστε να προλάβει να παγώσει όλο το συμφυόμενο νερό. Για δεδομένο χαλαζόκοκκο και δεδομένο περιβάλλον, υφίσταται μια κρίσιμη τιμή συγκέντρωσης υγρού νερού (Ludlam, 1950), πάνω από την οποία η επιφάνεια καθίσταται υγρή, επειδή η λανθάνουσα θερμότητα τήξης δεν μπορεί να διαχυθεί προς το περιβάλλον αρκετά γρήγορα με εξαναγκασμένη ανοδική μεταφορά και εξάτμιση. Ένα μόνο κλάσμα του συμφυόμενου νερού πήζει αμέσως, δημιουργώντας ένα πλαίσιο πάγου που συγκρατεί το υγρό νερό, ενώ το μίγμα παραμένει στους 0οC. Αυτό το υγρό περίβλημα του σπογγώδους πάγου, πυκνότητας 0,9-1,0 g/cm3 είναι αρκετά διαφανές ή γαλακτόχρωμο. Στις συνθήκες αυτές ο χαλαζόκκοκος μπορεί να συλλέξει παγοκρυστάλλους και χιονονιφάδες και να αυξηθεί γρήγορα σε μέγεθος. Οι μεγάλοι χαλαζόκοκκοι λοιπόν δεν μπορούν να αναπτυχθούν στην ξηρή κατάσταση, αλλά πρέπει η επιφάνειά τους να έχει υγρό περίβλημα. Επιπλέον, μόνο το κλάσμα του νερού που παγώνει πραγματικά συμβάλλει στην ανάπτυξη του χαλαζοκόκκου, ενώ το υπόλοιπο απορρίπτεται Ανάπτυξη του χαλαζοκόκκου Σύμφωνα με τους Schumann (1938) και Ludlam (1958) οι εναλλασσόμενοι διαφανείς και αδιαφανείς φλοιοί των χαλαζοκόκκων ερμηνεύτηκαν ως αλλεπάλληλες διελεύσεις τους πάνω και κάτω από το επίπεδο παγοποίησης, με τους αδιαφανείς φλοιούς να οφείλονται στη σύμφυση υπερψυγμένων υδροσταγονιδίων στις ψυχρές περιοχές του νέφους και τους διαφανείς στη δημιουργία ενός υμένα υγρού νερού στις θερμές περιοχές του νέφους. Για να συμβαίνουν αυτές οι διελεύσεις, πρέπει να υφίστανται ανοδικά ρεύματα με ταχύτητα ίση με την οριακή ταχύτητα του 69

83 μεγαλύτερου χαλαζοκόκκου ώστε να τον παρασύρει προς τα πάνω στο τελευταίο στάδιο ανάπτυξής του. Θεωρώντας ένα λείο σφαιρικό χαλαζόκοκκο που αυξάνει σε μέγεθος συλλέγοντας υπερψυγμένα υδροσταγονίδια του νέφους ομοιόμορφα σε ολόκληρη την επιφάνειά του, εξετάζουμε τη θερμική του ισορροπία, η οποία εκφράζεται με την εξίσωση: dq L dq V dq S dq e, όπου + = + dt dt dt dt dql/dt = EMVπR2[Lf+cw(Tα-T0)+ci(T0-Ts)] και Νu = 2+0,6Pr⅓Re½ χre dqv/dt = 4πRDLs (ρv-ρvs) Sh = 2+0,6Sc⅓Re½ χre½ dqs/dt = 2πKR(Ts-Tα)Nu Pr = μcp/k Re = 2VR/ν dqe/dt = 2πRDLv(ρv-ρvs)Sh Sc = μ/ραd μ/ν = ρα Στις σχέσεις αυτές και στην ανάλυση που ακολουθεί ορίζονται: dql/dt : θέρμανση λόγω σύμφυσης dqv/dt : θέρμανση λόγω εναπόθεσης dqs/dt : ψύξη λόγω αγωγής και εξαναγκασμένης ανοδικής μεταφοράς dqe/dt : ψύξη λόγω εξάτμισης νερού από την επιφάνεια του χαλαζοκόκκου, και: T0: θερμοκρασία τήξης Tα : θερμοκρασία περιβάλλοντος Ts: θερμοκρασία επιφάνειας χαλαζοκόκκου Lf: λανθάνουσα θερμότητα τήξης Lv: λανθάνουσα θερμότητα εξαέρωσης cw: ειδική θερμότητα νερού ci: ειδική θερμότητα πάγου cp: ειδική θερμότητα αέρα σε σταθερή πίεση ρv: πυκνότητα υδρατμών μακριά από το χαλαζόκοκκο ρvs: πυκνότητα υδρατμών κοντά στην επιφάνεια του χαλαζόκοκκου ρα : πυκνότητα αέρα ρi : πυκνότητα αποτιθέμενου πάγου M : περιεχόμενο σε υγρό νερό (LWC) R : ακτίνα χαλαζοκόκκου V : ταχύτητα πτώσης χαλαζοκόκκου ως προς τα υδροσταγονίδια U : ταχύτητα ανοδικού ρεύματος E : μέση ικανότητα συλλογής K : θερμική αγωγιμότητα αέρα D : συντελεστής διάχυσης υδρατμών στον αέρα CD: συντελεστής οπισθέλκουσας μ : δυναμικό ιξώδες ν : κινηματικό ιξώδες χ : παράγοντας αερισμού Nu: αριθμός Nusselt Pr: αριθμός Prandtl Sh: αριθμός Sherwood Sc: αριθμός Schmidt Re: αριθμός Reynolds Αντικαθιστώντας τους όρους στην εξίσωση θερμικής ισορροπίας και αγνοώντας την εναπόθεση και τη θερμική μάζα του συμφυόμενου νερού, λαμβάνουμε την κρίσιμη τιμή Mc για τη συγκέντρωση νεφικού νερού για την οποία ο μέγιστος ρυθμός ψύξης είναι ακριβώς όσος απαιτείται ώστε να παγώνει όλο το συλλεγόμενο 70

84 νερό και η επιφανειακή θερμοκρασία του χαλαζοκόκκου να διατηρείται στους 0οC (Τs=T0=273K). Έχουμε λοιπόν: 2χ Re1 / 2 L v D(ρ v - ρ vs ) + K (Ts - Tα ) Mc =. RVE L f + c w (Tα - T0 ) Όταν η συγκέντρωση νεφικού νερού είναι Μ < Μc, τότε η επιφανειακή θερμοκρασία του χαλαζοκόκκου είναι μικρότερη από 0οC, όλο το συλλεγόμενο νερό παγώνει και η διαδικασία αναφέρεται ως ξηρή αύξηση με ρυθμό dr/dt = EVM/4ρi. Όταν πάλι Μ > Μc, τότε συλλέγεται περισσότερο νερό από όσο μπορεί να παγώσει και η περίσσεια συγκεντρώνεται σε υγρό περίβλημα ή αποβάλλεται. Η διαδικασία αυτή αναφέρεται ως υγρή αύξηση και κατ' αυτήν διαφανής πάγος πυκνότητας 0,9 g/cm3 αποτίθεται κάτω από το υγρό περίβλημα με ρυθμό: dr V χ 2ρ α 1 / 2 L v D(ρ v - ρ vs ) + K (Ts - Tα ) = ( )1 / 2 ( ). dt R 2ρ i μ L f + c w (Tα - T0 ) Αν συνυπολογιστεί το ανοδικό ρεύμα, τότε χρησιμοποιούνται οι σχέσεις: dr EVM dr EVM dz = = και για την ξηρή αύξηση, = U - V, από όπου: dt 4ρ i dz 4ρ i ( U - V) dt ενώ για την υγρή αύξηση προκύπτει μια πολυπλοκότερη σχέση. Οι πραγματικοί χαλαζόκοκκοι, ιδίως οι μεγάλοι, δεν είναι σφαιρικοί και η επιφάνειά τους είναι τραχεία, οπότε αυξάνονται οι συντελεστές τριβής και θερμικής μεταφοράς. Για ένα σφαιροειδή πεπλατυσμένο χαλαζόκοκκο με όγκο 4πγα2/3, ελλειπτικότητα ε = [1-(γ2/α2)]1/2, (α ο μεγάλος "ισημερινός" ημιάξονας και γ ο μικρός "πολικός") και ταχύτητα πτώσης V=(8αερig/3CDρα)1/2, η κρίσιμη συγκέντρωση είναι: 3C D 1 / 4 L v D(ρ v - ρ vs ) + K (Ts - Tα ) 2 2 ρα 3/ 4. Mc = ) χγ( ) 1/ 2 ( α 8ρ i εg L f + c w (Tα - T0 ) Eμ Το αποτέλεσμα αυτό δείχνει ότι το Mc δεν εξαρτάται από το σχήμα, όσο από την τραχύτητα, ειδικά όταν η επιφάνεια του χαλαζοκόκκου είναι λοβώδης. Το κλάσμα φ του αποτιθέμενου νερού που παγώνει κατά την υγρή αύξηση υπολογίζεται με αντικατάσταση του Lf από το φlf, οπότε θα είναι: c w (Tα - T0 ) 2 2 ρ α 3 / 4 χγ 3C D 1 / 4. φ= ( ) ( ) [ L D ( ρ ρ ) + K ( T T )] v v vs s α L f 8ρ i εg Lf EMμ 1 / 2 α Και αυτό το αποτέλεσμα είναι ανεξάρτητο από το σχήμα των χαλαζοκόκκων. Τα ανοδικά ρεύματα στο νέφος πρέπει να είναι συγκρίσιμα σε ένταση με την ταχύτητα πτώσης των μεγάλων χαλαζοκόκκων ώστε να τους διατηρούν σε αιώρηση. Κατά τα αρχικά στάδια ανάπτυξης, η ταχύτητα πτώσης των χαλαζοκόκκων αυξάνεται σχετικώς αργά, έτσι ώστε ένα σταθερό ισχυρό ανοδικό ρεύμα να τους μεταφέρει στην περιοχή με το υπερψυγμένο νερό προτού αποκτήσουν μεγάλο μέγεθος. Είναι επομένως απαραίτητη η δυνατότητα επανεισόδου τους στην περιοχή αυτή για να συνεχίσουν την επαύξησή τους σε μια δεύτερη διαδρομή. Μια ισχυρή χαλαζοκαταιγίδα περιέχει ένα σχεδόν σταθερό ισχυρό ανοδικό ρεύμα, που λόγω της διάτμησης είναι κεκλιμένο ως προς την κατακόρυφο στα χαμηλά επίπεδα, έτσι ώστε οι χαλαζόκοκκοι που πέφτουν από την εκροή στα ψηλά επίπεδα να μπορούν να επανεισέλθουν στο ανοδικό ρεύμα στα χαμηλά επίπεδα και να ξεκινήσουν άλλη μια διαδρομή (Σχήμα 4.49). 71

85 Σχήμα (α) Κατακόρυφη τομή υπερκυτταρικής καταιγίδας και ηχώ του ραντάρ. (β) Οι τροχιές 1, 2 και 3 παριστάνουν στάδια εξέλιξης μεγάλων χαλαζοκόκκων. Με τελείες παριστάνεται η τροχιά λιγότερο ευνοούμενων χαλαζοκόκκων εκτός της WER. Με την τροχιά 0 παριστάνεται η διαδρομή των σωματίων εντός του πυρήνα του ανοδικού ρεύματος που εισέρχονται στον άκμονα (από Browning and Foote, 1976). Σωμάτια πάγου που προέρχονται από μικρά έμβρυα φτάνουν σε μέγεθος παγοσφαιριδίου κατά την πρώτη διέλευσή τους μέσα από το ανοδικό ρεύμα και ακολουθούν την πορεία Α (Σχήμα 4.50), ενώ μπορούν να πέσουν, να λιώσουν και να φτάσουν ως βροχή στο έδαφος μπροστά από τη μία πλευρά του πυρήνα του ανοδικού ρεύματος. Μεγαλύτερα σωματίδια μπορούν να εκσφενδονιστούν από τον πυρήνα του ανοδικού ρεύματος, ακολουθούν όμως μια τροχιά Β, μεγαλώνουν κατά την πτωτική διαδρομή τους και επανεισέρχονται στο ανοδικό ρεύμα σε χαμηλότερο επίπεδο. Αν υποτεθεί ότι η ένταση του ανοδικού ρεύματος αυξάνει με το ύψος, ένα μικρό μέρος των επανεισερχόμενων σωματίων που έχουν το κατάλληλο μέγεθος μπορεί να ανυψωθεί αργά από το ανοδικό ρεύμα και αυτά να αυξηθούν με ρυθμό τέτοιο, που η αύξηση της ταχύτητας πτώσης να είναι συγκρίσιμη με την αύξηση της έντασης του ανοδικού ρεύματος. Τελικά, αποκτούν μια ταχύτητα πτώσης ίση σχεδόν με τη μέγιστη ταχύτητα του ανοδικού ρεύματος, κινούνται προς την κορυφή του νέφους και στη συνέχεια πέφτουν, περνώντας σύντομα διαμέσου του ανοδικού ρεύματος ακολουθώντας την τροχιά C, προτού φτάσουν στο έδαφος ως πολύ μεγάλοι χαλαζόκοκκοι. 72

86 Σχήμα Διαδρομές χαλαζοκόκκων κατά τη διάρκεια της ανάπτυξής τους (από Mason, 1971) Τα έμβρυα του χαλαζιού Τα έμβρυα του χαλαζιού παράγονται κατά τη σύγκρουση υπερψυγμένων υδροσταγονιδίων με παγοκρυστάλλους. Αυτό συμβαίνει γενικά στη μπροστινή πλευρά (ως προς την κίνηση) της καταιγίδας, που αναφέρεται ως εμβρυϊκό πέτασμα. Τα έμβρυα του χαλαζιού χρειάζονται πυρήνες παγοποίησης για να αναπτυχθούν. Χωρίς αυτούς τα νεφοσταγονίδια θα μπορούσαν να παραμείνουν στην υπερψυγμένη κατάσταση σε θερμοκρασίες χαμηλότερες από -40οC χωρίς να παγοποιηθούν. Η εδαφική διάβρωση, οι δασικές πυρκαγιές, οι ηφαιστειακές εκρήξεις και άλλες φυσικές ή ανθρωπογενείς εκπομπές ελευθερώνουν στον αέρα τέτοια μικροσκοπικά σωματίδια. Δεν είναι όμως όλα τα σωματίδια κατάλληλα για πυρήνες παγοποίησης, παρά μόνον εκείνα που έχουν υγροσκοπικά χαρακτηριστικά και κατάλληλη κρυσταλλική δομή παρόμοια με αυτήν του πάγου. Σε σύγκριση με τον αριθμό των σταγονιδίων, ο αριθμός των παγοπυρήνων είναι πολύ μικρός, και για το λόγο αυτό αναπτύσσονται λίγα μόνον έμβρυα χαλαζιού, που εξελίσσονται γρήγορα, καθώς συγκρούονται με τα υπερψυγμένα υδροσταγονίδια. Χαλαζόκοκκοι μεγέθους μερικών εκατοστών μπορούν να αναπτυχθούν μέσα σε λεπτά σε μια φυσιολογική καταιγίδα. Η όλη διαδικασία του υετού διαρκεί συχνά λίγα μόνο λεπτά και περιορίζεται σε μια μικρή περιοχή. Κατά κανόνα, οι χαλαζοπτώσεις συμβαίνουν σε έκταση με μήκος λίγα μόνο χιλιόμετρα και πλάτος μερικές εκατοντάδες μέτρα. Κάποιες (μετωπικές) καταιγίδες όμως συνοδεύονται από μονοπάτια χαλαζιού αρκετών εκατοντάδων χιλιομέτρων σε μήκος και αρκετών χιλιομέτρων σε πλάτος. Ο σχηματισμός και οι διαδικασίες υετού μπορούν να επαναλαμβάνονται αρκετές φορές σε ένα κύτταρο καταιγίδας, προκαλώντας έτσι χαλαζοπτώσεις σε ξεχωριστές περιοχές κατά τη διάρκεια του χρόνου ζωής της ίδιας καταιγίδας. Χαλάζι δεν παράγεται από όλες τις καταιγίδες. Συχνά οι ατμοσφαιρικές συνθήκες ευνοούν το σχηματισμό απλών παγοσφαιριδίων που λιώνουν κατά τη 73

87 διέλευσή τους από θερμότερα στρώματα προτού φτάσουν στο έδαφος. Οι παρατηρήσεις έχουν δείξει ότι χαλάζι πέφτει από το 10% περίπου όλων των καταιγίδων. Οι χαλαζόκοκκοι χτυπούν το έδαφος με ταχύτητα που εξαρτάται από το μέγεθός τους. Για παράδειγμα, αν η διάμετρός τους είναι 3 cm η ταχύτητά τους είναι 80 km/h, αν πάλι είναι 13 cm φτάνει τα 160 km/h και τότε προκαλούν μεγάλες καταστροφές. Το μέσο μέγεθος των χαλαζοκόκκων στην Ελλάδα είναι 3.5 cm (Σιούτας 1994), έχουν όμως παρατηρηθεί και χαλαζόκοκκοι μεγαλύτερου μεγέθους. Η σκληρότητά τους σχετίζεται με την ύπαρξη και το ποσοστό υγρού νερού μέσα τους (Καρακώστας, 1998). Με βάση τα στοιχεία από το δίκτυο χαλαζομέτρων που είναι εγκατεστημένο στην περιοχή ενδιαφέροντος, μελετήθηκε η κατανομή μεγέθους και η δομή των χαλαζοκόκκων για την περίοδο (Karacostas, 1994). Από τα χαρακτηριστικά των αποτυπωμάτων των χαλαζοκόκκων στα χαλαζόμετρα μπορούν να εξαχθούν χρήσιμα συμπεράσματα για το μέγεθος των κόκκων, για την ένταση και την έκταση της χαλαζόπτωσης (Karacostas, 1989), αλλά και για τη μάζα, την κινητική ενέργεια των χαλαζοκόκκων και για άλλες παραμέτρους (Dalezios et al., 1991). 74

88 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ο ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ

89 5.1 ΤΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Η θερμοδυναμική δομή του προκαταιγιδικού περιβάλλοντος παρουσιάζει σημαντικό ενδιαφέρον για τη βραχυπρόθεσμη πρόβλεψη της ανοδικής μεταφοράς. Αρκετοί παράγοντες που επηρεάζουν την έναυση, τη δημιουργία και την εξέλιξη της ανοδικής μεταφοράς σχετίζονται με την αστάθεια, την παροχή υγρασίας και τον ανυψωτικό μηχανισμό. Από τα τέλη της δεκαετίας του 1940 οι μετεωρολόγοι προσπάθησαν να συσχετίσουν το χαλάζι και την εκδήλωση των καταιγίδων με δείκτες και παραμέτρους ευστάθειας που προέρχονταν από την κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας, της υγρασίας και του ανέμου. Για να μπορέσει ένας δείκτης να καταστεί ένα επιχειρησιακό εργαλείο πρόγνωσης χαλαζιού, πρέπει να προσδιοριστούν οι στατιστικές του ιδιότητες όσον αφορά την εμφάνιση του χαλαζιού για μια συγκεκριμένη περιοχή. Αρκετές μελέτες έχουν γίνει για διάφορες περιοχές του κόσμου, που σκοπό είχαν τον αντικειμενικό προσδιορισμό τιμών κατωφλίου για πρόγνωση καταιγίδων, σιφώνων και χαλαζιού. Τέτοιες μελέτες έχουν γίνει για το Κολοράντο (Schultz, 1989), τη Σουηδία (Andersson et al.,1989), την Κύπρο (Jacovides and Yonetani, 1990), την Ελβετία (Huntrieser et al., 1997), την Ιταλία (Costa et al., 2001), την Ισπανία (López et al., 2001; Gayà et al., 2001) και την Ολλανδία (Haklander and Van Delden, 2003; Schmeits et al., 2005). Η διακρίνουσα ανάλυση ως εργαλείο πρόγνωσης των καταιγίδων έχει χρησιμοποιηθεί από αρκετούς ερευνητές ως τώρα (Sánchez et al., 1998; Ghosh et al., 2004; Sioutas and Flocas, 2003). Στην Ελλάδα έχουν χρησιμοποιηθεί για τη μελέτη της αστάθειας, προγνωστικά ή διαγνωστικά, διάφοροι δείκτες ή αλγόριθμοι (Dalezios and Papamanolis, 1991; Μπαρσάκης και Σκριμιζέας, 1994; Φλόκα και Καρακώστας, 1988; Karacostas, 1990; Χατζή,1992; Tournaviti and Karacostas; 2000, Τουρναβίτη κ.ά., 2000). Σκοπός της ανάλυσης αυτής είναι η αποκόμιση στατιστικών πληροφοριών για διάφορους δείκτες ευστάθειας για την επιλεγμένη περιοχή της Κεντρικής Μακεδονίας και η σύγκριση της ικανότητάς τους στην πρόβλεψη του χαλαζιού, με στόχο τη βελτίωση της βραχυπρόθεσμης πρόγνωσης του χαλαζιού, βασισμένης στην επιχειρησιακή χρήση των δεικτών ευστάθειας ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Όλες οι καταιγίδες που καταγράφηκαν στο ραντάρ κατά τη θερμή περίοδο των ετών , ανιχνεύτηκαν κατά τη διάρκεια 128 ημερών καταιγίδας, οι οποίες αποτελούν την πειραματική μονάδα της θερμοδυναμικής αυτής εξέτασης. Από αυτές, οι 89 χαρακτηρίζονται ως ημέρες χαλαζιού, καθόσον υπήρξε επιβεβαιωμένο χαλάζι στο έδαφος, ανεξάρτητα αν προηγήθηκε σπορά ή όχι, και οι 16 ως ημέρες μη χαλαζιού (χωρίς να έχει προηγηθεί σπορά), ενώ για 23 ημέρες δεν είναι δυνατό να προσδιοριστεί αν η μη εμφάνιση χαλαζιού μπορεί να αποδοθεί στη σπορά ή σε φυσικά αίτια. Διαφορετικές διαδικασίες επαλήθευσης των καταιγίδων έχουν χρησιμοποιηθεί ως τώρα σε διάφορες περιοχές: άλλες βασίστηκαν σε μετεωρολογικές παρατηρήσεις, όπως καταγράφονται στα μηνύματα SYNOP (Andersson et al., 1989, Jacovides and Yonetani, 1990), άλλες χρησιμοποίησαν δίκτυα ανίχνευσης κεραυνών (Huntrieser et al., 1997, Haklander and Van Delden, 2003), και άλλες πάλι βασίστηκαν σε επιχειρησιακό έλεγχο και απεικόνιση (Tuduri and Ramis, 1997). 76

90 Για κάθε ημέρα καταιγίδας, ήταν διαθέσιμες οι ραδιοβολίσεις του σταθμού της Θεσσαλονίκης για τις 06 και 12 UTC (τοπική θερινή ώρα - 3 ώρες), καθώς και οι αναλύσεις τους (δείκτες και διάφορες παράμετροι ευστάθειας) από το πρόγραμμα ανάλυσης ραδιοβολίσεων SHARP (Hart and Korotky, 1991). Διαθέσιμοι ήταν επίσης οι χάρτες επιφάνειας και ανώτερης ατμόσφαιρας, σύμφωνα με τους οποίους οι ημέρες καταιγίδων κατατάχτηκαν σε επτά συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας, (Φλόκα, 1993, Sioutas and Flocas, 2003). Οι διατάξεις αυτές παρέχουν αντιπροσωπευτικά γραφικά παραδείγματα (Σχήμα 5.1) για κάθε τύπο με τη λιγότερη υποκειμενική ερμηνεία και είναι οι εξής: αυλώνας μεγάλου μήκους κύματος (LW) (Σχήμα 5.1α), βορειοδυτικό ρεύμα (NW) (Σχήμα 5.1β), νοτιοδυτικό ρεύμα (SW) (Σχήμα 5.1γ), ζωνική ροή (ZONAL) (Σχήμα 5.1δ), αυλώνας μικρού μήκους κύματος (SWT) (Σχήμα 5.1ε), κλειστό χαμηλό (CLOSED) (Σχήμα 5.1στ) και αποκομμένο χαμηλό (CUT) (Σχήμα 5.1ζ). Σχήμα 5.1. Διατάξεις συνοπτικής κυκλοφορίας: (α) αυλώνας μεγάλου μήκους κύματος, (β) βορειοδυτικό ρεύμα, (γ) νοτιοδυτικό ρεύμα, (δ) ζωνική ροή, (ε) αυλώνας μικρού μήκους κύματος, (στ) κλειστό χαμηλό και (ζ) αποκομμένο χαμηλό (Κατά Sioutas and Flocas, 2003). Για τον ελληνικό χώρο έχουν προταθεί διαφορετικές αυτόματες ή αντικειμενικές κατατάξεις (Maheras, 1984; Maheras et al., 2000) και μη μηχανικές ή υποκειμενικές (Φλόκας, 1984; Μαχαίρας, 1979; 1989; Καρακώστας κ.ά., 1992). Έχουν επίσης χρησιμοποιηθεί παλιές ή νέες κατατάξεις (Makrogiannis et al., 1982;1991; Μεταξάς και Μπαρτζώκας, 1994) για τον ελληνικό χώρο ή ευρύτερα, καθώς και για την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου (Καρακώστας κ.ά., 1992; 77

91 Φλόκα, 1993; Flocas and Karacostas, 1996; Kassomenos et al., 1998a). Ακόμα, κατατάξεις για τους συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας σε σχέση με τις χαλαζοκαταιγίδες έχουν προταθεί από τους Wilson (1998), Riley (1989) και Spanos (1991). Η προαναφερθείσα κατάταξη στους επτά συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας (και έναν όγδοο, το RIDGE (R) που δεν έδωσε χαλαζοκαταιγίδες κατά τη διάρκεια της εξεταζόμενης περιόδου), που είναι του τύπου "περιβάλλον προς κυκλοφορία" (Yarnal, 1993), προτιμήθηκε, παρόλο που είναι υποκειμενική και όχι αυτόματη, γιατί έχει το πλεονέκτημα της ευχρηστίας σε ένα επιχειρησιακό πρόγραμμα που απαιτεί τη βραχυπρόθεσμη πρόγνωση χαλαζιού, αναφέρεται στη Βόρεια Ελλάδα και η διακριτικότητά της έχει εξεταστεί με διακρίνουσα ανάλυση. Αρχικά, εξετάζεται η ημερήσια μεταβολή των δεικτών και των παραμέτρων ευστάθειας μεταξύ 06 και 12 UTC σε σχέση με το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Ακολούθως αναγνωρίζονται οι τύποι κυκλοφορίας με τους οποίους οι τιμές των δεικτών καθίστανται μέγιστες ή ελάχιστες. Διερευνάται επίσης η μεταβολή των μέσων τιμών των δεικτών από μήνα σε μήνα. Στη συνέχεια, μελετάται η δυνατότητα πρόγνωσης χαλαζιού που να βασίζεται σε τιμές κατωφλίου των δεικτών. Τέλος, γίνεται μια διάκριση μεταξύ των ημερών κατά τις οποίες το αίτιο της ανοδικής μεταφοράς υπήρξε θερμικής ή δυναμικής φύσης, και η συμπεριφορά των δεικτών εξετάζεται ξεχωριστά. Η κατανομή των ημερών καταιγίδας, των ημερών χαλαζιού, των ημερών χωρίς χαλάζι και χωρίς σπορά, και των ημερών χωρίς χαλάζι όταν έχει προηγηθεί σπορά, στις επτά κατηγορίες συνοπτικών τύπων παρουσιάζεται στον Πίνακα 5.1. Πίνακας 5.1. Κατανομή των ημερών καταιγίδας, χαλαζιού και μη χαλαζιού στους επτά συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας. CLO CUT LW NW SW SWT ZON Ημέρες καταιγίδας Ημέρες χαλαζιού Ημέρες μη χαλαζιού (μη σπορά) Ημέρες μη χαλαζιού (σπορά) Ο τύπος κυκλοφορίας SW εμφανίζει τη μεγαλύτερη πιθανότητα για εμφάνιση χαλαζιού (με πιθανότητα 90% στο εξεταζόμενο δείγμα, όπως γίνεται εμφανές από τον Πίνακα 5.1), και ακολουθείται από τον τύπο CLOSED (80%), LW (79%), SWT (70%) και CUT (59%). Από την άλλη πλευρά, οι λιγότερο πιθανοί τύποι για εμφάνιση χαλαζιού είναι οι NW (44%) και ZONAL (44%). Αυτό μπορεί να ερμηνευτεί στη βάση της (οριζόντιας) μεταφοράς υγρασίας, καθόσον με τον τύπο SW μια αέρια μάζα εμπλουτισμένη σε υγρασία λόγω της μακράς διέλευσής της πάνω από τη Μεσόγειο μεταφέρεται πάνω από την περιοχή μελέτης. Αντίθετα, με τον τύπο NW μια αέρια μάζα που φτάνει στην περιοχή ενδιαφέροντος, έχει διανύσει μια μεγάλη απόσταση πάνω από ξηρά, έχοντας απολέσει κατά τη διαδρομή σημαντικό μέρος των υδρατμών. Η μάζα αυτή είναι ψυχρή και δε χαρακτηρίζεται από ιδιαίτερη θερμική αστάθεια ΟΡΙΣΜΟΙ ΔΕΙΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΕΥΣΤΑΘΕΙΑΣ Στη μελέτη αυτή εξετάζονται οι ακόλουθοι δείκτες και παράμετροι ευστάθειας: 78

92 1. Ο ολικός αθροιστικός δείκτης, ΤΤ (Miller, 1967), ευρύτατα χρησιμοποιούμενος, που συνδυάζει τις επιδράσεις της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας και της υγρασίας στα χαμηλά επίπεδα για την εκτίμηση της δυνατότητας ανοδικής μεταφοράς. 2. Ο δείκτης Showalter, SI (Showalter, 1953), που παριστάνει την αλγεβρική διαφορά μεταξύ των θερμοκρασιών δείγματος και περιβάλλοντος στα 500 hpa, όταν το αέριο δείγμα ανυψώνεται από τα 850 ως τα 500 hpa ψευδοαδιαβατικά. 3. Ο ανυψωτικός δείκτης, LI (Galway, 1956), παρόμοιος προς τον SI, εκτός από το γεγονός ότι το δείγμα αρχίζει την ανύψωσή του από την επιφάνεια. Ο δείκτης αυτός λαμβάνει υπόψη την υγρασία κάτω από τα 850 hpa και εστιάζει στη λανθάνουσα αστάθεια ενός αέριου δείγματος. 4. Ο δείκτης George, KI (George, 1960), που αναπαριστά το δυναμικό για καταιγίδες συναρτήσει της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας, του περιεχομένου υγρασίας στα χαμηλά επίπεδα και του πάχους του υγρού στρώματος. 5. Ο δείκτης απειλής σφοδρής κακοκαιρίας, SWEAT (Miller, 1972), που εκτιμά το δυναμικό για εκδήλωση σφοδρής κακοκαιρίας συνδυάζοντας τις επιδράσεις της υγρασίας στα χαμηλά επίπεδα, της σωρειτοποιού αστάθειας, των μεγίστων αεροχειμάρρου και της θερμής μεταφοράς. 6. Ο μακροσκοπικός αριθμός Richardson, BRN (Weisman and Klemp, 1982), που αποτελεί μέτρο της σχετικής συνεισφοράς της αστάθειας και της κατακόρυφης διάτμησης και συσχετίζεται καλά με τον τύπο των καταιγίδων (μονοκυτταρικές, πολυκυτταρικές, υπερκυτταρικές). 7. Η δυνητικά διαθέσιμη ενέργεια ανοδικής μεταφοράς, CAPE (Moncrieff and Miller, 1976), που καθορίζει την κατακορύφως ολοκληρωμένη θετική πλευστότητα ενός αδιαβατικά ανερχόμενου δείγματος, και είναι ανάλογη προς το ποσό της κινητικής ενέργειας που αποκτά το δείγμα για όσο είναι θερμότερο από το περιβάλλον του και παρέχει ένα εξαιρετικό μέτρο της λανθάνουσας αστάθειας. 8. Η κανονικοποιημένη CAPE, NCAPE (Blanchard, 1998), που λαμβάνει υπόψη την κατακόρυφη κατανομή της CAPE, αν δηλαδή η θετική περιοχή του τεφιγράμματος είναι λεπτή και ψηλή ή χαμηλή και ευρεία, παρέχοντας μια καλύτερη ένδειξη της αστάθειας όταν το ύψος της ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς είναι χαμηλό. 9. Η καθαρή κανονικοποιημένη CAPE, NNCAPE, η οποία ορίζεται ως η διαφορά της NCIN από την NCAPE. Η NCIN είναι ο κανονικοποιημένος εμποδισμός σωρειτογένεσης (Smith and Benjamin, 1993) που αναπαριστά την κατώτερη αρνητική περιοχή του τεφιγράμματος (με αρνητική πλευστότητα), όπου η εξαναγκασμένη ανύψωση παρέχει την απαιτούμενη ενέργεια για την υπερκέρασή της. 10. Ο δείκτης εκτεταμένης ανοδικής μεταφοράς, DCI (Barlow, 1993), που συνδυάζει τις ιδιότητες της ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας στα 850 hpa με τη λανθάνουσα αστάθεια στην επιφάνεια, υποδηλώνοντας δυναμικό για ισχυρές καταιγίδες. 11. Ο δείκτης υγρασίας, HUI (Litynska et al., 1976), που θεωρείται μέτρο της υγρασίας στα μέσα και κατώτερα επίπεδα, και είναι το άθροισμα των υστερήσεων του σημείου δρόσου στα 850, 700 και 500 hpa. 12. Ο δείκτης ενέργειας-ελικότητας, EHI (Davies, 1993), που συνδυάζει την CAPE με την ελικότητα ως προς την καταιγίδα, η ισορροπία των οποίων συμβάλλει στο σχηματισμό ισχυρών περιστρεφόμενων ανοδικών ρευμάτων στις καταιγίδες. 13. Ο δείκτης ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας, TEI (Elson, 1991), που παριστάνει τη μέγιστη ελάττωση της ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας, όπως μετριέται σε ένα στρώμα που αρχίζει στα 700 hpa ή πιο κάτω, και υπολογίζει το 79

93 δυναμικό για υπερυψωμένη ανοδική μεταφορά, προσθέτοντας πληροφορίες όταν αποτυγχάνουν οι δείκτες που βασίζονται σε στοιχεία της επιφάνειας. 14. Ο δείκτης θερμοβαθμίδας, DTI (Doswell, 1985), που είναι μέτρο της θερμοβαθμίδας μεταξύ 700 και 500 hpa και εκτιμά τη συνεισφορά των μέσων επιπέδων στη σωρειτοποιό αστάθεια. Μια απότομη θερμοβαθμίδα πάνω από την κορυφή του υγρού στρώματος των χαμηλών επιπέδων ευνοεί αρκετά την ισχυρή ανοδική μεταφορά και τις χαλαζοκαταιγίδες. 15. Ο δείκτης ισχύος αναστροφής, LSI (Graziano and Carlson, 1987), που μετρά την ικανότητα ενός ευσταθούς στρώματος να εμποδίζει την ανύψωση του δείγματος στα χαμηλά επίπεδα. Το κάλυμμα αυτό επιτρέπει την αύξηση της θερμοκρασίας και της υγρασίας στα χαμηλά στρώματα, κάτι που τελικά αυξάνει το δυναμικό για σφοδρή κακοκαιρία που εκδηλώνεται μέσα από τα ισχυρότερα σωρειτόμορφα κύτταρα που κατορθώνουν να διαφύγουν από το κάλυμμα. 16. Ο δείκτης μηδενικής θερμοκρασίας, DBWB, που ορίζεται ως η διαφορά του ύψους της μηδενικής θερμοκρασίας του υγρού θερμομέτρου WBZ από το ύψος της ισοθέρμου του μηδενός. Αποτελεί μέτρο της υγρασίας που υπάρχει γύρω από τη στάθμη των 0οC και είναι πιο αντιπροσωπευτική από την ίδια τη WBZ (Miller, 1972). 17. Η παράμετρος δημιουργίας στροβιλισμού, VGP (Rasmussen and Blanchard, 1998), που εκφράζει την κλίση του οριζόντιου προς κατακόρυφο στροβιλισμό από το ανοδικό ρεύμα της καταιγίδας. Οι τύποι που ορίζουν τους δείκτες αυτούς είναι οι ακόλουθοι: 1. TT = CT + VT = ( T T 500 ) + (T d,850 - T 500 ) 2. SI = Θ ws,500 - Θ w, LI = Θ ws,500 - Θ w,(mean 100) 4. KI = ( T T d,850 ) - T ( T T d,700 ) 5. SWEAT = 12T d, ( TT-49 ) + 2f f SHR BRN = CAPE / BRN shear = 2CAPE / (u2 + v2) 500m 6000 EL 7. CAPE = ( T - T )R d ln p LFC v, parc v, envir 8. NCAPE = CAPE / ( H EL - H LFC ) 9. NNCAPE = NCAPE - NCIN = [CAPE / ( H EL - H LFC )] - [CIN / H LFC ] 10. DCI = T T d,850 - LI SFC 11. HUI = ( T T d,850 ) + ( T T d,700 ) + ( T T d,500 ) 12. EHI = CAPE * ( +SHR 0-2 km ) / 1.6* TEI = Θ e,700 - Θ e,min (midlevels) 14. DTI = ( T T 500 ) / ( H H 500 ) 15. LSI = Θ ws - Θ w,max 16. DBWB = H T=0 - H Tw=0 17. VGP = SHR * ( CAPE ) 1/ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΑΣΤΑΘΕΙΑΣ ΜΕΤΑΞΥ 06 ΚΑΙ 12 UTC d Η ημερήσια μεταβολή των δεικτών και παραμέτρων ευστάθειας που ορίστηκαν πιο πάνω μεταξύ 06 και 12 UTC (δηλαδή των ωρών που ήταν διαθέσιμη η ραδιοβόλιση) εξετάζεται για τις 128 ημέρες καταιγίδας των θερμών περιόδων των ετών , και οι μέσες τιμές παρουσιάζονται στον Πίνακα 5.2. Κάθε τύπος κυκλοφορίας παρουσιάζεται ξεχωριστά, έτσι ώστε να είναι δυνατή η εξαγωγή ποιοτικών συμπερασμάτων για τη σχέση μεταξύ των συνοπτικών τύπων κυκλοφορίας 80

94 και του μέσης κλίμακας περιβάλλοντος των δεικτών ευστάθειας. Ο λόγος για την εξέταση των μέσων τιμών είναι η ανάγκη εύρεσης με ποιον τύπο κυκλοφορίας κάποιος συγκεκριμένος δείκτης λαμβάνει τις υψηλότερες ή χαμηλότερες τιμές του. Πίνακας 5.2. Μέσες τιμές των δεικτών για κάθε τύπο και ώρα ραδιοβόλισης. TT SI KI LI TEI EHI HUI DCI SWE BRN DTI CAPE NCAP LSI NNC DBW VGP CLO CUT NW LW SW SWT ZON Γενικά, οι μέσες τιμές των δεικτών δε διαφοροποιούνται σημαντικά από τύπο σε τύπο, γιατί, εξορισμού, δεν επηρεάζονται ιδιαίτερα από την κυκλοφορία. Οι μέσες τιμές για τους δείκτες ΤΤ, ΚΙ, SWEAT, BRN και CAPE για τις 12 UTC παρουσιάζουν διαφορές σε σχέση με εκείνες των Sioutas and Flocas (2003), οι οποίες αναφέρονται μόνο σε ημέρες χαλαζιού, ενώ στην παρούσα εξέταση, συμπεριλαμβάνονται και οι ημέρες καταιγίδας και όχι χαλαζιού. Για τους περισσότερους δείκτες, η αύξηση των αλγεβρικών τιμών τους από τις 06 προς τις 12 UTC υποδηλώνει αύξηση της ατμοσφαιρικής αστάθειας, εκτός από τους SI, LI, HUI, LSI και DBWB, για τους οποίους ισχύει εξορισμού το αντίθετο. Δέκα από τους δείκτες (οι LI, TEI, EHI, DCI, BRN, CAPE, NCAPE, NNCAPE, LSI και VGP) εμφανίζουν πάντοτε μια αύξηση της αστάθειας όσο πλησιάζει η ώρα της μέγιστης θέρμανσης, όπως γίνεται φανερό από τον Πίνακα 5.2 και σε συμφωνία με τον ημερήσιο κύκλο της λανθάνουσας αστάθειας (Galway, 1956), δηλαδή με το χρόνο εμφάνισης της μεγαλύτερης συχνότητας των καταιγίδων. Οι υπόλοιποι δείκτες επιδεικνύουν παρόμοια συμπεριφορά στις περισσότερες περιπτώσεις με λίγες μόνον εξαιρέσεις, η πιο χαρακτηριστική από τις οποίες αφορά το δείκτη ΚΙ, οι τιμές του οποίου αυξάνουν μόνο για τους τύπους κυκλοφορίας που δε σχετίζονται με σοβαρές ατμοσφαιρικές διαταραχές, δηλαδή με τους τύπους ZONAL και NW, καθόσον καθιερώθηκε για την πρόγνωση αποκλειστικά καταιγίδων αέριας μάζας ΣΥΝΟΠΤΙΚΕΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΠΟΥ ΕΥΝΟΟΥΝ ΤΗΝ ΑΣΤΑΘΕΙΑ Για την εύρεση των τύπων κυκλοφορίας που μεγιστοποιούν ή ελαχιστοποιούν κάποιο συγκεκριμένο δείκτη ευστάθειας, εξετάζονται οι μέσες τιμές για όλους τους δείκτες και για όλους τους τύπους κυκλοφορίας, τόσο για τις 06 όσο και για τις 12 UTC. Τα αποτελέσματα παρουσιάζονται στον Πίνακα 5.3, στη δεύτερη στήλη του οποίου δίνονται και οι μονάδες των δεικτών. 81

95 Γίνεται φανερό ότι οι πιο ευνοϊκοί τύποι για αστάθεια στις 06 UTC είναι ο LW (που μεγιστοποιεί 11 δείκτες) και ο SW (5 δείκτες), ενώ για τις 12 UTC οι τύποι SW (7 δείκτες), CUT και CLOSED (από 3 δείκτες). Αντίστροφα, οι λιγότερο ευνοϊκοί τύποι για τις 06 UTC είναι ο ZONAL (ελαχιστοποιεί 7 δείκτες) και ο NW (3 δείκτες), ενώ για τις 12 UTC οι τύποι ZONAL (7 δείκτες), NW και CLOSED (από 3 δείκτες). Τα αποτελέσματα αυτά είναι γενικά αναμενόμενα, επειδή με τους τύπους LW και SW επικρατεί νοτιοδυτικό ρεύμα που τροφοδοτεί την περιοχή μελέτης με περίσσεια υγρασίας και θετικό στροβιλισμό, ενώ με μια ζωνική ή βορειοδυτική ροή επικρατούν ξηρότερες μάζες και απουσία θετικού στροβιλισμού. Πίνακας 5.3. Συνοπτικοί τύποι για μέγιστη ή ελάχιστη αστάθεια στις 06 και 12 UTC. Δείκτης Μονάδα Μέση τιμή για μέγιστη αστάθεια Μέση τιμή για ελάχιστη αστάθεια 06 UTC 12 UTC 06 UTC 12 UTC TT o C SW 48.5 SW 49.4 ZON 45.3 ZON 44.9 SI o C LW 0.9 SW 1.0 ZON 3.1 ZON 2.2 KI o C LW 30.7 SWT 28.9 ZON 20.3 ZON 21.9 LI o C LW -2.8 CUT -5.6 ZON -0.4 NW -4.4 TEI o C LW 13.7 LW 20.1 SW 9.6 ZON 15.9 EHI - SW 0.2 SW 0.8 SWT 0.03 NW 0.05 HUI o C LW 24.1 SW 27.9 ZON 41.2 ZON 42.4 DCI o C LW 24.9 LW 27.2 CLO 18.0 CLO 22.4 SWEAT - SW SW CLO CLO BRN - LW NW NW 49.7 ZON DTI o C/km SW 6.8 SW 7.0 LW 5.9 LW 5.9 CAPE J/kg LW CUT NW ZON NCAPE 10-3 m/s 2 LW CLO NW 42.8 NW LSI o C LW 3.2 CUT 1.0 ZON 4.7 CLO 1.6 NNCAPE 10-3 m/s 2 LW 99.9 CLO ZON 25.2 SW DBWB m NW CLO CUT CUT VGP 10-3 m/s 2 SW 61.1 SW CUT 21.2 CUT ΜΗΝΙΑΙΑ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΑΣΤΑΘΕΙΑΣ Οι μέσες μηνιαίες τιμές των δεικτών δίνονται στους Πίνακες 5.4 και 5.5. Η μεταβολή της αστάθειας από μήνα σε μήνα για κάθε ώρα ραδιοβόλισης μελετάται στη συνέχεια, με βάση τις μέσες μηνιαίες τιμές των Πινάκων 5.4 και 5.5. Διαπιστώνεται μια περισσότερο ή λιγότερο κοινή συμπεριφορά για τους πιο πολλούς από τους δείκτες, τόσο στις 06 όσο και στις 12 UTC: μια αύξηση δηλαδή της αστάθειας από το Μάιο προς τον Ιούνιο, μικτές τάσεις από τον Ιούνιο προς τον Ιούλιο, μια ελάττωση από τον Ιούλιο προς τον Αύγουστο και τέλος μια αύξησή της από τον Αύγουστο προς το Σεπτέμβριο. Από τον Απρίλιο προς το Μάιο, ενώ στις 06 παρατηρείται μια αύξηση της αστάθειας για την πλειοψηφία των δεικτών, για τις 12 UTC εκδηλώνεται μια γενικότερη ελάττωση της αστάθειας. Μια ερμηνεία για αυτήν την τελευταία αντίφαση (του Απριλίου προς το Μάιο) μπορεί να δοθεί από την εξέταση του συνοπτικού περιβάλλοντος: παρόλο που οι συνοπτικής κλίμακας διαταραχές επικρατούν (δυναμικά αίτια), η ανοδική μεταφορά λόγω της εδαφικής υπερθέρμανσης δε συνεισφέρει ουσιωδώς. Η υπέρθεση του θερμικού αιτίου εξηγεί την αύξηση της αστάθειας από το Μάιο προς τον Ιούνιο, ενώ οι μικτές τάσεις από τον Ιούνιο προς τον Ιούλιο υποδηλώνουν ολοένα και ευσταθέστερες συνθήκες, με συνεισφορά τόσο του θερμικού όσο και του δυναμικού παράγοντα. Η μεγαλύτερη ευστάθεια παρατηρείται, όπως είναι αναμενόμενο, από τον 82

96 Ιούλιο προς τον Αύγουστο, ενώ από τον Αύγουστο προς το Σεπτέμβριο η σημαντική αύξηση του δυναμικού για καταιγίδες αποδίδεται στην επανέναρξη της διέλευσης διαταραχών συνοπτικής κλίμακας, που σηματοδοτεί την εποχική μεταβολή (μετάβαση από τη θερμή στην ψυχρή περίοδο). Πίνακας 5.4. Μέσες μηνιαίες τιμές των δεικτών στις 06 UTC. Δείκτης ΑΠΡ ΜΑΙΟΣ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ TT SI KI LI TEI EHI HUI DCI SWEAT DTI CAPE NCAPE LSI BRN VGP DBWB NNCAPE Πίνακας 5.5. Μέσες μηνιαίες τιμές των δεικτών στις 12 UTC. Δείκτης ΑΠΡ ΜΑΙΟΣ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ TT SI KI LI TEI EHI HUI DCI SWEAT DTI CAPE NCAPE LSI BRN VGP DBWB NNCAPE ΚΡΙΤΗΡΙΑ ΓΙΑ ΧΑΛΑΖΙ 83

97 Μια πρόγνωση βασίζεται στη χρήση δεικτών ευστάθειας που ονομάζονται ενδείκτες πρόγνωσης και δίνουν πληροφορίες, ενώ τα κριτήρια της επαλήθευσής της λέγονται ενδείκτες επαλήθευσης και προέρχονται από παρατηρήσεις (Von Storch and Zwiers, 1999). Στη συγκεκριμένη περίπτωση, παρόλο που ο ενδείκτης επαλήθευσης είναι δίτιμος (εμφάνιση χαλαζιού ή όχι), οι ενδείκτες πρόγνωσης -οι δείκτες ευστάθειας- μπορούν να λάβουν πολλές διαφορετικές τιμές. Για την εκτίμηση λοιπόν της προγνωστικής ικανότητας ενός προγνωστικού ενδείκτη χαλαζιού, το εύρος των τιμών του διαιρείται σε δύο τμήματα, στα οποία ένα γεγονός χαλαζιού προβλέπεται ή όχι. Με τον τρόπο αυτό ο ενδείκτης πρόγνωσης καθίσταται και αυτός δίτιμος και μια τέτοια πρόγνωση μπορεί να επαληθευτεί με τη χρήση πινάκων συνάφειας. Ένα παράδειγμα πίνακα συνάφειας (2 x 2) δίνεται στον Πίνακα 5.6. Πίνακας 5.6. Σχηματικός 2 x 2 πίνακας συνάφειας. Παρατήρηση χαλαζιού Ναι Όχι Πρόγνωση Ναι Α Β χαλαζιού Όχι Γ Δ Σ' αυτόν τον πίνακα, τα γράμματα Α, Β, Γ και Δ καθορίζουν τον αριθμό προγνωστικών επιτυχιών (ορθής πρόγνωσης χαλαζιού), διαφυγόντων γεγονότων, εσφαλμένου συναγερμού και αδρανών περιπτώσεων (ορθής πρόγνωσης "όχι χαλάζι") αντίστοιχα. Από τις τέσσερις ανεξάρτητες καταχωρήσεις του πίνακα μπορούν να εξαχθούν διάφορες επιδόσεις ικανότητας των δεικτών ευστάθειας: η πιθανότητα ανίχνευσης POD, που δίνει το ποσοστό όλων των γεγονότων που προβλέπονται σωστά, ο ρυθμός εσφαλμένου συναγερμού FAR και η μεροληψία BIAS (>100% σημαίνει υποεκτίμηση και <100% υπερεκτίμηση). Ο κρίσιμος δείκτης επιτυχίας CSI, (Donaldson et al., 1975) είναι ο λόγος των επιτυχιών προς το συνολικό αριθμό γεγονότων χαλαζιού και εσφαλμένου συναγερμού και δε λαμβάνει υπόψη ορθά προβλεφθείσες περιπτώσεις μη χαλαζιού. Η διάκριση μεταξύ προγνώσεων χαλαζιού και μη χαλαζιού επιτυγχάνεται με την επιλογή μιας κατώτερης (ανώτερης) τιμής κατωφλίου του δείκτη, υποθέτοντας μια μονότονη αύξηση της πιθανότητας για χαλάζι όσο αυξάνονται (ελαττώνονται) οι τιμές του δείκτη. Στη συνέχεια, η προγνωστική ικανότητα του δείκτη υπολογίζεται για διάφορες τιμές κατωφλίου μέσα στο εύρος των τιμών του. Η τιμή κατωφλίου με την καλύτερη επίδοση επιλέγεται τότε για να παραστήσει τη διάκριση αυτή. Έτσι λοιπόν, το συνολικό εύρος των τιμών του δείκτη ελέγχεται κατά βήματα με μικρές αυξήσεις που εξαρτώνται για κάθε περίπτωση από το εύρος του διαστήματος τιμών, προσπαθώντας να παραμείνουν οι αυξήσεις αυτές όσο το δυνατόν ακέραιες και στρογγυλοποιημένες, έτσι ώστε οι τιμές κατωφλίου που θα εξαχθούν να είναι πρακτικές επιχειρησιακά. Το δείγμα που χρησιμοποιήθηκε στην ανάλυση αυτή περιλαμβάνει τις 89 ημέρες χαλαζιού και τις 16 ημέρες χωρίς χαλάζι και χωρίς σπορά. Το υπόλοιπο των ημερών αποκλείστηκε από την ανάλυση, επειδή δεν μπορεί κανείς να κατατάξει τις ημέρες αυτές με τρόπο αδιαμφισβήτητο ως ημέρες χαλαζιού ή μη χαλαζιού, λόγω της επίδρασης της σποράς των νεφών. Συνήθως, σε μια τέτοια ανάλυση χρησιμοποιούνται δύο στατιστικά μέτρα: το στατιστικό αληθούς εμπειρίας (TSS) και το στατιστικό εμπειρίας του Heidke (Heidke). Το στατιστικό TSS είναι η πιθανότητα να προβλεφτεί πραγματικά ένα γεγονός χαλαζιού μείον την πιθανότητα να συμβεί αναπάντεχα ένα γεγονός μη χαλαζιού. Το TSS χρησιμοποιείται (Huntrieser et al., 1997) για τον προσδιορισμό 84

98 μιας τιμής κατωφλίου στο σημείο όπου το TSS γίνεται μέγιστο. Από την άλλη πλευρά, το στατιστικό Heidke (Brier and Allen, 1951) πριμοδοτεί όλες τις ορθές προγνώσεις που δεν οφείλονται στην τύχη και βαθμολογεί άσχημα όλες τις εσφαλμένες. Και αυτό το μέτρο υπολογίστηκε στο ίδιο σημείο με το TSS. Μια τέλεια πρόγνωση υποδηλώνει τιμές των στατιστικών αυτών μέτρων ίσες με 1, ενώ μια τελείως τυχαία πρόγνωση τιμές τους ίσες με 0. Μια παρόμοια ανάλυση έχει γίνει για την Ολλανδία πρόσφατα (Haklander and Van Delden, 2003). Οι επιδόσεις ικανότητας και τα στατιστικά μέτρα που ορίστηκαν πιο πάνω δίνονται από τους ακόλουθους τύπους: A POD =, A + Γ B FAR =, A + B A + B BIAS =, A + Γ A B TSS = -, A + Γ B + Δ A CSI =, Heidke = A + B + Γ (Α + Γ)(Δ - Β) + (Α - Γ)(Β + Δ) (Α + Γ)(Γ + Δ) + (Α + Β)(Δ - Β). Με σκοπό τον προσδιορισμό της σχετικής επίδοσης των τιμών κατωφλίου, υπολογίστηκε η μέση τιμή (μ) των TSS και Heidke. Οι τιμές κατωφλίου, οι επιδόσεις ικανότητας POD, FAR, BIAS και CSI, τα στατιστικά μέτρα TSS και Heidke και η μέση τιμή τους μ για όλους τους δείκτες που εξετάστηκαν για τις ώρες 06 και 12 UTC, παρουσιάζονται στους Πίνακες 5.7 και 5.8, αντίστοιχα. Από τους πίνακες αυτούς γίνεται φανερό ότι τα κατώφλια που βρέθηκαν για τις 12 UTC είναι γενικά υψηλότερα από αυτά που βρέθηκαν για τις 06 UTC, εκτός από εκείνα των δεικτών HUI, DTI, DBWB, SWEAT και KI. Όμοια, οι τιμές TSS για τις 12 είναι υψηλότερες από αυτές για τις 06 UTC, εκτός από εκείνες των δεικτών HUI, DTI, DBWB, LI, LSI και EHI. Οι τιμές του μ επίσης επιδεικνύουν την ίδια συμπεριφορά, εκτός μόνο από εκείνες των δεικτών HUI και SI. Βέβαια, από ένα πολύ μεγαλύτερο σύνολο δεδομένων για την Ολλανδία βρέθηκαν πολύ καλύτερες τιμές για τα στατιστικά εμπειρίας (Haklander and Van Delden, 2003), και αυτό είναι φυσιολογικό, όταν αυξάνει ο όγκος των δεδομένων. Πίνακας 5.7. Τιμές κατωφλίου των δεικτών για χαλάζι, επιδόσεις ικανότητας και στατιστικά μέτρα για τις 06 UTC. 06 UTC μ TSS Heidke POD FAR CSI BIAS HUI< TT> VGP> , DTI> LSI< LI< SI< NNCAPE> SWEAT> NCAPE> CAPE> EHI>

99 KI> BRN> DBWB< DCI> TEI> Συγκρίνοντας τα κατώφλια των δεικτών που παρουσιάζονται στις πρώτες στήλες των Πινάκων 5.7 και 5.8 με τον Πίνακα 5.2, μπορεί κανείς να παρατηρήσει πως, παρά το γεγονός ότι για αρκετούς δείκτες οι μέσες τιμές για όλους τους τύπους κυκλοφορίας βρίσκονται πάνω ή κάτω από το κατώφλι για χαλάζι, σε κάποιες περιπτώσεις μόνο ένας συγκεκριμένος τύπος κυκλοφορίας εγγυάται μια θετική πρόγνωση για χαλάζι. Οι δείκτες αυτοί είναι οι TT και DTI για τον τύπο SW, οι BRN και KI για τον τύπο LW από τη ραδιοβόλιση των 06 UTC, και οι TT και EHI για τον τύπο SW και ο NNCAPE για τον τύπο CLOSED από τη ραδιοβόλιση των 12 UTC. Αυτό το αποτέλεσμα είναι ιδιαίτερα χρήσιμο επιχειρησιακά για την πρόγνωση ή τη βραχυπρόθεσμη πρόγνωση του χαλαζιού, γνωρίζοντας, βέβαια, εξαρχής το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Συγκρίνοντας επίσης τις τιμές κατωφλίου που βρέθηκαν με τις τιμές των Πινάκων 5.1 και 5.2 για τις μέσες μηνιαίες τιμές, μπορεί κανείς να δει και πάλι ότι αρκετοί δείκτες εγγυώνται μια θετική πρόγνωση χαλαζιού για συγκεκριμένους μήνες. Αναζητώντας ειδικότερα δείκτες των οποίων μόνο μια μέση μηνιαία τιμή υπερβαίνει το κατώφλι για χαλάζι, γίνεται φανερό ότι για τις ραδιοβολίσεις των 06 UTC, ως προγνωστικοί ενδείκτες χαλαζιού μπορούν να χρησιμοποιηθούν ο DBWB για τον Απρίλιο, ο BRN για τον Ιούλιο και οι LI, SWEAT, NCAPE και NNCAPE για το Σεπτέμβριο. Αντίστοιχα για τις 12 UTC ως μοναδικοί ενδείκτες χαλαζιού μπορούν να χρησιμοποιηθούν ο DBWB για τον Απρίλιο, ο BRN για τον Ιούνιο και οι SI και TEI για το Σεπτέμβριο. Το αποτέλεσμα αυτό είναι επίσης χρήσιμο επιχειρησιακά. Πίνακας 5.8. Τιμές κατωφλίου των δεικτών για χαλάζι, επιδόσεις ικανότητας και στατιστικά μέτρα για τις 12 UTC. 12 UTC μ TSS Heidke POD FAR CSI BIAS TT> VGP> NCAPE> HUI< SWEAT> KI> NNCAPE> DTI> TEI> DCI> CAPE> LSI< LI< BRN> SI< EHI> DBWB< Παρόλο που το συγκεκριμένο σύνολο δεδομένων παρουσιάζει εξορισμού προδιάθεση (bias), καθόσον η συχνότητα των γεγονότων χαλαζιού είναι πολύ μεγάλη, σχεδόν 85%, κυρίως λόγω της κλιματολογίας, και οι τιμές του TSS είναι χαμηλές, 86

100 κάποιοι δείκτες παρουσιάζουν μεγάλη πιθανότητα ανίχνευσης χαλαζιού σε συνδυασμό με όχι πολύ χαμηλή τιμή TSS, όπως για τις 06 UTC ο δείκτης HUI με POD = 90.1% και TSS = και για τις 12 UTC ο VGP με POD = 51.9% και TSS = Η φτωχή εμπειρία και η προφανής προδιάθεση του συνόλου δεδομένων που εξετάστηκαν (και που αντανακλάται επίσης στις χαμηλές τιμές FAR, κυρίως λόγω κλιματολογίας) θα μπορούσαν να βελτιωθούν με τη χρήση ενός πολύ μεγαλύτερου συνόλου δεδομένων με μικρότερη συχνότητα γεγονότων χαλαζιού, καθώς η συχνότητα αυτή στο συγκεκριμένο σύνολο δεδομένων είναι πολύ μεγάλη. Ένας τρόπος για να επιτευχθεί αυτό θα μπορούσε να είναι η ελάττωση των 30 dbz ως κατωφλίου ανακλαστικότητας, κάτι βέβαια που θα πρόσθετε σε αβεβαιότητα για την αξιοπιστία άλλων μετρήσεων με το ραντάρ. Ένας άλλος τρόπος θα μπορούσε να είναι η συμπερίληψη δεδομένων ραδιοβολίσεων από τη χειμερινή περίοδο, κάτι που επίσης θα εισήγε σφάλμα λόγω κλιματολογικών θεωρήσεων. Στην παρούσα ανάλυση όμως, εκείνο που ενδιαφέρει είναι η διάκριση μεταξύ καταστάσεων χαλαζιού και μη χαλαζιού, εξετάζοντας μόνο τις ημέρες καταιγίδων. Αξίζει επίσης να σημειωθεί ότι τα κατώφλια για χαλάζι που υπολογίστηκαν από την ανάλυση αυτή είναι, σε γενικές γραμμές, χαμηλότερα από τα διεθνώς αναφερόμενα στη βιβλιογραφία (π.χ. Davies, 1993; Rasmussen and Blanchard, 1998). Ο λόγος γι' αυτό είναι ότι οι βιβλιογραφικές αναφορές, στην πλειοψηφία των περιπτώσεων, αναφέρονται σε τιμές δεικτών για εμφανίσεις σιφώνων, υπερκυτταρικών καταιγίδων και μεγάλου μεγέθους χαλαζιού διαμέτρου ίσης ή μεγαλύτερης από 19 mm, ενώ στην ανάλυση που εκτίθεται εδώ ένας χαλαζόκοκκος θεωρείται ότι έχει διάμετρο ίση ή μεγαλύτερη από 5 mm, σύμφωνα με τον ορισμό του WMO. Ο Πίνακας 5.9 παρουσιάζει μαζί, για λόγους σύγκρισης, τις τιμές κατωφλίου για χαλάζι μεγάλου μεγέθους και τις αντίστοιχες τιμές κατωφλίου που προέκυψαν από την παρούσα εξέταση, από όπου φαίνεται ότι, εκτός από τα κατώφλια των HUI BRN, CAPE, NCAPE και LI που είναι υψηλότερα, και των TT, KI και LSI που είναι συγκρίσιμα, όλα τα άλλα κατώφλια είναι χαμηλότερα από αυτά που παρουσιάζονται στη δεξιότερη στήλη του Πίνακα 5.9. Πίνακας 5.9. Σύγκριση των υπολογισμένων τιμών κατωφλίου για χαλάζι στις 06 και 12 UTC με τιμές κατωφλίου για μεγάλου μεγέθους χαλάζι. Δείκτες Χαλάζι (d>5 mm) 06 UTC 12 UTC Χαλάζι (d>19 mm) TT > 48 > 49 > 50 KI > 31 > 26 > 30 EHI > 0.02 > 0.19 > 0.8 SWEAT > 201 > 162 > 300 TEI > 16.3 > 13 > 25 DCI > 28.8 > 20 > 30 DTI > 6.5 > 5.5 > 9 BRN > 322 > 702 > 50 CAPE > 1159 > 2001 > 1500 NCAPE > > > 140 NNCAPE > > 225 VGP > 32 > 56.9 > 150 SI < 2 < 0 < -3 LI < -4 < -8 < -5 HUI < 42 < 32 < 15 DBWB < 224 <

101 LSI < 2.5 < 0.8 < ΘΕΡΜΙΚΑ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΑ ΕΠΑΓΟΜΕΝΕΣ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ Η προσπάθεια διάκρισης μεταξύ χαλαζοκαταιγίδων θερμικά και δυναμικά επαγόμενων έχει ιδιαίτερο ενδιαφέρον. Όταν T conv < T max, όπου T conv είναι η θερμοκρασία ανοδικής μεταφοράς (Zdunkovski and Bott, 2004) και T max η μέγιστη ημερήσια θερμοκρασία, η έναυση είναι θερμικού αιτίου και η ελεύθερη ανοδική μεταφορά είναι ο μηχανισμός που ευνοεί την ανάπτυξη των καταιγίδων. Οι καταιγίδες τέτοιας προέλευσης συνήθως αναπτύσσονται κατά τις απογευματινές ώρες ταυτόχρονα πάνω από τοποθεσίες με παρόμοια τοπογραφικά χαρακτηριστικά (υψόμετρο, προσανατολισμός, κλίση, κτλ.), είναι λίγο-πολύ στάσιμες ή βραδέως κινούμενες και η συνολική δραστηριότητα έχει μάλλον βραχεία διάρκεια. Αντίθετα, όταν T conv > T max, η έναυση είναι δυναμικού αιτίου. Για την ανάπτυξη των καταιγίδων απαιτείται ένας ανυψωτικός μηχανισμός (μέτωπο, αυλώνας, επιφανειακή σύγκλιση, κτλ.) και επικρατεί η εξαναγκασμένη ανοδική μεταφορά. Οι καταιγίδες τέτοιας προέλευσης εκδηλώνονται ως μια μεταφερόμενη αστάθεια, μπορούν να αναπτυχθούν οποιαδήποτε ώρα της ημέρας και η συνολική δραστηριότητα διαρκεί πολύ περισσότερο. Τα κριτήρια που χρησιμοποιήθηκαν για την ταυτοποίηση της θερμικής ή δυναμικής φύσης των καταιγίδων βασίστηκαν στην απουσία ή την παρουσία κάποιας συνοπτικής διαταραχής και στο αν η T conv ήταν χαμηλότερη ή υψηλότερη από την T max αντίστοιχα. Αξίζει να σημειωθεί ότι η T conv υπολογίστηκε με τη χρήση της στάθμης συμπύκνωσης λόγω ανάμιξης, MCL, για ένα αέριο δείγμα, με το στρώμα ανάμιξης να εκτείνεται στα 50 ή 100 κατώτερα hpa (ανάλογα αν ο επιφανειακός άνεμος είναι ισχυρός ή ασθενής αντίστοιχα, δηλαδή ανάλογα με το βαθμό ανάμιξης). Είναι φανερό ότι η διάκριση αυτή δεν μπορεί να είναι απόλυτη, καθόσον και οι δύο μηχανισμοί συνεισφέρουν πάντοτε σε μεγαλύτερο ή μικρότερο βαθμό. Στο πνεύμα αυτό, θα πρέπει κανείς να έχει στο μυαλό του τον ημερήσιο κύκλο της ανοδικής μεταφοράς, τους κρυφούς μικροκυματισμούς, τις ορογραφικά επαγόμενες καταιγίδες στις οποίες η T conv ξεπερνιέται ευκολότερα, κτλ. Εκτός από την πραγματική προέλευση της έναυσης, αυτή η γενική κατηγοριοποίηση είναι χρήσιμη σε ένα επιχειρησιακό πρόγραμμα, καθότι επιτρέπει μια εκτίμηση του χρόνου έναρξης και της διάρκειας της δραστηριότητας. Οι 128 ημέρες καταιγίδας κατατάχτηκαν σύμφωνα με το μηχανισμό έναυσης των καταιγίδων. Από αυτές, σε 75 ημέρες η έναυση οφειλόταν κυρίως στο θερμικό αίτιο, σε 42 στο δυναμικό, ενώ σε 7 ημέρες το θερμικό και σε 4 ημέρες το δυναμικό αίτιο ήταν το επικρατέστερο, με τους δύο μηχανισμούς να συνυπάρχουν. Οι θερμικά επαγόμενες καταιγίδες ήταν κυρίως μονοκυτταρικές (σε ποσοστό 80%) και οι υπόλοιπες πολυκυτταρικές, ενώ οι δυναμικά επαγόμενες παρουσίαζαν μεγαλύτερο βαθμό οργάνωσης: 57% μονοκυτταρικές, 35% πολυκυτταρικές, 4% υπερκυτταρικές και 4% γραμμές λαίλαπας. Οι ημέρες με καθαρά δυναμική έναυση διαιρέθηκαν περαιτέρω σε περιπτώσεις πρωινής (01 ως 09 UTC) και νυχτερινής (από τη δύση του ήλιου ως τις 01 UTC) δραστηριότητας, η αντιπροσωπευτική ραδιοβόλιση των οποίων ήταν των 06 και 12 UTC αντίστοιχα (Πίνακας 5.10). Εδώ γίνεται κάποιος αναγκαστικός συμβιβασμός, καθόσον η ημέρα διαιρέθηκε σε τρία διαστήματα και οι διαθέσιμες ραδιοβολίσεις ήταν μόνο δύο. 88

102 Προφανώς, για τις ημέρες με καθαρά θερμική έναυση η αντιπροσωπευτική ραδιοβόλιση ήταν των 12 UTC. Για καθεμιά από τις τρεις κατηγορίες (πρωινέςδυναμικές, απογευματινές-θερμικές, βραδινές-δυναμικές) εξετάστηκαν μόνον οι ημέρες χαλαζιού. Αφού το εύρος των τιμών των δεικτών διαιρέθηκε σε κατάλληλα διαστήματα και ελήφθη η συχνότητα εμφάνισης, εντοπίστηκαν τα διαστήματα στα οποία οι δείκτες παρουσίαζαν τη μέγιστη αστάθεια. Τα διαστήματα που εμφανίζονται στον Πίνακα 5.10 παριστάνουν τις επικρατούσες τιμές των κατανομών των τριών κατηγοριών. Πίνακας Εύρος τιμών όπου η κατανομή των δεικτών παρουσιάζει μέγιστο σε θερμικές και δυναμικές καταστάσεις. Δείκτες Δυναμικές-πρωινές Θερμικές-απογευματινές Δυναμικές-βραδινές SI LI (-4) - (-2) (-6) - (-4) (-6) - (-4) HUI LSI DBWB TT KI TEI EHI DCI SWEAT DTI CAPE NCAPE NNCAPE BRN VGP Οι κατανομές αυτές προφανώς αλληλεπικαλύπτονται. Στην περίπτωση που η επικρατούσα τιμή μιας κατηγορίας απέχει σημαντικά από τις επικρατούσες τιμές των δύο άλλων κατηγοριών, το αντίστοιχο διάστημα τιμών του δείκτη χαρακτηρίζει καλύτερα τη συγκεκριμένη κατηγορία. Συμπεραίνεται λοιπόν από τον Πίνακα 5.10 ότι ο δείκτης NNCAPE εκφράζει καλύτερα τη θερμική δραστηριότητα, οι CAPE, TEI και VGP τη νυχτερινή δυναμική δραστηριότητα και οι HUI, DBWB, KI και BRN την πρωινή δυναμική δραστηριότητα ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ - ΣΥΖΗΤΗΣΗ Δεκαεπτά δείκτες και παράμετροι ευστάθειας, που λαμβάνονται άμεσα ή έμμεσα από ένα πρόγραμμα ανάλυσης ραδιοβολίσεων δύο φορές την ημέρα κατά τη διάρκεια ενός επιχειρησιακού προγράμματος, εξετάστηκαν στο κεφάλαιο αυτό και τα κυριότερα αποτελέσματα έχουν ως εξής: Η πλειοψηφία των δεικτών και των παραμέτρων αποκαλύπτει μια σημαντική αύξηση της αστάθειας από τις 06 στις 12 UTC, σε συμφωνία και με τον ημερήσιο κύκλο της λανθάνουσας αστάθειας, με ελάχιστες εξαιρέσεις, η κυριότερη από τις οποίες αφορά το δείκτη ΚΙ που όμως εξορισμού έχει καθιερωθεί για την πρόγνωση καταιγίδων αποκλειστικά αέριας μάζας. 89

103 Οι συνοπτικοί τύποι κυκλοφορίας LW και SW υποδηλώνουν συνθήκες που ευνοούν την αστάθεια, ενώ οι τύποι NW και ZONAL δρουν κατά την αντίθετη κατεύθυνση. Το αποτέλεσμα αυτό είναι γενικά αναμενόμενο, επειδή με τους τύπους LW και SW επικρατεί νοτιοδυτικό ρεύμα που τροφοδοτεί την περιοχή μελέτης με περίσσεια υγρασίας και θετικό στροβιλισμό, ενώ με μια ζωνική ή βορειοδυτική ροή επικρατούν ξηρότερες μάζες και απουσία θετικού στροβιλισμού. Η μεταβολή της αστάθειας από μήνα σε μήνα, για κάθε ώρα ραδιοβόλισης, αποκαλύπτει μια μάλλον κοινή συμπεριφορά για τους περισσότερους δείκτες, τόσο στις 06 όσο και στις 12 UTC: μια αύξηση της αστάθειας από το Μάιο προς τον Ιούνιο, μικτές τάσεις από τον Ιούνιο προς τον Ιούλιο, μια ελάττωση από τον Ιούλιο προς τον Αύγουστο και τέλος μια αύξησή της από τον Αύγουστο προς το Σεπτέμβριο λόγω της επανέναρξης της διέλευσης διαταραχών συνοπτικής κλίμακας. Από τον Απρίλιο προς το Μάιο, ενώ στις 06 παρατηρείται μια αύξηση της αστάθειας για την πλειοψηφία των δεικτών, για τις 12 UTC εκδηλώνεται μια γενικότερη ελάττωση της αστάθειας. Ο λόγος γι' αυτό είναι ότι η εδαφική υπερθέρμανση δε συνεισφέρει ουσιαστικά. Η συχνότητα των ημερών καταιγίδας είναι για τον Απρίλιο 3, για το Μάιο 21, για τον Ιούνιο 39, για τον Ιούλιο 22, για τον Αύγουστο 34 και για το Σεπτέμβριο 9. Συνεπώς, για τον Απρίλιο πρέπει να υπάρχει κάποια επιφύλαξη, αν και οι τιμές για χρόνους προγενέστερους και μεταγενέστερους της περιόδου μελέτης επιδεικνύουν παρόμοια συμπεριφορά. Κάποιες τιμές κατωφλίου για χαλάζι των δεικτών ευστάθειας, παρόλο που η προγνωστική τους ικανότητα και εμπειρία είναι περιορισμένη, μπορούν να χρησιμοποιηθούν επιχειρησιακά για την πρόγνωση ή τη βραχυπρόθεσμη πρόγνωση του χαλαζιού για διάφορους μήνες και συνοπτικές καταστάσεις κυκλοφορίας με προσοχή: κάποιοι δείκτες αποδίδουν καλύτερα στις 06, κάποιοι άλλοι στις 12 UTC. Η διάκριση μεταξύ θερμικά και δυναμικά επαγόμενων καταιγιδοφόρων καταστάσεων που μπορούν να αντανακλούν ταυτόχρονα και το χρόνο εκδήλωσης των καταιγίδων (πρωί - απόγευμα - βράδυ), μπορεί να αποκαλύψει εκείνους τους δείκτες ευστάθειας που εκφράζουν καλύτερα το δυναμικό για χαλάζι σε κάθε περίπτωση. Στη θερμοδυναμική αυτή εξέταση εκτιμήθηκε η βραχυπρόθεσμη πρόγνωση χαλαζιού που βασίζεται σε προγνωστικούς ενδείκτες, δηλαδή σε πληροφορίες που μπορούν να ληφθούν από μία μοναδική ραδιοβόλιση. Οι ραδιοβολίσεις που εξετάστηκαν ήταν όσο το δυνατό πιο αντιπροσωπευτικές για την περιοχή μελέτης. Παρ' όλα αυτά, σε περιπτώσεις κατά τις οποίες οι καταιγίδες μπορεί να αναπτύσσονται κατά μήκος ενός ταχέως κινούμενου συνοπτικού χαρακτηριστικού, η ραδιοβόλιση ενδέχεται να μην είναι αντιπροσωπευτική. Τέτοιες καταστάσεις, στην περιοχή μελέτης, είναι κυρίως χαρακτηριστικό της ψυχρής περιόδου, εκτός από τις περιπτώσεις γραμμών λαίλαπας. Δύο μόνο τέτοιες περιπτώσεις έχουν καταγραφεί στις πέντε θερινές περιόδους της μελέτης. Η διάκριση μεταξύ πρωινής και απογευματινής ραδιοβόλισης αντικατοπτρίζει το γεγονός ότι η ηλιακή θέρμανση αυξάνει τη λανθάνουσα αστάθεια κοντά στην επιφάνεια και στο οριακό στρώμα. Ως συνέπεια, κάποιοι από τους δείκτες παρουσιάζουν μεγάλη ημερήσια διακύμανση. Ακόμα, οι νυχτερινές καταιγίδες μπορεί να σχετίζονται με εντελώς διαφορετικές συνθήκες από ό,τι οι πρωινές καταιγίδες (Huntrieser et al., 1997). Και αυτό το γεγονός ελήφθη υπόψη. Κάποιοι από τους δείκτες που εξετάστηκαν σχεδιάστηκαν εξαρχής για την πρόγνωση σφοδρής κακοκαιρίας (DCI, SWEAT, κτλ.), ενώ άλλοι επικεντρώνονται 90

104 στην πρόγνωση μόνο καταιγίδων αέριας μάζας (π.χ. ΚΙ). Και αυτό το γεγονός ελήφθη υπόψη κατά το δυνατό, με τη διάκριση ανάλογα με το γενεσιουργό αίτιο των καταιγίδων. Σε κάθε περίπτωση, η χρήση ενός μόνο δείκτη ως προγνωστικού εργαλείου ενέχει μεγάλη αβεβαιότητα, και για το λόγο αυτό συνιστάται η ταυτόχρονη εξέταση αρκετών δεικτών. Διάφοροι δείκτες μπορεί να αποδίδουν καλύτερα σε διαφορετικά μέρη του κόσμου. Οι παράγοντες που επηρεάζουν τη συμπεριφορά τους είναι κυρίως γεωγραφικοί, όπως το γεωγραφικό πλάτος, η ηπειρωτικότητα, η γειτνίαση με μεγάλους υδάτινους όγκους και η τοπογραφία (πεδινές περιοχές ή περιοχές περίπλοκου ανάγλυφου). Οι περισσότερες ως τώρα μελέτες προσπάθησαν να θεσπίσουν τιμές κατωφλίου που να διακρίνουν καταιγιδοφόρες και μη καταστάσεις με τη χρήση δεικτών και παραμέτρων ευστάθειας. Ο σκοπός της παρούσας εξέτασης ήταν η μελέτη μόνο των καταιγιδοφόρων καταστάσεων και η διάκριση μεταξύ χαλαζοφόρων και μη περιπτώσεων, κάτι που απαιτεί λεπτομερέστερη και πιο ευαίσθητη διερεύνηση. Για το λόγο αυτό τα αποτελέσματα πρέπει να ερμηνεύονται με ιδιαίτερη προσοχή. 91

105 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ο ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ

106 6.1. Η ΚΙΝΗΣΗ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Η κίνηση και η διάδοση των καταιγίδων μπορεί να πραγματοποιηθεί με τρεις διαφορετικούς μηχανισμούς: με μετατόπιση (οριζόντια μεταφορά), με εξαναγκασμένη διάδοση και με αυτοδιάδοση. Η οριζόντια μεταφορά αναφέρεται στη διαδικασία κατά την οποία μια καταιγίδα μετακινείται παρασυρόμενη από το μέσο άνεμο καθώς εξελίσσεται στο χρόνο. Η εξαναγκασμένη διάδοση αναφέρεται στη συντηρούμενη αναδημιουργία μιας καταιγίδας από εξωτερικές επιδράσεις μεγαλύτερης κλίμακας, όπως για παράδειγμα από μέτωπα, κυκλωνική σύγκλιση, ορογραφική σύγκλιση και μετωπικές επιφάνειες εκροής από προϋπάρχουσες καταιγίδες. Η αυτοδιάδοση αναφέρεται στη διαδικασία κατά την οποία μια καταιγίδα αναδημιουργείται από μόνη της ή δημιουργεί παρόμοια σωρειτόμορφα κύτταρα μέσα στο ίδιο καταιγιδοφόρο σύστημα, όπως για παράδειγμα μέσω επιτάχυνσης του καθοδικού ρεύματος και του ριπαίου μετώπου, επιτάχυνσης του ανοδικού ρεύματος λόγω θέρμανσης στα ανώτερα επίπεδα, ανάπτυξης κατακόρυφων βαροβαθμίδων λόγω περιστροφής της καταιγίδας και αυξημένης σύγκλισης στα χαμηλά επίπεδα (Cotton and Anthes, 1989). Τα σωρειτόμορφα συμπλέγματα καταιγίδων επηρεάζονται συνήθως και από τους τρεις αυτούς μηχανισμούς σε κάποια φάση της ζωής τους. Στην παρούσα κινηματική μελέτη, η οποία βασίζεται στη θεώρηση Lagrange, εξετάζονται οι 158 χαλαζοκαταιγίδες που προκάλεσαν χαλαζοπτώσεις χωρίς να έχουν προηγουμένως υποστεί επέμβαση σποράς, δηλαδή οι ανεπηρέαστες από εξωτερικούς παράγοντες καταιγίδες, με σκοπό την ερμηνεία της συμπεριφοράς τους. Οι κινηματικές παράμετροι που εξετάζονται είναι η διανυθείσα από τις καταιγίδες απόσταση, ο χρόνος ζωής τους, η διεύθυνση κίνησης και το μέτρο της ταχύτητάς τους. Η κατανομή των παραμέτρων αυτών μελετάται σε σχέση με τον τύπο των καταιγίδων, τις διατάξεις συνοπτικής κυκλοφορίας και την εποχή (μηνιαίες κατανομές) ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΔΙΑΦΟΡΩΝ ΤΥΠΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Οι 158 καταιγίδες που εξετάζονται, εμφανίστηκαν σε 78 διαφορετικές ημέρες και η κατανομή του αριθμού τους ανά ημέρα δίνεται στον Πίνακα 6.1. Μπορεί κανείς να παρατηρήσει ότι στις μισές από τις ημέρες αυτές καταγράφηκε μία μόνο μη σπαρμένη καταιγίδα. Πίνακας 6.1. Κατανομή των μη σπαρμένων χαλαζοκαταιγίδων ανά ημέρα Καταιγίδες ανά ημέρα Σύνολο Αριθμός ημερών (περιπτώσεις) Κατ' αρχάς εξετάστηκε η διανυθείσα από τις καταιγίδες απόσταση μέσα στο χρόνο ζωής τους. Οι αρχικές και τελικές θέσεις των καταιγίδων παρέχονται από το καταγραφικό σύστημα του ραντάρ σε γεωγραφικές συντεταγμένες γεωγραφικού μήκους και πλάτους (λ, φ), που εύκολα μπορούν να μετατραπούν στο μετρικό σύστημα μονάδων (σε km). Το δείγμα των 158 καταιγίδων που εξετάστηκε, αποτελούνταν από μονοκυτταρικές καταιγίδες (56%), πολυκυτταρικές (41%), υπερκυτταρικές (2%) και γραμμές λαίλαπας (1%). Τα αντίστοιχα ποσοστά στο συνολικό αριθμό των καταιγίδων (στις 787 περιπτώσεις) ήταν: μονοκυτταρικές (72%), πολυκυτταρικές (27,2%), υπερκυτταρικές (0,3%) και γραμμές λαίλαπας 94

107 (0,5%). Η διάκριση μεταξύ μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων έγινε με βάση την εμφάνιση και τη δομή τους στο ραντάρ. Οι μονοκυτταρικές καταιγίδες είναι συνήθως αποτέλεσμα θερμικής διέγερσης, ενώ οι πολυκυτταρικές αναπτύσσονται σε πιο οργανωμένες καταστάσεις, όπως συνοπτικές διαταραχές (δυναμική διέγερση). Διαπιστώνεται ότι η διαφορά του 45% μεταξύ μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών στο συνολικό αριθμό των καταιγίδων περιορίζεται σε 15% στο εξεταζόμενο δείγμα των μη σπαρμένων χαλαζοκαταιγίδων. Υπάρχουν διάφοροι λόγοι γι' αυτό: (α) οι υπερκυτταρικές σπαρμένες ή μη - δίνουν χαλάζι συχνότερα (σε ποσοστό 51%) από τις μονοκυτταρικές (24%), (β) οι πολυκυτταρικές σπέρνονται συχνότερα (42%) από τις μονοκυτταρικές (31%) καθώς διαρκούν περισσότερο, και (γ) η αποτελεσματικότητα της σποράς (που παριστάνεται από την κατηγορία "σπορά / όχι χαλάζι") είναι μεγαλύτερη στις μονοκυτταρικές (73%) από ό,τι στις πολυκυτταρικές (51%). Το 12% περίπου του συνόλου των καταγραφεισών καταιγίδων ήταν σχεδόν στάσιμες, ορογραφικές. Βρέθηκε ότι οι μονοκυτταρικές, όντας καταιγίδες αέριας μάζας, διανύουν μια απόσταση ως 30 km σε ποσοστό 85%, ενώ οι πολυκυτταρικές, που παρουσιάζουν μια διακριτή διάδοση με τα νέα "θυγατρικά κύτταρα" να αναπτύσσονται στη δεξιά τους πλευρά, διανύουν μια απόσταση ως 75 km σε ποσοστό 91% (Σχήμα 6.1, α και β). Αυτό ερμηνεύεται εξετάζοντας την κατανομή των αντίστοιχων χρόνων ζωής: οι μονοκυτταρικές, σε συμφωνία με το εννοιολογικό τους μοντέλο, έχουν χρόνο ζωής ως 1,5 ώρα σε ποσοστό 86%, ενώ οι πολυκυτταρικές παρουσιάζουν χρόνο ζωής από 1 ως 3 ώρες σε ποσοστό 82% (Σχήμα 6.1, γ και δ). Πρέπει να σημειωθεί ότι ως χρόνος ζωής ορίστηκε το διάστημα που μεσολαβεί μεταξύ της πρώτης εμφάνισης και της εξαφάνισης της ισοπληθούς ανακλαστικότητας των 30 dbz της καταιγίδας πάνω από το επίπεδο των -5 ο C. % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ (α) Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ΑΠΟΣΤΑΣΗ (km) % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ (β) ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ΑΠΟΣΤΑΣΗ (km) % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ (γ) Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ΧΡΟΝΟΣ ΖΩΗΣ (min) % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ (δ) ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ΧΡΟΝΟΣ ΖΩΗΣ (min) Σχήμα 6.1. Σύγκριση της διανυθείσας απόστασης από μονοκυτταρικές (α) και πολυκυτταρικές (β) καταιγίδες και του χρόνου ζωής μονοκυτταρικών (γ) και πολυκυτταρικών (δ) καταιγίδων. 95

108 Οι γραμμές λαίλαπας διανύουν κατά μέσον όρο 176 km με μέσο χρόνο ζωής 148 min, ενώ οι υπερκυτταρικές καταιγίδες διανύουν 181 km κατά μέσον όρο με μέσο χρόνο ζωής 338 min. Αυτοί οι τύποι των καταιγίδων δεν υπεισέρχονται σε στατιστική, γιατί οι περιπτώσεις τους είναι ελάχιστες (δυο - τρεις). Τα αποτελέσματα που βρέθηκαν κατά τη σύγκριση μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων, είναι στατιστικώς σημαντικά σε επίπεδο σημαντικότητας α = 0,05, όπως αποδεικνύεται με τη χρήση του μη παραμετρικού ελέγχου για τη διάμεσο, που δίνει p-τιμές 5,35*10-3 και 2,97*10-8 για τη διανυθείσα απόσταση και το χρόνο ζωής, αντίστοιχα. Ο έλεγχος για τη διάμεσο είναι μια ειδική περίπτωση του ελέγχου χ 2 του Pearson. Ελέγχει τη μηδενική υπόθεση ότι οι διάμεσοι των πληθυσμών από τους οποίους προέρχονται δύο δείγματα ταυτίζονται. Τα δεδομένα κάθε δείγματος χωρίζονται σε δύο ομάδες, που η μία περιλαμβάνει τα δεδομένα που η τιμή τους είναι μεγαλύτερη της διάμεσης τιμής και η άλλη αυτά που η τιμή τους είναι ίση ή μικρότερη της διάμεσης τιμής. Τότε, εφαρμόζεται ο έλεγχος χ 2 του Pearson για να διαπιστωθεί αν οι παρατηρούμενες συχνότητες κάθε ομάδας διαφέρουν από τις αναμενόμενες συχνότητες που προκύπτουν από μια κατανομή που συνδυάζει και τις δύο ομάδες (Bradley, 1968). Η p-τιμή εκφράζει την πιθανότητα τα αποτελέσματα να είναι προϊόν τύχης. Με άλλα λόγια, αν η μηδενική υπόθεση μη ύπαρξης διαφοράς αληθεύει, τότε η p-τιμή ενός ελέγχου στατιστικής σημαντικότητας είναι η πιθανότητα να ληφθεί μια διαφορά τουλάχιστον τόσο μεγάλη όση η παρατηρούμενη λόγω της διακύμανσης της δειγματοληψίας. Συνεπώς, αν η p-τιμή είναι μικρή, τα δεδομένα υποστηρίζουν την εναλλακτική υπόθεση. Συμβατικά, μια p-τιμή ίση με 0,05 θεωρείται γενικά αρκετά μικρή ώστε να απορριφθεί η μηδενική υπόθεση, με το 0,05 να αποτελεί το επίπεδο σημαντικότητας του ελέγχου. Στη συνέχεια, εξετάζεται η κατανομή της μέσης ταχύτητας (η διανυόμενη απόσταση διαιρεμένη με το χρόνο ζωής). Τόσο οι μονοκυτταρικές όσο και οι πολυκυτταρικές καταιγίδες εμφανίζουν παρόμοια κατανομή της μέσης ταχύτητας (Σχήμα 6.2, α και β) αλλά και του λόγου της μέσης ταχύτητας προς τον αντίστοιχο μέσο άνεμο (Σχήμα 6.2, γ και δ). Αυτό ερμηνεύει το λόγο για τον οποίο οι βραχύβιες μονοκυτταρικές καταιγίδες διανύουν μικρότερη απόσταση από τις μακρόβιες πολυκυτταρικές κατά τη διάρκεια του χρόνου ζωής τους. Αυτά τα αποτελέσματα είναι επίσης στατιστικώς σημαντικά σε επίπεδο σημαντικότητας α = 0,05, δηλαδή οι μονοκυτταρικές και οι πολυκυτταρικές καταιγίδες εκδηλώνουν διαφορετικά κινηματικά χαρακτηριστικά. Οι υπερκυτταρικές καταιγίδες παρουσίασαν μέσες ταχύτητες km/h, ενώ οι μέγιστες καταγραφείσες ταχύτητες ήταν km/h (τυπικές τιμές km/h). Οι γραμμές λαίλαπας παρουσίασαν αντίστοιχα μέσες ταχύτητες km/h (Χατζή κ.ά., 2000), ενώ οι μέγιστες καταγραφείσες ταχύτητες ήταν km/h (τυπικές τιμές km/h). Πρέπει να σημειωθεί ότι στα πρώτα στάδια ανάπτυξής τους οι καταιγίδες κινούνται πολύ βραδύτερα από ό,τι κατά τα μεταγενέστερα στάδια. Το περίπλοκο ανάγλυφο παίζει επίσης σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση της ταχύτητας. Έχει βρεθεί ότι ο μέσος άνεμος αποτελεί μια καλή προσέγγιση του ανέμου πηδαλιούχησης των κυττάρων (Weisman and Klemp, 1984). Ο μέσος άνεμος υπολογίστηκε από το πρόγραμμα ανάλυσης ραδιοβολίσεων SHARP (Hart and Korotky, 1991) ως σταθμισμένος με την πυκνότητα μέσος άνεμος στα κατώτερα 6 km της τροπόσφαιρας για την εκτίμηση της κίνησης των κυττάρων (Cell Motion, CM). Η ραδιοβόλιση που χρησιμοποιήθηκε είναι αυτή της 06:00 ή 12:00 UTC (τοπική θερινή ώρα -3 h) της Θεσσαλονίκης, η οποία μπορεί να θεωρηθεί αρκετά αντιπροσωπευτική για την περιοχή της μελέτης. Η χρονικά πλησιέστερη προς την ώρα ανάπτυξης της 96

109 καταιγίδας ραδιοβόλιση θεωρήθηκε ότι αντιπροσωπεύει καλύτερα το προκαταιγιδικό περιβάλλον. Παλαιότερες μελέτες (Sioutas and Flocas, 1996) έδειξαν ότι αυτός ο μέσος άνεμος υποεκτιμά σημαντικά την ταχύτητα των κυττάρων, κάτι που είναι εμφανές από το Σχήμα Μ ΟΝ Ο ΚΥ Τ Τ ΑΡ ΙΚΕ Σ 40 Π Ο Λ Υ ΚΥ Τ Τ ΑΡ ΙΚΕ Σ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇ ÔÁ (α) Ì ÅÓÇ ÔÁ ÕÔÇÔÁ (km /hr) % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇ ÔÁ (β) Ì ÅÓÇ ÔÁ ÕÔÇÔÁ (km /hr) % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇ ÔÁ (γ ) Μ Ο Ν ΟΚΥ Τ Τ ΑΡ ΙΚΕ Σ >3 ËÏ ÃÏ Ó Vav/C M Σχήμα 6.2. Μέση ταχύτητα των μονοκυτταρικών (α) και πολυκυτταρικών (β) καταιγίδων και λόγος της μέσης ταχύτητας προς το μέσο άνεμο CM για μονοκυτταρικές (γ) και πολυκυτταρικές (δ) καταιγίδες. Το Σχήμα 6.3 δίνει το λόγο της μέσης ταχύτητας των καταιγίδων προς το μέσο άνεμο (V av /CM) για περιπτώσεις που αυτός είναι ασθενής (<5 kt) ή ισχυρός (>5 kt). % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇ ÔÁ (δ) Π ΟΛ Υ ΚΥ Τ Τ ΑΡ ΙΚΕ Σ >3 ËÏ ÃÏ Ó Vav/CM (CM<5kt) (CM>5kt) % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ (α) 0,5 1 1,5 2 3 >3 ËÏ ÃÏ ÓVav/CM % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ (β) 0,5 1 1,5 2 3 >3 ËÏ ÃÏ ÓVav/CM Σχήμα 6.3. Λόγος της μέσης ταχύτητας των καταιγίδων προς το μέσο άνεμο (V av /CM) όταν ο μέσος άνεμος είναι ασθενής CM < 5 kt (α) ή ισχυρός CM > 5 kt (β). 97

110 Διαπιστώνεται ότι όταν ο μέσος άνεμος είναι ασθενής, τότε η μέση ταχύτητα κίνησης είναι πολύ μεγαλύτερη από το μέσο άνεμο, ενώ όταν αυτός είναι ισχυρός, τότε οι δύο ταχύτητες είναι συγκρίσιμες. Η συμπεριφορά των δύο περιπτώσεων είναι διαφορετική και το αποτέλεσμα είναι στατιστικώς σημαντικό σε επίπεδο α = 0,05. Η δεύτερη περίπτωση είναι η κλασική πηδαλιούχηση των κυττάρων από το μέσο άνεμο, ενώ για την πρώτη περίπτωση η κίνηση της καταιγίδας (Storm Motion, SM), δηλαδή το διανυσματικό άθροισμα της ταχύτητας του κυττάρου και του διανύσματος διάδοσης θεωρείται αντιπροσωπευτικότερη αναπαράσταση του ανέμου πηδαλιούχησης. Δεν πρέπει επίσης να αγνοηθεί στην περίπτωση αυτή η αναδημιουργία του κυττάρου σε νέα θέση. Η απόκλιση της μέσης διεύθυνσης κίνησης των κυττάρων (της διεύθυνσης προς την οποία κινούνται) από το μέσο άνεμο CM (που, επίσης, ορίζεται ως η διεύθυνση προς την οποία πνέει) εξετάζεται στη συνέχεια. Ως μέση διεύθυνση κίνησης λαμβάνεται η πολική γωνία (με βάση το γεωγραφικό βορρά) μεταξύ των σημείων όπου πρωτοεμφανίζεται και διαλύεται ένα κύτταρο, χωρίς να λαμβάνονται υπόψη μικροδιακυμάνσεις που οφείλονται σε επιδράσεις του περίπλοκου ανάγλυφου, όπως εμποδισμό, καναλισμό, κτλ. Από το Σχήμα 6.4 γίνεται φανερό ότι περίπου το 66% των μονοκυτταρικών καταιγίδων παρουσιάζει μια μικρή απόκλιση ως 15 0 προς τα δεξιά ή προς τα αριστερά του CM, κάτι που φανερώνει ότι το CM μπορεί να θεωρηθεί καλή προσέγγιση της διεύθυνσης κίνησης. Όσο για τις πολυκυτταρικές, με την κίνησή τους να είναι ουσιαστικά η διάδοση, βρέθηκε μια απόκλιση 15 0 ως 45 0 προς τα δεξιά του CM στο 63% των περιπτώσεων. Η απόκλιση αυτή είναι χαρακτηριστική των πολυκυτταρικών καταιγίδων, εκφράζει την ταχύτητα διάδοσής τους (SM) και έχει βρεθεί με τιμή 20 0 στην Alberta του Καναδά (Browning and Ludlam, 1960) και 30 0 στις κεντρικές Η.Π.Α. (μεγαλύτερη κατακόρυφη διάτμηση διεύθυνσης). Όσο μεγαλύτερη η απόκλιση τόσο μεγαλύτερη είναι η διάτμηση διεύθυνσης του ανέμου στο καταιγιδικό περιβάλλον ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ (α) CM (β) CM Σχήμα 6.4. Απόκλιση της διεύθυνσης κίνησης από το μέσο άνεμο (CM) για μονοκυτταρικές (α) και πολυκυτταρικές (β) καταιγίδες. Η κλίμακα του ακτινικού άξονα είναι σε κόμβους (kt) και του πολικού σε μοίρες. Η οργάνωση των καταιγίδων είναι αποτέλεσμα αλληλεπίδρασης διάφορων παραγόντων, όπως η κατακόρυφη διάτμηση, η εισροή στην καταιγίδα και η διάτμηση διεύθυνσης σε σχέση με την καταιγίδα. Η ασθενής κατακόρυφη διάτμηση μπορεί να συντηρήσει περιορισμένη οργάνωση της κλίμακας σωρείτη, και γενικώς οδηγεί σε 98

111 μονοκυτταρικές ή πολυκυτταρικές καταιγίδες. Μεγαλύτερες τιμές διάτμησης ευνοούν προοδευτικά όλο και μεγαλύτερη οργάνωση. Η μέση τιμή κατακόρυφης διάτμησης που βρέθηκε στο δείγμα που εξετάστηκε, ήταν για τις μονοκυτταρικές 1,79*10-3 s -1, ενώ για τις πολυκυτταρικές 2,15*10-3 s -1. Η διάτμηση διεύθυνσης, σε σχέση με την καταιγίδα μέσα στο στρώμα εισροής, συμβάλλει στην περιστροφή της καταιγίδας (Lazarus and Droegemeier, 1990; Droegemeier et al., 1993) και αυξάνει την ένταση του ανοδικού ρεύματος (Davies-Jones,1985; Brooks, 1990). Παρ' όλα αυτά, όσο μεγάλη και αν είναι η διάτμηση διεύθυνσης, δεν μπορεί να αντισταθμίσει την ασθενή (< 20 kt) εισροή. Πραγματικά, στο δείγμα των καταιγίδων που εξετάστηκε, παρόλο που οι τιμές της διάτμησης διεύθυνσης παρουσίαζαν υψηλές τιμές (88 0 για τις μονοκυτταρικές και για τις πολυκυτταρικές), η εισροή ήταν ιδιαίτερα ασθενής (5,3 kt για τις μονοκυτταρικές και 5,8 kt για τις πολυκυτταρικές) και βρισκόταν στη νότια-νοτιοδυτική πλευρά των καταιγίδων ΣΥΓΚΡΙΣΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΥΜΦΩΝΑ ΜΕ ΤΗ ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ Το σχήμα με τους επτά συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας που οδήγησαν σε ανάπτυξη χαλαζοκαταιγίδων, χρησιμοποιήθηκε και στην κινηματική ανάλυση. Οι κινηματικές παράμετροι εξετάστηκαν σε σχέση με το συνοπτικό περιβάλλον. Ο αριθμός των χαλαζοκαταιγίδων, που αναπτύχθηκαν ευνοημένες από το συγκεκριμένο περιβάλλον, παρουσιάζεται στον Πίνακα 6.2. Λόγω του μικρού δείγματος των 158 καταιγίδων που εξετάστηκε, το μέγεθος του δείγματος που αντιστοιχεί σε κάθε τύπο είναι ακόμα μικρότερο, και για το λόγο αυτό τα αποτελέσματα πρέπει να ερμηνευτούν με μεγάλη προσοχή, παρόλο που η εξέταση του συνολικού αριθμού των καταγραφεισών καταιγίδων (787 περιπτώσεις, πενταπλάσιο μέγεθος δείγματος) εμφανίζει παραπλήσια συμπεριφορά. Πίνακας 6.2. Αριθμός χαλαζοκαταιγίδων σε κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Τύπος CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL Περιπτώσεις Το Σχήμα 6.5 δείχνει τις μέσες τιμές της διανυθείσας απόστασης και του χρόνου ζωής των 158 καταιγίδων για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. ΑΠΟΣΤΑΣΗ(km) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL (α) ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ ΧΡΟΝΟΣ ΖΩΗΣ (min) (β) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ 99

112 Σχήμα 6.5. Μέση διανυθείσα απόσταση (α) και μέσος χρόνος ζωής (β) για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Οι γραμμές σφάλματος παριστάνουν το τυπικό σφάλμα. Οι μέσες αυτές τιμές εμφανίζονται στη δεύτερη και τέταρτη στήλη του Πίνακα 6.3, καθώς και οι αντίστοιχοι συντελεστές μεταβολής C v (Von Storch and Zwiers, 1999) στην τρίτη και πέμπτη στήλη αντίστοιχα, που αποτελούν μέτρο της σχετικής διασποράς των δεδομένων ως προς τη μέση τιμή (C v = σ / μ). Οι γραμμές σφάλματος στο Σχήμα 6.5 παριστάνουν το τυπικό σφάλμα και όχι την τυπική απόκλιση. Ο λόγος για την επιλογή αυτή είναι ότι οι κατανομές παρουσιάζουν μια μακριά "ουρά" στο ένα τους άκρο (Σχήμα 6.1), ενώ στο άλλο άκρο περιορίζονται από το μηδέν για φυσικούς λόγους. Σε τέτοιες περιπτώσεις λοιπόν, η τυπική απόκλιση, όντας συγκρίσιμη με τη μέση τιμή, θα παριστάνονταν με μια κατώτερη γραμμή σφάλματος στις αρνητικές αποστάσεις και στους αρνητικούς χρόνους ζωής, κάτι που στερείται φυσικής σημασίας (Foris et al., 2006b). Πίνακας 6.3. Μέση διανυθείσα απόσταση ΔSav, μέσος χρόνος ζωής ΔΤav, με τους αντίστοιχους συντελεστές μεταβολής C v, και μέση ταχύτητα για κάθε συνοπτικό τύπο. Τύποι ΔS (km) ΔT (min) V (km/h) Μέση τιμή C v Μέση τιμή C v Μέση τιμή NW ZONAL SW SWT CUT LW CLOSED Ποιοτικά αποτελέσματα που αφορούν τις κινηματικές παραμέτρους των καταιγίδων σε σχέση με τους συνοπτικούς τύπους, μπορούν να εξαχθούν με τον τρόπο αυτό. Δύο κύριες ομάδες τύπων μπορούν να αναγνωριστούν: η πρώτη, που περιλαμβάνει τους τύπους NW και ZONAL (με κάποια επιφύλαξη, λόγω του μικρού δείγματος), ευνοεί μακρόβιες καταιγίδες που διανύουν μεγάλες αποστάσεις κινούμενες με μεγάλες ταχύτητες, και η δεύτερη, που περιλαμβάνει τους τύπους LW και CLOSED, ευνοεί βραχύβιες καταιγίδες που διανύουν μικρές αποστάσεις κινούμενες με μικρές ταχύτητες. Οι υπόλοιποι τρεις τύποι ευνοούν την ανάπτυξη καταιγίδων με χαρακτηριστικά μεταξύ των δύο ομάδων. Τα χαρακτηριστικά αυτά φαίνονται στον Πίνακα 6.4. Πρέπει να σημειωθεί ότι οι καταιγίδες που σχετίζονται με τους τύπους CUT, LW και CLOSED και κινούνται με μικρή ταχύτητα, αντανακλούν το γεγονός ότι το ίδιο το συνοπτικό αίτιο κινείται αργά ή παράγει ασθενείς ανέμους, ενώ αντίθετα οι καταιγίδες που κινούνται με μεγάλη ταχύτητα σχετίζονται με συνοπτικά αίτια που κινούνται γρήγορα ή παράγουν ισχυρούς ανέμους. Πίνακας 6.4. Ποιοτικά χαρακτηριστικά απόστασης, χρόνου ζωής και ταχύτητας για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Τύποι κυκλοφορίας Απόσταση Χρόνος ζωής Ταχύτητα NW μεγάλη μεγάλος μεγάλη ZONAL μεγάλη μεγάλος μεγάλη 100

113 SW μεγάλη μικρός μεγάλη SWT μικρή μικρός μεγάλη CUT μικρή μεγάλος μικρή LW μικρή μικρός μικρή CLOSED μικρή μικρός μικρή Στον Πίνακα 6.4, ως όρια για το χαρακτηρισμό της διανυόμενης απόστασης, του χρόνου ζωής και της μέσης ταχύτητας, ελήφθησαν τα ΔS=30 km, ΔT=90 min και V=20 km/h, αντίστοιχα. Ακολούθως εξετάζεται η κατανομή της διεύθυνσης κίνησης των καταιγίδων για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας (Σχήμα 6.6). Για τους τύπους NW, SW, SWT και ZONAL παρατηρείται πολύ καλή συμφωνία με την επικρατούσα ροή, ενώ στους υπόλοιπους τρεις τύπους (CUT, CLOSED και LW) εμφανίζονται πιο περίπλοκες κατανομές, οι οποίες εξαρτώνται κυρίως από τις σχετικές θέσεις των κέντρων κυκλοφορίας και της εκάστοτε περιοχής εκδήλωσης των χαλαζοκαταιγίδων. Σε όλους τους τύπους, τέλος, παρατηρήθηκε μια απόκλιση της διεύθυνσης κίνησης από το μέσο άνεμο περίπου 15 0 προς τα δεξιά του, που δικαιολογείται από το γεγονός ότι οι μονοκυτταρικές καταιγίδες σχεδόν σε κάθε τύπο κυκλοφορίας ξεχωριστά είναι περισσότερες από τις πολυκυτταρικές (Πίνακας 6.5). Σχήμα 6.6. Κατανομή της διεύθυνσης κίνησης των καταιγίδων για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Ο ακτινικός άξονας είναι σε κόμβους (kt). (α): NW, (β): SW, (γ): SWT, (δ): ZONAL, (ε): CLOSED, (στ): LW, (ζ): CUT. Πίνακας 6.5. Ποσοστιαία κατανομή μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων για κάθε τύπο κυκλοφορίας. CLO CUT LW NW SW SWT ZON Μονοκυτταρικές 56% 55% 60% 50% 57% 59% 75% Πολυκυτταρικές 44% 45% 40% 50% 43% 41% 25% Σημειώνεται τέλος ότι οι υπερκυτταρικές καταιγίδες εμφανίζουν μια μέση απόκλιση 29 0 από το μέσο άνεμο, ενώ οι γραμμές λαίλαπας απόκλιση ΜΗΝΙΑΙΑ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΩΝ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΏΝ ΤΩΝ ΧΑΛΑΖΟΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ 101

114 Οι μηνιαίες κατανομές της διανυόμενης απόστασης και του χρόνου ζωής των καταιγίδων διαιρεμένες σε τρεις κλάσεις (βραχεία, μέτρια, μακρά), ως ποσοστιαία σχετική συχνότητα εμφάνισης, δίνονται στον Πίνακα 6.6. Kατά το Μάιο και τον Ιούλιο, μικρότερες αποστάσεις διανύονται σε μεγαλύτερους χρόνους (π.χ. το Μάιο S < 30 km: 89%, T < 60 min: 57% μόνο), ενώ πολύ μακρές αποστάσεις διανύονται σε σχετικώς μικρότερους χρόνους κατά το Σεπτέμβριο (S > 70 km: 26%, T > 120 min: 22%). Πίνακας 6.6. Μηνιαία σχετική κατανομή της διανυθείσας απόστασης ΔS και του χρόνου ζωής ΔΤ. ΔS (km) ΑΠΡ (%) ΜΑΙ (%) ΙΟΥΝ (%) ΙΟΥΛ (%) ΑΥΓ (%) ΣΕΠ (%) < > ΔΤ (min) ΑΠΡ (%) ΜΑΙ (%) ΙΟΥΝ (%) ΙΟΥΛ (%) ΑΥΓ (%) ΣΕΠ (%) < > Ο Πίνακας 6.7 παρουσιάζει τη μέση ταχύτητα και διεύθυνση κίνησης για κάθε μήνα. Σχεδόν σε όλες τις περιπτώσεις διακρίνεται μια μέση κίνηση από τα ΒΔ προς τα ΝΑ, με την εξαίρεση του Σεπτεμβρίου, κατά τον οποίο επικρατεί μια κίνηση από Δ-ΝΔ προς Α-ΒΑ. Σημειώνεται ότι οι μέγιστες μέσες ταχύτητες εμφανίζονται το Σεπτέμβριο. Πίνακας 6.7. Μηνιαία ταχύτητα και διεύθυνση κίνησης. ΑΠΡ ΜΑΙ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ Ταχύτητα (km/h) Μέση τιμή Τυπ. απόκ. ± 5.6 ± 10.7 ± 13.2 ± 9.1 ±12.2 ±20.3 Διεύθυνση ( 0 ) Μέση τιμή Τυπ. απόκ. ±74.1 ±71.6 ±77.1 ±67.9 ±85.6 ±39.9 Τα αποτελέσματα αυτά μπορούν να ερμηνευτούν με βάση τη σχετική συχνότητα των καταιγίδων ανά μήνα και ανά τύπο κυκλοφορίας (Σχήμα 6.7). 102

115 70 % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL 0 ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα 6.7. Μηνιαία συχνότητα εμφάνισης συνοπτικών τύπων κυκλοφορίας. Ο τύπος CUT με μέτριες ταχύτητες (τελευταία στήλη του Πίνακα 6.3) επικρατεί τον Απρίλιο, ο τύπος SW με μεγάλες ταχύτητες το Σεπτέμβριο, ο Ιούνιος κυριαρχείται από τους τύπους SW και NW με μεγάλες ταχύτητες, ενώ ο τύπος LW με μικρές ταχύτητες και ο SWT με μέτριες ταχύτητες κυριαρχούν τον Ιούλιο. Κατά τον Αύγουστο και το Μάιο δεν είναι δυνατό να εξαχθεί τύπος κυκλοφορίας που να επικρατεί 6.5. Η ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΩΣ ΠΡΟΣ ΤΗΝ ΟΡΟΓΡΑΦΙΑ Με τη βοήθεια των "στιγμιαίων" ταχυτήτων των χαλαζοκαταιγίδων (κάθε 3,5 λεπτά, δηλαδή έπειτα από κάθε ογκομετρική σάρωση) δημιουργήθηκαν γραφήματα, όπως αυτά που φαίνονται στο Σχήμα 6.8, που παρουσιάζουν τη μεταβολή της ταχύτητας των χαλαζοκαταιγίδων (ελάχιστη, μέση και μέγιστη) καθώς η καταιγίδα συναντά έναν υποκείμενο ορεινό όγκο. Τέτοια γραφήματα δημιουργήθηκαν για όλους τους ορεινούς όγκους που περιβάλλουν την περιοχή ενδιαφέροντος, για κάθε δυνατή διεύθυνση διασταύρωσης με τις καταιγίδες. Η χρονική κλίμακα μετατράπηκε σε χωρική με τη βοήθεια του συστήματος ΤΙΤΑΝ και ενός συστήματος GIS. Το GIS (Geographical Information System) είναι ένα πολυεπίπεδο σύστημα γεωγραφικών πληροφοριών, που έχει ως υπόβαθρο ένα γεωφυσικό χάρτη, στον οποίο μπορούν να υπερτίθενται άλλα επίπεδα πληροφορίας, όπως η περιοχή ενδιαφέροντος και οι τροχιές των καταιγίδων. Το σύστημα αυτό παρέχει ακριβείς γεωγραφικές συντεταγμένες (λ, φ) γεωγραφικού μήκους και πλάτους, όπως ακριβώς και το καταγραφικό σύστημα του ραντάρ ΤΙΤΑΝ. Οι διαδοχικές θέσεις μιας καταιγίδας εισάγονται με τον τρόπο αυτό στο σύστημα ως ξεχωριστό επίπεδο πληροφορίας. Στη συνέχεια η διανυόμενη απόσταση μεταξύ διαδοχικών ογκομετρικών σαρώσεων (σε σταθερά χρονικά διαστήματα των 3,5 λεπτών) μπορεί να μετρηθεί επακριβώς και ΟΡΟΣ ΒΟΡΑΣ ΒΔ-ΝΑ ΟΡΟΣ ΒΕΡΜΙΟ ΒΔ-ΝΑ συνεπώς να εξαχθεί η πραγματική ταχύτητα σε σχέση με την υποκείμενη ορογραφία ΜΕΣΗ ΤΑΧΥΤΗΤΑ (km/hr) (α) ΑΠΟΣΤΑΣΗ(km) ΥΨΟΣ (km) 103 ΜΕΣΗ ΤΑΧΥΤΗΤΑ (km/hr) (β) ΑΠΟΣΤΑΣΗ(km) ΥΨΟΣ (km)

116 Σχήμα 6.8. Μεταβολή της ταχύτητας των χαλαζοκαταιγίδων κατά τη συνάντησή τους με δύο ορεινούς όγκους: (α) όρος Βόρας με κατεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και (β) όρος Βέρμιο με κατεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Η κίνηση στα γραφήματα είναι από τα αριστερά προς τα δεξιά. Η σκιασμένη περιοχή στο κάτω μέρος των γραφημάτων παριστάνει τους ορεινούς όγκους, η κλίμακα των οποίων εμφανίζεται στο δεξιό κατακόρυφο άξονα ως km (πάνω από το MSL) ώστε να δοθεί μια ιδέα για την κατακόρυφη έκταση του όρους. Η μαύρη γραμμή παριστάνει τη μέση τιμή, ενώ οι γκρίζες γραμμές τη μέγιστη και ελάχιστη τιμή της ταχύτητας. Στο Σχήμα 6.8 παρατηρείται μια ουσιαστική επιβράδυνση των καταιγίδων στην προσήνεμη πλευρά των ορέων και μια σημαντική επιτάχυνση στην υπήνεμη πλευρά τους, κάτι που είναι πιο εμφανές στις μικρές ταχύτητες. Οι μεγαλύτερες ταχύτητες επηρεάζονται λιγότερο από την ορογραφία (Foris et al., 2006a). Η ροή του αέρα πάνω από ένα φυσικό εμπόδιο εξαρτάται από την κατακόρυφη κατανομή του ανέμου, την ευστάθεια και το σχήμα του εμποδίου (Barry, 1992). Σύμφωνα με τον Dennis (1980), ο ορογραφικός υετός εξαρτάται από το περιεχόμενο του αέρα στα χαμηλά στρώματα σε υγρασία, την ευστάθεια της ατμόσφαιρας, το σχήμα του ορεινού όγκου, την κλίση του κάθετα στη διεύθυνση του ανέμου, την ένταση του ανέμου κάθετα στο εμπόδιο και υγρό περιεχόμενο του νέφους. Μια σημαντική παράμετρος που σχετίζεται με τις καταστάσεις αυτές είναι ο αριθμός Froude (Fr) (Lilly and Lindzen, 1981), ο οποίος μπορεί να ερμηνευτεί ως ο λόγος της κινητικής ενέργειας του αέρα που συναντά το εμπόδιο προς τη δυναμική ενέργεια, την απαραίτητη για την υπερπήδηση του εμποδίου. Όταν η ροή είναι υπερκρίσιμη (Fr > 1), τότε η ροή αυξάνει σε πάχος καθώς διέρχεται πάνω από την προσήνεμη πλευρά της οροσειράς, συσσωρεύοντας δυναμική ενέργεια και χάνοντας κινητική, και λεπταίνει στην υπήνεμη πλευρά, όπου η δυναμική ενέργεια μετατρέπεται σε κινητική. Όταν η ροή είναι υποκρίσιμη (Fr < 1), τότε λεπταίνει και επιταχύνεται πάνω από τον ορεινό όγκο (Houze, 1993). Οι αντίστοιχες παραστάσεις φαίνονται στο Σχήμα

117 Σχήμα 6.9. Υπερπήδηση φυσικού εμποδίου. (α) Υπερκρίσιμη, (β) Υποκρίσιμη ροή (από Durran, 1986a). Στις περισσότερες περιπτώσεις που εξετάστηκαν, η ροή ήταν υπερκρίσιμη, χωρίς να παρατηρηθεί διαφοροποίηση μεταξύ ημέρας και νύχτας.. Τέτοιες περιπτώσεις (σε παρένθεση η διεύθυνση κίνησης) ήταν: όρος Βόρας (ΒΔ-ΝΑ), όρος Βέρμιο (ΒΔ-ΝΑ), όρος Πάικο (ΒΔ-ΝΑ), Πιέρια όρη (ΒΔ-ΝΑ) και Κρούσια όρη (Δ- Α). Αντίθετα, η ροή βρέθηκε να είναι υποκρίσιμη στις εξής περιπτώσεις: όρος Βόρας (Δ-Α) και όρος Πάικο (Δ-Α). Φαίνεται λοιπόν, ότι η διάκριση αυτή εξαρτάται από τη διεύθυνση ροής ως προς τον ορεινό όγκο και όχι από το ίδιο το βουνό. Σημαντικό ρόλο επίσης παίζουν τα φαινόμενα καναλισμού μεταξύ των βουνών, καθώς επιτρέπουν την εκτροπή της ροής γύρω από τα βουνά. Η υπερπήδηση ορεινών όγκων γίνεται επίσης εμφανής από το καταγραφικό σύστημα του ραντάρ ΤΙΤΑΝ, ιδιαίτερα σε ό,τι έχει να κάνει με το πάχος της ροής. Ένα τέτοιο χαρακτηριστικό παράδειγμα φαίνεται στο Σχήμα

118 Σχήμα Ελάττωση του πάχους της ροής στα προσήνεμα και αύξησή του στα υπήνεμα κατά την υπερπήδηση του ορεινού όγκου (με λευκό χρώμα). Η χρωματική κλίμακα παριστάνει ανακλαστικότητες μέσα στο νεφικό όγκο, οι μαύρες γραμμές τα όρια του νέφους (βάση και κορυφή), η μπλε γραμμή το ύψος της μέγιστης ανακλαστικότητας και η γαλάζια το ύψος του κέντρου βάρους της ανακλαστικότητας. Ο οριζόντιος άξονας είναι χρονική κλίμακα και ο κατακόρυφος κλίμακα ύψους. Η κίνηση είναι από τα αριστερά προς τα δεξιά. Η λεπτομερής διερεύνηση της τοποθεσίας ανάπτυξης όλων των καταιγίδων, καθώς και του πρώτου ανιχνεύσιμου κυττάρου (με ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 30 dbz) για κάθε ημέρα καταιγίδας, έδειξε ότι, στη μεγάλη τους πλειοψηφία, οι καταιγίδες αναπτύσσονται πάνω από ορεινές περιοχές, δηλαδή ότι το ανάγλυφο παίζει σημαντικό ρόλο στην ανάπτυξή τους. Τρεις είναι οι ευνοϊκές επιδράσεις στις οποίες οφείλεται η ανάπτυξη των καταιγίδων πάνω από ορεινές περιοχές (Banta, 1990): (1) η ορογραφική ανύψωση, (2) η επίδραση του εμποδίου που μπορεί να εκδηλωθεί είτε ως ορεογενής εμποδισμός, είτε ως εκτροπή της ροής, είτε, τέλος, ως δημιουργία υπήνεμων διαταραχών της ροής, και (3) ο θερμικός εξαναγκασμός, καθόσον τα βουνά θεωρούνται υπερυψωμένες πηγές θερμότητας (Orville, 1965b) και υγρασίας (Orville, 1968). Σύμφωνα με τον Banta (1990), η επίδραση του αναγλύφου στη δημιουργία σωρειτόμορφων νεφών είναι σημαντική, καθώς: (1) οι κυκλοφορίες που επάγονται από τα βουνά καθορίζουν σε μεγάλο βαθμό το πού θα αναπτυχθούν τα σωρειτόμορφα κύτταρα και το πώς θα κατανεμηθεί χωρικά ο υετός από τα νέφη αυτά, και (2) οι θερμικώς επαγόμενες κυκλοφορίες που είναι αποτέλεσμα της επίδρασης των ορέων ως υπερυψωμένων πηγών θερμότητας ρυθμίζουν χωρικά και χρονικά τη δημιουργία των καταιγίδων. Η χωρική και χρονική εξέταση των τροχιών των καταιγίδων, των θέσεων των χαλαζοπτώσεων και του χρόνου δημιουργίας τους βρίσκεται σε καλή συμφωνία με τα ευρήματα του Banta. 106

119 6.6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η κινηματική ανάλυση που παρουσιάστηκε βασίζεται αποκλειστικά σε ψηφιακές καταγραφές που έγιναν κατά τη διάρκεια ενός επιχειρησιακού προγράμματος (ΕΠΧΠ), με σκοπό τη διερεύνηση των κινηματικών χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων που εκδηλώνονται στην περιοχή της κεντρικής Μακεδονίας κατά τη θερμή περίοδο του έτους (Απρίλιος - Σεπτέμβριος). Τα βασικά συμπεράσματα της εξέτασης αυτής έχουν ως εξής: Οι πολυκυτταρικές καταιγίδες, που είναι μακροβιότερες, διανύουν διπλάσια απόσταση κατά μέσον όρο από τις βραχύβιες μονοκυτταρικές. Αντίθετα, οι μέσες ταχύτητες και των δύο τύπων παρουσιάζουν παραπλήσια κατανομή. Όταν ο μέσος άνεμος στο στρώμα 0-6 km είναι ασθενής (CM < 5 kt), τότε οι καταιγίδες κινούνται ταχύτερα από αυτόν, με την κίνησή τους να αποτελεί ουσιαστικά διάδοση. Αντίθετα, όταν ο μέσος άνεμος είναι ισχυρός (CM > 5 kt), τότε οι καταιγίδες αποκτούν ταχύτητες συγκρίσιμες με αυτόν και πηδαλιουχούνται (μεταφέρονται) από τον περιβαλλοντικό άνεμο. Οι μονοκυτταρικές καταιγίδες παρουσιάζουν μια μικρή απόκλιση (15 0 ) είτε προς τα δεξιά, είτε προς τα αριστερά του μέσου ανέμου, ενώ οι πολυκυτταρικές μια μεγαλύτερη απόκλιση (15 0 ως 45 0 ) προς τα δεξιά του μέσου ανέμου. Αυτό το αποτέλεσμα βρίσκεται σε συμφωνία τόσο σε διεύθυνση όσο και σε ένταση με αντίστοιχα ευρήματα σε περιοχές της βόρειας Αμερικής. Οι διατάξεις συνοπτικής κυκλοφορίας μπορούν να διαιρεθούν σε δύο κύριες ομάδες: στην πρώτη, που περιλαμβάνει τους τύπους NW και ZONAL (με κάποια επιφύλαξη, λόγω του μικρού δείγματος), και ευνοεί μακρόβιες καταιγίδες που διανύουν μεγάλες αποστάσεις και κινούνται γρήγορα, και στη δεύτερη, που περιλαμβάνει τους τύπους LW και CLOSED, και ευνοεί βραχύβιες καταιγίδες που διανύουν μικρές αποστάσεις και κινούνται αργά. Οι καταιγίδες που ευνοούνται από τους άλλους τρεις τύπους κυκλοφορίας παρουσιάζουν ενδιάμεσα χαρακτηριστικά. Οι μέγιστες μέσες ταχύτητες των καταιγίδων εμφανίζονται το Σεπτέμβριο και οι ελάχιστες τον Ιούλιο. Η προτιμητέα μέση διεύθυνση κίνησης είναι από τα βορειοδυτικά προς τα νοτιοανατολικά και εκδηλώνεται σε όλους τους μήνες, εκτός του Σεπτεμβρίου. Η συμπεριφορά του Σεπτεμβρίου οφείλεται στη διέλευση συνοπτικής κλίμακας διαταραχών με γενική διάδοση από τα δυτικά προς τα ανατολικά, ενώ οι καταιγίδες του Ιουλίου είναι κυρίως αποτέλεσμα της ανοδικής μεταφοράς. Οι καταιγίδες που υπερπηδούν υποκείμενα ορογραφικά φράγματα, συνήθως επιβραδύνονται στα προσήνεμα και επιταχύνονται στα υπήνεμα, δηλαδή όταν προσεγγίζουν χαμηλότερα υψόμετρα, με τη ροή να χαρακτηρίζεται υπερκρίσιμη. Το δείγμα των 158 καταιγίδων που μελετήθηκε, είναι αναμφίβολα μικρό και συνεπώς χρειάζεται ιδιαίτερη προσοχή κατά την ερμηνεία των αποτελεσμάτων. Μια ένδειξη ότι τα αποτελέσματα δε θα μεταβάλλονταν ουσιωδώς με ένα πολύ μεγαλύτερο (πενταπλάσιο) δείγμα, προέρχεται από την εξέταση του συνολικού πλήθους (787) των καταγραφεισών καταιγίδων, που παρουσιάζουν παρεμφερή αποτελέσματα. Φαίνεται δηλαδή ότι η κλιματολογία παίζει σημαντικό ρόλο. Η μόνη διαφορά προέρχεται από το υποσύνολο των καταιγίδων που υπέστησαν σπορά, οι οποίες παρουσιάζουν μικρότερο χρόνο ζωής (κατά πέντε λεπτά οι μονοκυτταρικές και κατά δέκα οι πολυκυτταρικές) από ό,τι αυτές που δεν υπέστησαν επέμβαση και είχαν όμοια χαρακτηριστικά κορυφής και ανακλαστικότητας στο ραντάρ. Περαιτέρω 107

120 συζήτηση όμως των επιδράσεων της σποράς ξεφεύγει από το σκοπό της μελέτης αυτής. 108

121 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 ο ΧΡΟΝΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ

122 7.1. ΓΕΝΙΚΑ - ΟΡΙΣΜΟΙ Στο κεφάλαιο αυτό εξετάζονται οι ημερήσιες (macro-β κλίμακα) και μηνιαίες (macro-α κλίμακα) κατανομές των χρονικών χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων. Εξετάζονται επίσης τέτοιες χρονικές κατανομές ανάλογα με τον τύπο κυκλοφορίας (δηλαδή σε meso-α κλίμακα), καθώς και η χρονική κατανομή κάποιων βασικών χαρακτηριστικών εξέλιξης των καταιγίδων μέσα στο χρόνο ζωής τους (δηλαδή σε meso-γ κλίμακα). Ως ημέρα καταιγίδας ορίζεται η ημέρα κατά την οποία εμφανίστηκε ένα τουλάχιστο κύτταρο καταιγίδας στο ραντάρ με ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 35 dbz πάνω από τη στάθμη των -5 ο C, με ύψος κορυφής ίσο ή μεγαλύτερο από 6 km και με διάρκεια ζωής ίση ή μεγαλύτερη από 20 min. Βρέθηκαν συνολικά 128 ημέρες καταιγίδας στην εξεταζόμενη περίοδο. Ως ημέρα χαλαζιού ορίζεται η ημέρα κατά την οποία σημειώθηκε χαλαζόπτωση που επιβεβαιώθηκε από τα αποτυπώματα στα χαλαζόμετρα ή από αναφορές αγροτών επιβεβαιωμένες από επιτόπια εξέταση των πληγεισών περιοχών από γεωπόνους - εκτιμητές. Στις ημέρες αυτές εμπίπτουν οι χαλαζοκαταιγίδες που είτε υπέστησαν σπορά, είτε όχι, αρκεί να έχουν δώσει χαλάζι στο έδαφος. Βρέθηκαν συνολικά 89 ημέρες χαλαζιού στην εξεταζόμενη πενταετία. Τα χρονικά χαρακτηριστικά που εξετάζονται, περιλαμβάνουν το χρόνο εμφάνισης των κυττάρων, το χρόνο εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας με ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 30 dbz (που υπερέβη τα 35 dbz) και το χρόνο ζωής των κυττάρων (από την πρώτη ως την τελευταία καταγραφή ανακλαστικότητας 30 dbz). Εξετάζεται επίσης η μηνιαία μεταβολή των χωρικών χαρακτηριστικών της ζώνης χαλαζόπτωσης, καθώς και χαρακτηριστικών των καταιγίδων, όπως η μέγιστη ανακλαστικότητα, το μέγιστο ύψος κορυφής, η μάζα, ο όγκος, η οριζόντια επιφάνεια των καταιγίδων, η ροή υετού από αυτές και το κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό μέσα σ' αυτές. Τέλος, κατασκευάζεται μια κλιματολογία του ύψους των ισοπληθών ανακλαστικότητας. Επειδή το δείγμα των κυττάρων που δεν υπέστησαν σπορά (158) είναι μικρό, οι χρονικές κατανομές που εξετάζονται αφορούν το σύνολο των κυττάρων (787) όταν σχετίζονται με χαρακτηριστικά που δεν έχουν σχέση με τη σπορά (όπως π.χ. η ώρα εμφάνισης), ενώ όταν σχετίζονται με χαρακτηριστικά που ενδέχεται να μεταβάλλονται με τη σπορά (π.χ. ανακλαστικότητα, διαστάσεις, διάρκεια χαλαζόπτωσης) αφορούν μόνο το υποσύνολο των 158 κυττάρων. Πρέπει να σημειωθεί ότι οι κατανομές των προαναφερόμενων συνόλου και υποσυνόλου παρουσιάζουν παρόμοια ποιοτικά χαρακτηριστικά, και για το λόγο αυτό τα αποτελέσματα θεωρούνται αρκετά αξιόπιστα ΗΜΕΡΗΣΙΕΣ ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ Ο ημερήσιος κύκλος της καταιγιδοφόρου δραστηριότητας μπορεί να περιγραφεί ικανοποιητικά από την ώρα εμφάνισης όλων των κυττάρων καταιγίδας που καταγράφηκαν στο ραντάρ κατά τις ημέρες καταιγίδων (128). Η κατανομή αυτή παρουσιάζεται στο Σχήμα 7.1, όπου οι ώρες της ημέρας είναι σε UTC (= τοπική ώρα - 3 ώρες). Από το διάγραμμα αυτό διαπιστώνεται ότι η κατανομή της συχνότητας εμφάνισης των κυττάρων είναι σχεδόν κανονική, με μέγιστο στο διάστημα UTC, συμπίπτει δηλαδή με το μέγιστο της ημερήσιας θέρμανσης, κάτι που επίσης υποδηλώνει ότι η θέρμανση παίζει σημαντικό ρόλο στην ανάπτυξη των καταιγίδων, ιδίως του τύπου της αέριας μάζας. 110

123 14 12 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΑ (UTC) Σχήμα 7.1. Ημερήσια κατανομή του χρόνου εμφάνισης των κυττάρων καταιγίδας. Παρατηρείται ακόμα ότι, εκτός από τις μεσημβρινές και απογευματινές ώρες, καταιγίδες αναπτύσσονται και τις πρώτες βραδινές ώρες με αρκετά μεγάλη συχνότητα, όπως έχει βρεθεί και σε άλλες μελέτες (Maheras and Balafoutis, 1980; Karacostas, 1991). Αυτό οφείλεται, σε πολλές περιπτώσεις, στον προσανατολισμό που παρουσιάζουν κάποιες πλαγιές των βουνών σε σχέση με την πρόσπτωση της ηλιακής ακτινοβολίας σ' αυτές, στη διάρκεια έκθεσής τους, αλλά και σε άλλους παράγοντες όπως στην αποσταθεροποίηση των νεφών λόγω ακτινοβολίας από τις κορυφές τους κατά τις εσπερινές ώρες (Hess, 1959). Οι επισημάνσεις αυτές ισχύουν και στην περίπτωση του Σχήματος 7.2, στο οποίο παρουσιάζεται η κατανομή του χρόνου εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας για κάθε ημέρα καταιγίδας. Στην κατανομή αυτή εμφανίζεται ένα μέγιστο στις 11 UTC και ένα δεύτερο μέγιστο στις 14 UTC. Η ώρα εμφάνισης του πρώτου κυττάρου σχετίζεται γενικά με τη διάρκεια της δραστηριότητας (όσο νωρίτερα η εμφάνιση τόσο μεγαλύτερη η διάρκεια). Η πρώτη εμφάνιση κυττάρου τις βραδινές και πρωινές ώρες (με λιγότερη ή μηδενική θέρμανση) υποδηλώνει ως αίτιο ανάπτυξης των καταιγίδων τη διέλευση διαταραχών συνοπτικής κλίμακας. % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα 7.2. Ημερήσια κατανομή του χρόνου εμφάνισης του πρώτου κυττάρου. 111

124 Στη συνέχεια, γίνεται μια στρωματοποίηση της ώρας εμφάνισης των κυττάρων ανάλογα με τη μέγιστη κορυφή τους (Σχήμα 7.3) και με τη μέγιστη ανακλαστικότητα (Σχήμα 7.4). Τα κύτταρα διαιρέθηκαν σε τρεις κλάσεις και στις δύο περιπτώσεις: για την κορυφή σε Η<9 km, 9 H<12 km και H 12 km και για την ανακλαστικότητα σε Ζ<45 dbz, 45 Z<55 dbz και Z 55 dbz. Οι κατανομές εμφανίζουν δύο μέγιστα για τις χαμηλότερες κορυφές και τις υψηλότερες ανακλαστικότητες με μέγιστα στις UTC το ένα και στις UTC το άλλο, ενώ οι υπόλοιπες κατανομές εμφανίζουν ένα μέγιστο για τις υψηλότερες και τις ενδιάμεσες κορυφές στις 15 UTC, για τις μέτριες ανακλαστικότητες επίσης στις 15 UTC και για τις μικρότερες στις 13 UTC. Κατά τη διάρκεια του πρώτου μεγίστου στις UTC αναπτύσσονται κύτταρα με χαμηλές κορυφές και μικρές ή μεγάλες ανακλαστικότητες, ενώ κατά τη διάρκεια του δεύτερου μεγίστου οι μέτριες και μεγάλες ανακλαστικότητες, ανεξαρτήτως ύψους. Αυτό βρίσκεται σε συμφωνία (για τα ύψη) με προγενέστερες μελέτες (Σιούτας, 1999). Σημειώνεται τέλος, ότι οι κατανομές με τα δύο μέγιστα είναι παραπλήσιες με την κατανομή του χρόνου εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας, με τα δύο μέγιστα μετατοπισμένα κατά δύο περίπου ώρες αργότερα. 30 H<9 km 9?H<12 km H?12 km % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα 7.3. Στρωματοποίηση της ώρας εμφάνισης των κυττάρων με το μέγιστο ύψος κορυφής. Ζ<45 dbz 45?Z<55 dbz Z?55 dbz % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα 7.4. Στρωματοποίηση της ώρας εμφάνισης των κυττάρων με τη μέγιστη ανακλαστικότητα. 112

125 Παρουσιάζει ενδιαφέρον η εξέταση της κατανομής της συχνότητας της ώρας εμφάνισης των σωρειτόμορφων κυττάρων συναρτήσει του μέγιστου ύψους κορυφής τους και της μέγιστης ανακλαστικότητας για διάφορα τμήματα της ημέρας. Για το σκοπό αυτό η ημέρα διαιρέθηκε σε τέσσερα εξάωρα διαστήματα (00-06, 06-12, και τοπική ώρα). Αυτές οι κατανομές παρουσιάζονται στα Σχήματα 7.5 και 7.6. Σχήμα 7.5. Σχετική συχνότητα εμφάνισης για ημερήσια εξάωρα συναρτήσει του μέγιστου ύψους κορυφής (α) 00-06, (β) 06-12, (γ) 12-18, (δ) τοπική ώρα. Σχήμα 7.6. Σχετική συχνότητα εμφάνισης για ημερήσια εξάωρα συναρτήσει της μέγιστης ανακλαστικότητας (α) 00-06, (β) 06-12, (γ) 12-18, (δ) τοπική ώρα. 113

126 Παρόλο που το μέγεθος των δειγμάτων είναι πολύ διαφορετικό, η χρήση της εκατοστιαίας σχετικής συχνότητας παρέχει την ευκαιρία άμεσων συγκρίσεων. Τα πιο αναπτυγμένα σε ύψος κύτταρα (με ύψος >10 km) εμφανίζονται στο διάστημα τοπική ώρα και ακολουθούνται από αυτά του διαστήματος (Σχήμα 7.5). Το αποτέλεσμα αυτό συμπίπτει με προγενέστερη μελέτη (Karacostas, 1991), όπου όμως, αντί του χρόνου εμφάνισης χρησιμοποιήθηκε η συνολική δραστηριότητα. Τα κύτταρα που εμφανίζουν τη μεγαλύτερη ανακλαστικότητα αναπτύσσονται κυρίως στο διάστημα τοπική ώρα και ακολουθούνται από αυτά του διαστήματος (Σχήμα 7.6). Το αποτέλεσμα αυτό, που με την πρώτη ματιά φαίνεται παράδοξο, οφείλεται στο γεγονός ότι οι καταιγίδες που παρουσιάζουν μεγάλες ανακλαστικότητες (α) διαρκούν περισσότερο, (β) ενδεχομένως ο μηχανισμός έναυσής τους είναι δυναμικός, και (γ) ο μηχανισμός ισχυροποίησής τους είναι θερμικός ΜΗΝΙΑΙΕΣ ΚΑΤΑΝΟΜΕΣ Το συνολικό πλήθος των κυττάρων καταιγίδας ανά μήνα αποτελεί έναν ικανοποιητικό δείκτη της καταιγιδοφόρου δραστηριότητας (Φόρης, 1992). Όμοια, ο μέσος αριθμός ημερών καταιγίδας και χαλαζιού παρέχει ένα μέτρο της συνολικής μηνιαίας σωρειτόμορφης δραστηριότητας και της μεταβολής της από μήνα σε μήνα. Το Σχήμα 7.7 δείχνει τη μηνιαία κατανομή των παραμέτρων αυτών. Πρέπει να σημειωθεί ότι για την εξεταζόμενη περίοδο οι καταγραφές ραντάρ αρχίζουν στις 15 Απριλίου, νωρίτερα όμως, η σωρειτόμορφη δραστηριότητα είναι σχεδόν μηδενική. Σχήμα 7.7. (α) Μέσο πλήθος κυττάρων ανά μήνα, (β) μέσος αριθμός ημερών καταιγίδας ανά μήνα και (γ) μέσος αριθμός ημερών χαλαζιού ανά μήνα. 114

127 Η σωρειτόμορφη δραστηριότητα, αυξάνεται από τον Απρίλιο ως τον Ιούνιο, όπου εμφανίζεται και το κύριο μέγιστο των κατανομών (Σχήμα 7.7), επειδή, εκτός από την ύπαρξη συνοπτικών αιτίων, αυξάνεται και η αστάθεια λόγω αύξησης της ημερήσιας θέρμανσης. Στη συνέχεια, ελαττώνεται τον Ιούλιο γιατί η ατμόσφαιρα καθίσταται ευσταθέστερη. Τον Αύγουστο εμφανίζεται ένα δευτερεύον μέγιστο που οφείλεται στην επανέναρξη της διέλευσης συνοπτικής κλίμακας διαταραχών και τέλος, το Σεπτέμβριο παρατηρείται μια σημαντική μείωση λόγω της εξάλειψης του θερμικού αιτίου. Τα Σχήματα 7.8 και 7.9 δίνουν μια ποιοτική κατανομή του τύπου των κυττάρων. Όλους τους μήνες οι μονοκυτταρικές καταιγίδες υπερέχουν των πολυκυτταρικών, με τη μέγιστη διαφορά να παρουσιάζεται τον Απρίλιο και σχεδόν μονότονα να μειώνεται προς το Σεπτέμβριο (Σχήμα 7.8). Η αύξηση της ημερήσιας θέρμανσης και της συνεπακόλουθης αστάθειας οδηγεί προοδευτικά σε πιο οργανωμένα σωρειτόμορφα συστήματα. Κατά τους μήνες με τη μεγαλύτερη ημερήσια θέρμανση, εμφανίζονται τα περισσότερα, στάσιμα σχεδόν, ορογραφικά κύτταρα, ως προϊόν καθαρά θερμικού αιτίου (Σχήμα 7.9). Η απουσία τέτοιων κυττάρων κατά τους μεταβατικούς μήνες Απρίλιο και Σεπτέμβριο, μπορεί να αποδοθεί στην επικράτηση κυρίως συνοπτικών διαταραχών που συμπαρασύρουν τα αναπτυσσόμενα κύτταρα κατά την κίνησή τους. ΜΗΝΙΑΙΑ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΟΥ ΤΥΠΟΥ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ Μονοκυτταρικές ΜΗΝΕΣ Πολυκυτταρικές Σχήμα 7.8. Μηνιαία κατανομή μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων. ΜΗΝΙΑΙΟ ΠΟΣΟΣΤΟ ΟΡΟΓΡΑΦ ΙΚΩΝ ΚΥΤΤΑΡΩΝ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα 7.9. Μηνιαία κατανομή του σχετικού πλήθους των ορογραφικών κυττάρων. 115

128 Στη συνέχεια, εξετάζεται ο χρόνος εμφάνισης των κυττάρων. Το Σχήμα 7.10 δίνει τη μηνιαία κατανομή της ώρας εμφάνισης. Η ημερήσια κατανομή κατά το μήνα Ιούνιο είναι σχεδόν κανονική, σε πλήρη αντιστοίχιση με την ημερήσια θέρμανση, με το μέγιστο να εμφανίζεται στις 14 UTC, κάτι που υποδηλώνει επικράτηση του θερμικού αιτίου. Γενικότερα, στο διάστημα UTC εμφανίζεται το μέγιστο των κατανομών για όλους τους μήνες. Η διέλευση των συνοπτικών διαταραχών στους υπόλοιπους μήνες έχει ως αποτέλεσμα την ανάπτυξη καταιγίδων ακόμα και τις πρωινές και νυχτερινές ώρες και συνεπακόλουθα το "άπλωμα" της κατανομής κάτι που είναι εμφανέστερο τον Αύγουστο, ενώ το Σεπτέμβριο το συνοπτικό-δυναμικό αίτιο είναι κυρίαρχο. Σχήμα Μηνιαίες κατανομές του χρόνου εμφάνισης των κυττάρων καταιγίδας. Οι προαναφερθείσες παρατηρήσεις ισχύουν, σε γενικές γραμμές, και στην περίπτωση της διερεύνησης του χρόνου εμφάνισης ανά μήνα μόνο του πρώτου κυττάρου για τις ημέρες καταιγίδας (Σχήμα 7.11). Η συγκεκριμένη παράμετρος, όπως και η αντίστοιχη θέση εμφάνισης είναι ιδιαίτερα χρήσιμες, καθώς από αυτές εξαρτάται η εγρήγορση, η ανταπόκριση και ο συντονισμός των επιχειρήσεων. 116

129 ΑΠΡΙΛΙΟΣ ΜΑΙΟΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΙΟΥΝΙΟΣ ΙΟΥΛΙΟΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΑΥΓΟΥΣΤΟΣ ΣΕΠΤΕΜΒΡΙΟΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα Μηνιαίες κατανομές του χρόνου εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας για τις ημέρες καταιγίδας. Οι προτιμητέες ώρες εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (με ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 30 dbz) είναι οι μεσημβρινές και οι απογευματινές (Σχήμα 7.11). Τον Αύγουστο η νυχτερινή δραστηριότητα φαίνεται να οφείλεται σε συνοπτικές διαταραχές και μικροκυμάνσεις. Το Σεπτέμβριο η πρωινή δραστηριότητα οφείλεται κυρίως στο γεγονός ότι η ατμόσφαιρα έχει αρχίσει να ψύχεται, ενώ η θάλασσα παραμένει θερμή λόγω της μεγαλύτερης θερμοχωρητικότητάς της. Έτσι, συνήθως σε παράκτιες περιοχές, αναπτύσσονται πρωινές καταιγίδες λόγω της υπάρχουσας αστάθειας. Ο πιο απρόβλεπτος μήνας είναι ο Μάιος, κατά τον οποίο είναι δυνατή η ανάπτυξη καταιγίδων οποιαδήποτε ώρα της ημέρας. Ακολούθως, εξετάζεται ο χρόνος ζωής των κυττάρων καταιγίδας. Η μηνιαία κατανομή της μέσης τιμής παρουσιάζεται στο Σχήμα 7.12 και εμφανίζει παρόμοια 117

130 συμπεριφορά με αυτήν του Σχήματος 7.8, με την οποία συνδέεται έμμεσα, καθώς η διάρκεια των πολυκυτταρικών καταιγίδων είναι μεγαλύτερη από των μονοκυτταρικών και το ποσοστό τους αυξάνει σχεδόν μονότονα από τον Απρίλιο ως το Σεπτέμβριο (με μια μικρή μείωση τον Ιούλιο). 100 ΧΡΟΝΟΣ ΖΩΗΣ (min ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα Μηνιαία κατανομή της μέσης τιμής του χρόνου ζωής των καταιγίδων. Στη συνέχεια, γίνεται μια στρωματοποίηση του χρόνου ζωής σε ημίωρα διαστήματα και εξετάζεται πάλι η μηνιαία κατανομή (Σχήμα 7.13). Όλοι οι μήνες εμφανίζουν ένα μέγιστο στην κλάση min, κάτι που υποδηλώνει ότι σε όλους τους μήνες κυριαρχούν οι μονοκυτταρικές καταιγίδες. Επίσης, και η αθροιστική συχνότητα των κλάσεων πάνω από τα 60 min εμφανίζει την ίδια ακριβώς κατανομή. Συμπεραίνεται λοιπόν, ότι η συμπεριφορά αυτή οφείλεται σε κλιματικά αίτια. 60 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΧΡΟΝΟΣ ΖΩΗΣ (min) Σχήμα Μηνιαία κατανομή του χρόνου ζωής των καταιγίδων στρωματοποιημένου σε ημίωρα διαστήματα. Ο χρόνος ζωής των καταιγίδων είναι επιχειρησιακά σημαντικός, γιατί προσδιορίζει σε μεγάλο βαθμό τη διάρκεια της καταιγιδοφόρου δραστηριότητας. Το Σχήμα 7.14 δίνει τη μηνιαία κατανομή της διάρκειας των χαλαζοπτώσεων για τις 158 καταιγίδες που δεν έχουν υποστεί επέμβαση σποράς. Η μεγάλη τιμή για το Σεπτέμβριο δεν είναι αντιπροσωπευτική, επειδή αφενός το δείγμα είναι μικρό και αφετέρου η διέλευση μιας γραμμής λαίλαπας την 1η Σεπτεμβρίου του 2000 έχει 118

131 "μολύνει" τα δεδομένα. Κατά τα άλλα, η μέση τιμή της διάρκειας των χαλαζοπτώσεων κυμαίνεται από 15 ως 21 λεπτά της ώρας. ΔΙΑΡΚΕΙΑ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΕΩΝ 30 ΔΙΑΡΚΕΙΑ (min ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα Μηνιαία κατανομή της διάρκειας των χαλαζοπτώσεων. Οι θέσεις των χαλαζοπτώσεων τοποθετήθηκαν σε ένα σύστημα GIS και με τη βοήθεια του καταγραφικού συστήματος του ραντάρ ταυτοποιήθηκαν οι καταιγίδες με τις αντίστοιχες χαλαζοπτώσεις. Από κάθε καταιγίδα προκύπτει μια ζώνη χαλαζιού (Foote and Knight, 1979; Morgan and Towery,1977), της οποίας μετρήθηκαν με ακρίβεια οι διαστάσεις. Υποτίθεται ότι το σχήμα της ζώνης αυτής είναι ελλειπτικό και ως μήκος και πλάτος λαμβάνονται ο μεγάλος και ο μικρός άξονας της έλλειψης αντίστοιχα (Σπανός και Φόρης, 2000). Το σχήμα της ζώνης καθορίζεται ποιοτικά από την εκκεντρότητα της έλλειψης, δηλαδή από το λόγο των αξόνων. Οι μηνιαίες κατανομές μήκους, πλάτους και εκκεντρότητας φαίνονται στο Σχήμα Σχήμα Μηνιαία κατανομή (α) μήκους, (β) πλάτους και (γ) εκκεντρότητας της ζώνης χαλαζόπτωσης. 119

132 Στην ανωτέρω θεώρηση ορίστηκε ως πρωτεύων ή κύριος άξονας (μήκος της ζώνης) η μέγιστη απόσταση μεταξύ των θέσεων χαλαζόπτωσης, ενώ ως δευτερεύων άξονας (πλάτος της ζώνης) η μέγιστη απόσταση κάθετα στην προηγούμενη. Η εκκεντρότητα (ε) εκφράζει την αποχή από την κυκλικότητα και με βάση αυτήν χαρακτηρίζονται οι ζώνες χαλαζιού ως κυκλικές όταν ε < 3, ελλειψοειδείς όταν 3 ε <6 και επιμήκεις όταν ε 6. Για όλους τους μήνες, το μέγιστο της κατανομής του μήκους εμφανίζεται στις κλάσεις km, με την εξαίρεση του Ιουλίου, οπότε εμφανίζεται στα 40 km (Σχήμα 7.15). Αντίστοιχα, το μέγιστο της κατανομής του πλάτους των ζωνών χαλαζιού εμφανίζεται για όλους τους μήνες στις κλάσεις 4-6 km, με την εξαίρεση του Σεπτεμβρίου, οπότε εμφανίζεται στα 10 km. Τέλος, η εκκεντρότητα παρουσιάζει γενικά το μέγιστο της κατανομής στις κλάσεις 2-3 (σχεδόν κυκλικές ζώνες), με την εξαίρεση του Ιουλίου και του Σεπτεμβρίου (μέγιστο στο ε = 8, επιμήκεις ζώνες). Όσα αναφέρθηκαν για το μήνα Σεπτέμβριο στη διάρκεια των χαλαζοπτώσεων, ισχύουν και για τις μηνιαίες κατανομές της μέγιστης ανακλαστικότητας και του μέγιστου ύψους κορυφής που εξετάζονται στη συνέχεια και παρουσιάζονται στα Σχήματα 7.16 και Κατά τα λοιπά, οι κατανομές εμφανίζουν μια αυξητική τάση από τον Απρίλιο ως τον Ιούνιο και μια ελαφρώς πτωτική τάση από τον Ιούλιο προς τον Αύγουστο, σε συμφωνία με τη μεταβολή του πάχους της τροπόσφαιρας (ή του ύψους της τροπόπαυσης) από μήνα σε μήνα. ΜΕΓ. ΑΝΑΚΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑ (dbz) ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα Μέσες μηνιαίες τιμές της μέγιστης ανακλαστικότητας των καταιγίδων. ΜΕΓ.ΥΨΟΣ ΚΟΡΥΦΗΣ (km) ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ ΜΗΝΕΣ Σχήμα Μέσες μηνιαίες τιμές του μέγιστου ύψους κορυφής των καταιγίδων. Στο Σχήμα 7.18 παρουσιάζεται η μηνιαία μεταβολή της μέγιστης τιμής, μέσα στη διάρκεια ζωής τους, του όγκου των καταιγίδων, της οριζόντιας επιφάνειάς τους, της μάζας τους, της ροής 120

133 υετού από αυτές και του VIL τους. Το μέγιστο της κατανομής του όγκου αυξάνεται από 200 km 3 (τον Απρίλιο και το Μάιο) σε 500 km 3 (από τον Ιούνιο ως τον Αύγουστο) και σε 1000 km 3 το Σεπτέμβριο. Το μέγιστο της κατανομής της οριζόντιας επιφάνειας είναι για όλους τους μήνες 100 km 2, εκτός του Σεπτεμβρίου, οπότε ανέρχεται σε 500 km 2. Τα αποτελέσματα αυτά υποδηλώνουν την επικράτηση των μονοκυτταρικών καταιγίδων. Αντίστοιχα, η ροή υετού παρουσιάζει το μέγιστό της στα 100 m 3 /s τον Απρίλιο, αυξάνεται στα 500 m 3 /s από το Μάιο ως τον Αύγουστο και στα 2000 m 3 /s το Σεπτέμβριο. Η μάζα εμφανίζει μέγιστο στους 200 ktons όλους τους μήνες, ενώ το Σεπτέμβριο ανέρχεται σε 500 ktons. Διαπιστώνεται ότι ο όγκος με τη ροή υετού εμφανίζουν παραπλήσια διακύμανση, ενώ παρόμοια διακύμανση εμφανίζουν η μάζα με την επιφάνεια. Όσον αφορά το VIL, αυτό είναι μέγιστο όλους τους μήνες στα 20 kg/m 2, εκτός από τον Ιούλιο και το Σεπτέμβριο που είναι στα 50 kg/m 2. Σχήμα Μηνιαία μεταβολή της μέσης μέγιστης τιμής του όγκου, της επιφάνειας, της μάζας, της ροής υετού και του VIL των χαλαζοκαταιγίδων. Το ύψος της μέγιστης ανακλαστικότητας, σε μια κατακόρυφη τομή καταιγίδας, αποτελεί μια σημαντική παράμετρο, η οποία προσδιορίζει σε μεγάλο 121

134 βαθμό την ύπαρξη χαλαζιού μέσα σ' αυτήν. Στο Σχήμα 7.19 του κεφαλαίου 4 φαίνεται η τυπική κατακόρυφη δομή μιας καταιγίδας με ενδεικτικές ισοπληθείς ανακλαστικότητας. Στα αρχικά στάδια ανάπτυξης η μέγιστη ανακλαστικότητα βρίσκεται ψηλά, στο ώριμο στάδιο εκτείνεται κατακόρυφα και στο τελευταίο στάδιο φτάνει στο έδαφος. Όσο μεγαλύτερη είναι η ανακλαστικότητα και όσο ψηλότερα βρίσκεται μέσα στο νέφος (πάνω από τη στάθμη των -5 ο C) τόσο μεγαλύτερη είναι η πιθανότητα χαλαζόπτωσης. Το ύψος στο οποίο έφτασαν οι ισοπληθείς ανακλαστικότητας κατά τη φάση της μέγιστης ανάπτυξης της καταιγίδας καταγράφηκε και δημιουργήθηκε μια μέση κατανομή των ισοπληθών αυτών, τόσο για το μέγιστο ύψος στο οποίο έφτασαν (Σχήμα 7.19) όσο και για το μέσο ύψος τους (Σχήμα 7.20) ανά μήνα. Αυτά ακολουθούν, σε μεγάλη συμφωνία, τη μηνιαία μεταβολή του πάχους της τροπόσφαιρας. ΜΕΓΙΣΤΟ ΥΨΟΣ (km) ΑΠΡΙΛΙΟΣ ΜΑΪΟΣ ΙΟΥΝΙΟΣ ΙΟΥΛΙΟΣ ΑΥΓΟΥΣΤΟΣ ΣΕΠΤΕΜΒΡΙΟΣ ΜΗΝΕΣ 35 dbz 45 dbz 55 dbz 65 dbz 75 dbz Σχήμα Μηνιαία μεταβολή του μέγιστου ύψους των ισοπληθών ανακλαστικότητας. 10 ΜΕΣΟ ΥΨΟΣ (km) ΑΠΡΙΛΙΟΣ ΜΑΪΟΣ ΙΟΥΝΙΟΣ ΙΟΥΛΙΟΣ ΑΥΓΟΥΣΤΟΣ ΣΕΠΤΕΜΒΡΙΟΣ ΜΗΝΕΣ 35 dbz 45 dbz 55 dbz 65 dbz 75 dbz Σχήμα Μηνιαία μεταβολή του μέσου ύψους των ισοπληθών ανακλαστικότητας. 122

135 7.4. ΧΡΟΝΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΟ ΣΥΝΟΠΤΙΚΟ ΤΥΠΟ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Το μέσο ετήσιο πλήθος των κυττάρων καταιγίδας και ο μέσος ετήσιος αριθμός των ημερών καταιγίδας και χαλαζιού για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας παρουσιάζεται στο Σχήμα Η μεγαλύτερη καταιγιδοφόρος δραστηριότητα συνδέεται με τρεις τύπους κυκλοφορίας (SW, SWT και LW). ΜΕΣΟ ΕΤΗΣΙΟ ΠΛΗΘΟΣ ΚΥΤΤΑΡΩΝ ΜΕΣΟ ΠΛΗΘΟΣ ΚΥΤΤΑΡΩΝ (α) CLO CUT LW NW SW SWT ZON ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ ΜΕΣΟΣ ΕΤΗΣΙΟΣ ΑΡΙΘΜΟΣ ΗΜΕΡΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΑΣ ΜΕΣΟΣ ΕΤΗΣΙΟΣ ΑΡΙΘΜΟΣ ΗΜΕΡΩΝ ΧΑΛΑΖΙΟΥ ΜΕΣΟΣ ΑΡΙΘΜΟΣ ΗΜΕΡΩΝ CLO CUT LW NW SW SWT ZON ΜΕΣΟΣ ΑΡΙΘΜΟΣ ΗΜΕΡΩΝ CLO CUT LW NW SW SWT ZON (β) ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ (γ) ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ Σχήμα (α) Μέσο ετήσιο πλήθος κυττάρων, (β) μέσος ετήσιος αριθμός ημερών καταιγίδας και (γ) μέσος ετήσιος αριθμός ημερών χαλαζιού για κάθε συνοπτικό τύπο. Συγκρίνοντας τα Σχήματα 7.21 (β) και (γ) διαπιστώνει κανείς ότι η συχνότητα του χαλαζιού (δηλαδή το ποσοστό των ημερών χαλαζιού στο σύνολο των ημερών καταιγίδας για κάθε τύπο) είναι: 90% για τον SW, 80% για τον CLOSED, 79% για τον LW, 70% για τον SWT, 59% για τον CUT, 44% για τον ZONAL και 44% για τον τύπο NW. Αυτό πρακτικά σημαίνει ότι σε ημέρες καταιγίδας με κυκλοφορία SW, αναμένεται χαλάζι στις περισσότερες περιπτώσεις, ενώ με κυκλοφορία ZONAL ή NW, μόνο στις μισές περιπτώσεις. Εξετάζοντας τις μηνιαίες κατανομές των ημερών χαλαζιού, συνάγεται ότι κατά τους μήνες από το Μάιο ως τον Αύγουστο χαλάζι στο έδαφος δίνουν οι τύποι CUT, CLOSED, LW, SW και SWT. Τον Απρίλιο χαλάζι εμφανίζεται μόνο με τους τύπους CUT και SW και το Σεπτέμβριο μόνο με τους CLOSED και SW. Ο τύπος ZONAL δε δίνει χαλάζι το Μάιο και τον Ιούλιο και ο NW 123

136 τον Ιούλιο. Με τον τύπο SW του νοτιοδυτικού ρεύματος χαλάζι εμφανίζεται όλους τους μήνες. Εξετάζοντας τη μηνιαία κατανομή του πλήθους των κυττάρων ανά μήνα και ανά τύπο, διαπιστώνεται ότι τα περισσότερα κύτταρα εμφανίζονται τον Ιούνιο, τον Αύγουστο και το Σεπτέμβριο με τον τύπο SW, το Μάιο και τον Ιούλιο με τον τύπο LW και τον Απρίλιο με τον τύπο CUT του αποκομμένου χαμηλού, όπως φαίνεται από το Σχήμα ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL Σχήμα Μηνιαία κατανομή του πλήθους των κυττάρων ανά συνοπτικό τύπο. Στο Σχήμα 7.23 παρουσιάζεται ο χρόνος εμφάνισης των καταιγίδων για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Οι συχνότερες εμφανίσεις συμπίπτουν με την ώρα της μέγιστης ημερήσιας θέρμανσης, συχνά όμως, καταιγίδες αναπτύσσονται τις πρώτες βραδινές ώρες. Έτσι, για τους τύπους CLOSED, NW, SW και SWT τα μέγιστα της σχετικής συχνότητας εμφάνισης είναι τις μεσημβρινές (11-13 UTC), απογευματινές (14-15 UTC) και πρώτες βραδινές ώρες (16-18 UTC). Για τους τύπους CUT και LW η συχνότερη εμφάνιση είναι τις μεσημβρινές ώρες (10-13 UTC), ενώ για τον τύπο ZONAL τις απογευματινές ώρες (15 UTC). Στο Σχήμα 7.24 παρουσιάζεται ο χρόνος εμφάνισης του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου της ημέρας (ανακλαστικότητας ίσης ή μεγαλύτερης από 30 dbz) για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Οι συχνότερες εμφανίσεις συμπίπτουν και πάλι με την ώρα της μέγιστης ημερήσιας θέρμανσης, για κάποιους τύπους όμως, παρατηρούνται μέγιστα εμφάνισης εκατέρωθεν της ώρας αυτής. Για όλους τους τύπους, εκτός του NW, μέγιστα εμφανίζονται τις μεσημβρινές ώρες (09-12 UTC). Τις απογευματινές ώρες (13-16 UTC) εμφανίζονται μέγιστα για τους τύπους NW, ZONAL, CLOSED και CUT. Για τον τύπο CLOSED μέγιστο εμφανίζεται τις πρώτες βραδινές ώρες (18 UTC), ενώ για τον τύπο CUT τις πρωινές ώρες (07 UTC), σε συμφωνία με τη δραστηριότητα που σχετίζεται με τον τύπο του αποκομμένου χαμηλού. Στο Σχήμα 7.25 εξετάζεται η διάρκεια των χαλαζοπτώσεων από τα 158 κύτταρα που δεν υπέστησαν επέμβαση ανάλογα με το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Οι γραμμές σφάλματος αναφέρονται στο τυπικό σφάλμα και όχι στην τυπική απόκλιση, για φυσικούς λόγους, επειδή η μεταβλητή έχει ως κατώτερο όριο το μηδέν και η τυπική απόκλιση είναι συγκρίσιμη για κάποιους τύπους με τη μέση τιμή. Οι μέσες τιμές για το σύνολο των τύπων κυμαίνονται από 14 ως 23 λεπτά της ώρας. Οι τύποι SW, CUT και ZONAL εμφανίζουν τη μεγαλύτερη μέση διάρκεια των χαλαζοπτώσεων, ενώ αντίθετα ο τύπος NW τη μικρότερη. 124

137 ΤΥΠΟΣ CLOSED ΤΥΠΟΣ CUT % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ NW ΤΥΠΟΣ ZONAL % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ SW ΤΥΠΟΣ LW % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ SWT % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα Ημερήσια κατανομή του χρόνου εμφάνισης των καταιγίδων ανάλογα με το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. 125

138 ΤΥΠΟΣ CLOSED ΤΥΠΟΣ LW % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ NW ΤΥΠΟΣ CUT % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ SWT ΤΥΠΟΣ ZONAL % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) ΩΡΕΣ (UTC) ΤΥΠΟΣ SW % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΩΡΕΣ (UTC) Σχήμα Ημερήσια συχνότητα εμφάνισης του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου της ημέρας, για τις ημέρες καταιγίδας, για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. 126

139 ΔΙΑΡΚΕΙΑ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗ (min) CLO CUT LW NW SW SWT ZON ΣΥΝΟΠΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ Σχήμα Διάρκεια χαλαζοπτώσεων σε σχέση με το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΩΝ ΣΤΟ ΧΡΟΝΟ ΖΩΗΣ Στο υποκεφάλαιο αυτό εξετάζεται η χρονική στιγμή μέσα στη διάρκεια ζωής των καταιγίδων, κατά την οποία εμφανίζονται κάποια ιδιαίτερα χαρακτηριστικά των κυττάρων, όπως η μέγιστη ανακλαστικότητα, το μέγιστο ύψος κορυφής και η έναρξη της χαλαζόπτωσης. Το Σχήμα 7.26 δείχνει το εκατοστιαίο σημείο εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας. Στο 70% περίπου των περιπτώσεων η μέγιστη ανακλαστικότητα εμφανίζεται στο πρώτο μισό της ζωής των κυττάρων, ιδιαίτερα στο 40-50% του χρόνου ζωής. 25 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ Σχήμα Εκατοστιαίο σημείο εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας μέσα στο χρόνο ζωής. Εάν στα δεδομένα της χρονικής εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας εφαρμοστεί μια στρωματοποίηση ανάλογα με το χρόνο ζωής ανά ώρα, διαπιστώνεται τότε ότι για τις βραχύβιες, συνήθως μονοκυτταρικές, καταιγίδες (ΔΤ < 60 min), το μέγιστο εμφανίζεται στο 50% του χρόνου ζωής, σε μακροβιότερες (60 ΔΤ < 120 min) νωρίτερα (στο 30%), ενώ στις μακρόβιες (120 ΔΤ < 180 min), που η πλειοψηφία τους είναι πολυκυτταρικές, εμφανίζονται δύο μέγιστα, ένα στο 40% και ένα άλλο στο 70%, και τέλος στις πλέον μακρόβιες (ΔΤ 180 min) στο 40-50% του χρόνου ζωής (Σχήμα 7.27). 127

140 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ ΔΤ<60 60 ΔΤ< ΔΤ<180 ΔΤ 180 Σχήμα Στρωματοποίηση του εκατοστιαίου σημείου εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας, ανάλογα με το χρόνο ζωής. Στη συνέχεια, ακολουθεί μια παρόμοια με την ανωτέρω ανάλυση για το χρόνο εμφάνισης του μέγιστου ύψους κορυφής των καταιγίδων (Σχήματα 7.28 και 7.29). % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ Σχήμα Εκατοστιαίο σημείο εμφάνισης της μέγιστης κορυφής στο χρόνο ζωής. 25 % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΔΤ<60 60 ΔΤ< ΔΤ<180 ΔΤ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ Σχήμα Στρωματοποίηση του εκατοστιαίου σημείου εμφάνισης της μέγιστης κορυφής, ανάλογα με το χρόνο ζωής. 128

141 Η μέγιστη κορυφή εμφανίζεται κυρίως στο 20-30% του χρόνου ζωής (Σχήμα 7.28), ενώ για όλες τις κλάσεις, εκτός από τις πλέον μακρόβιες, το μέγιστο εμφανίζεται στο 30%, ενώ στις πλέον μακρόβιες στο 50% του χρόνου ζωής (Σχήμα 7.29). Πάντως, στις δύο πιο βραχύβιες κλάσεις εμφανίζεται και ένα δευτερεύον μέγιστο στο 50-60% του χρόνου ζωής. Τα αποτελέσματα αυτά δείχνουν ότι τα χαρακτηριστικά αυτά είναι διαστρωματωμένα σε όλες τις επιμέρους κατηγορίες και επομένως αποτελούν συστατικά στοιχεία της εξέλιξης των καταιγίδων. Η τελευταία παράμετρος που εξετάζεται είναι ο χρόνος έναρξης της χαλαζόπτωσης ως ποσοστό του χρόνου ζωής. Οι χαλαζοπτώσεις ξεκινούν, κατά κύριο λόγο, στο 30% του χρόνου ζωής και γενικότερα από το 20% ως το 60% (Σχήμα 7.30). Το ίδιο συμπέρασμα προκύπτει και από την εξέταση των χρόνων χαλαζόπτωσης ανά ημερήσιο εξάωρο. Ο χρόνος αυτός είναι περίπου 20 λεπτά από την πρώτη ανίχνευση του κυττάρου της καταιγίδας (από την πρώτη εμφάνιση της ανακλαστικότητας των 30 dbz) (Σχήμα 7.31). 25 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ Σχήμα Χρόνος έναρξης των χαλαζοπτώσεων ως ποσοστό του χρόνου ζωής. 50 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΧΡΟΝΟΣ ΕΝΑΡΞΗΣ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗΣ (min από την πρώτη ανίχνευση) Σχήμα Χρόνος έναρξης των χαλαζοπτώσεων σε λεπτά από την πρώτη ανίχνευση του κυττάρου της καταιγίδας. Αν τέλος εξεταστεί ο χρόνος χαλαζόπτωσης ως ποσοστό του χρόνου ζωής για κάθε μήνα ξεχωριστά, διαπιστώνεται ότι το μέγιστο του ποσοστού αυξάνεται από το 129

142 Μάιο (20%) ως τον Αύγουστο (60%) προοδευτικά (Σχήμα 7.32), ενώ τον Απρίλιο και το Σεπτέμβριο, δηλαδή τους μεταβατικούς μήνες, το μέγιστο εμφανίζεται στο 50%. Αυτό σημαίνει ότι το Μάιο οι καταιγίδες φτάνουν γρηγορότερα σε πλήρη ανάπτυξη, δηλαδή στο ώριμο στάδιο, από ό,τι τον Αύγουστο. % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ ΑΠΡ ΜΑΗ ΙΟΥΝ ΙΟΥΛ ΑΥΓ ΣΕΠ Σχήμα Χρόνος έναρξης της χαλαζόπτωσης για κάθε μήνα ως ποσοστό του χρόνου ζωής των χαλαζοκαταιγίδων. 7.6 ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Από την προηγηθείσα χρονική ανάλυση, τόσο σε ημερήσια όσο και σε μηνιαία βάση, σε συνδυασμό και με τις συνοπτικές καταστάσεις κυκλοφορίας, προκύπτουν τα ακόλουθα συμπεράσματα: Το μέγιστο της συχνότητας εμφάνισης των καταιγίδων παρουσιάζεται στις UTC, διάστημα, που συμπίπτει με το μέγιστο της ημερήσιας θέρμανσης. Η κατανομή της συχνότητας αυτής, που είναι σχετικά κανονική, περιγράφει σε ικανοποιητικό βαθμό τον ημερήσιο κύκλο της καταιγιδοφόρου δραστηριότητας λόγω θερμικών αιτίων. Ο χρόνος εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας προσδιορίζει σε μεγάλο βαθμό και τη διάρκεια της σωρειτόμορφης δραστηριότητας. Η κατανομή αυτή παρουσιάζει μέγιστα στις 11 και τις 14 UTC. Τέτοιες εμφανίσεις τις νυχτερινές και πρωινές ώρες υποδηλώνουν ως αίτιο ανάπτυξης των καταιγίδων τη διέλευση διαταραχών συνοπτικής κλίμακας, δηλαδή δυναμικά αίτια. Στις UTC αρχίζουν να αναπτύσσονται κύτταρα που δε φτάνουν σε πολύ μεγάλα ύψη κορυφής. Στις UTC αναπτύσσονται κύτταρα που φτάνουν στις μεγαλύτερες τιμές ανακλαστικότητας. Αυτό προκύπτει από στρωματοποίηση της ώρας εμφάνισης με τη μέγιστη ανακλαστικότητα και το μέγιστο ύψος κορυφής. Η καταιγιδοφόρος δραστηριότητα μπορεί να περιγραφεί είτε με το μέσο πλήθος των κυττάρων ανά μήνα είτε με το μέσο αριθμό ημερών καταιγίδας ή χαλαζιού ανά μήνα. Οι κατανομές αυτές, που είναι παρόμοιες, φανερώνουν ότι το κύριο μέγιστο της σωρειτόμορφης δραστηριότητας εμφανίζεται τον Ιούνιο και ένα δευτερεύον μέγιστο τον Αύγουστο. Το Σεπτέμβριο και τον Απρίλιο η δραστηριότητα είναι ελάχιστη. 130

143 Η κατανομή του χρόνου εμφάνισης των καταιγίδων τον Ιούνιο είναι σχεδόν κανονική και αντικατοπτρίζει τον ημερήσιο κύκλο θέρμανσης, κάτι που υποδηλώνει επικράτηση του θερμικού αιτίου. Κατά τη μετάβαση προς τους ακραίους μήνες της θερινής περιόδου (Απρίλιο και Σεπτέμβριο), η κατανομή αρχίζει να καλύπτει όλο και περισσότερες ώρες εκτός από αυτές της ημερήσιας θέρμανσης, υποδηλώνοντας έτσι σταδιακή επικράτηση του δυναμικού αιτίου. Πάντως, η ταυτόχρονη ύπαρξη του θερμικού αιτίου είναι εμφανής όλους τους μήνες. Ο μέσος χρόνος ζωής των καταιγίδων αυξάνεται από κάτι λιγότερο της μιας ώρας τον Απρίλιο ως κάτι λιγότερο της μιάμισης ώρας το Σεπτέμβριο, σχεδόν μονότονα (με μια μικρή μείωση τον Ιούλιο). Αυτό το αποτέλεσμα βρίσκεται σε συμφωνία με την προοδευτική αύξηση του ποσοστού των μακροβιότερων πολυκυτταρικών καταιγίδων από το Απρίλιο ως το Σεπτέμβριο, οπότε ο αριθμός τους εξισώνεται σχεδόν με αυτόν των μονοκυτταρικών. Η κυριαρχία των μονοκυτταρικών όλους τους μήνες φαίνεται από την εμφάνιση του μεγίστου της στρωματοποιημένης κατανομής στην κλάση με χρόνο ζωής min. Η μέση τιμή της διάρκειας των χαλαζοπτώσεων κυμαίνεται από 15 λεπτά τον Απρίλιο (ελάχιστο) ως 21 λεπτά το Μάιο και Ιούνιο (μέγιστο). Βέβαια, ακραίες καταστάσεις, όπως υπερκυτταρικές καταιγίδες ή γραμμές λαίλαπας που δίνουν χαλάζι για δύο ή τρεις ώρες δεν αντιπροσωπεύονται από τις μέσες αυτές τιμές. Η εξέταση των ζωνών χαλαζιού για κάθε μήνα φανερώνει ότι γενικά το μέσο μήκος τους είναι km, το μέσο πλάτος 4-6 km (που είναι και η μέση διάμετρος ενός τυπικού ανοδικού ρεύματος) και είναι σχεδόν κυκλικού σχήματος, υποδηλώνοντας έτσι την επικράτηση των βραχύβιων μονοκυτταρικών καταιγίδων. Τον Ιούλιο και το Σεπτέμβριο αποτυπώνονται στο έδαφος επιμήκεις ζώνες χαλαζιού. Οι μηνιαίες κατανομές της μέσης μέγιστης ανακλαστικότητας και του μέσου μέγιστου ύψους κορυφής ακολουθούν παρόμοια κατανομή με αυτήν του χρόνου ζωής, με βαθμιαία αύξηση από τον Απρίλιο ως τον Ιούνιο, ακολουθούμενη από μια μείωση τον Ιούλιο, καθώς η ατμόσφαιρα καθίσταται ευσταθέστερη, και στη συνέχεια από μια νέα αύξηση, καθώς αρχίζει η διέλευση συνοπτικών διαταραχών που αποσταθεροποιούν την ατμόσφαιρα. Το μέγιστο ύψος των ισοπληθών ανακλαστικότητας εμφανίζει μια αύξηση από τον Απρίλιο ως τον Ιούνιο, μια μείωση τον Ιούλιο, μια νέα αύξηση τον Αύγουστο και μείωση το Σεπτέμβριο. Το μέσο ύψος όμως τον Αύγουστο και το Σεπτέμβριο εμφανίζει αντίθετη συμπεριφορά. Το αποτέλεσμα αυτό αντικατοπτρίζει τη μεταβολή του πάχους της τροπόσφαιρας από μήνα σε μήνα. Οι συνοπτικοί τύποι με τη μεγαλύτερη δραστηριότητα (αριθμό ημερών καταιγίδων και χαλαζιού) είναι οι SW, SWT και LW. Η συχνότητα χαλαζιού είναι μεγαλύτερη στους τύπους SW, CLOSED και LW, και ελάχιστη για τους τύπους ZONAL και NW. Η μέση διάρκεια των χαλαζοπτώσεων κυμαίνεται από 14 λεπτά για τον τύπο NW ως 23 λεπτά για τον τύπο SW, ο οποίος φαίνεται ότι ευνοεί περισσότερο τις χαλαζοκαταιγίδες και τις χαλαζοπτώσεις. Η μέγιστη ανακλαστικότητα εμφανίζεται στο 40-50% του χρόνου ζωής των κυττάρων, ενώ η μέγιστη κορυφή νωρίτερα, στο 20-30% του χρόνου ζωής. Η έναρξη των χαλαζοπτώσεων συμβαίνει κατά μέσον όρο στο 30% του χρόνου ζωής, δηλαδή 20 λεπτά από την πρώτη ανίχνευση της ηχώς των 30 dbz. 131

144 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8ο ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ

145 8.1. ΓΕΝΙΚΑ Στο κεφάλαιο αυτό μελετώνται οι θέσεις εμφάνισης των καταιγίδων, οι θέσεις εμφάνισης του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου κάθε ημέρας καταιγίδας (που έχει ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 30 dbz) και οι θέσεις των χαλαζοπτώσεων. Πρόκειται ουσιαστικά για μια εξέταση κατά Euler, που μαζί με τη χρονική μελέτη μπορούν να δώσουν ενδιαφέροντα συμπεράσματα για το χώρο και το χρόνο που ευνοούν την ανάπτυξη των χαλαζοκαταιγίδων στην περιοχή ενδιαφέροντος. Μελετώνται ακόμα οι ζώνες χαλαζιού των καταιγίδων, και συγκεκριμένα οι διαστάσεις τους, το σχήμα και ο προσανατολισμός τους, καθώς και η συχνότητα εμφάνισής τους ανά ημέρα. Από το σχήμα τους μπορούν να εξαχθούν συμπεράσματα για τις καταιγίδες που προκάλεσαν τα συγκεκριμένα αποτελέσματα στο έδαφος. Η τοπογραφία παίζει πολύ σημαντικό ρόλο στην ανάπτυξη, στην εξέλιξη και στην κίνηση των καταιγιδοφόρων νεφών. Τόσο τα ορογραφικά χαρακτηριστικά όσο και η γειτνίαση της περιοχής ενδιαφέροντος με μεγάλες μάζες νερού συμβάλλουν στη διαμόρφωση των ιδιαίτερων χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων. Για το λόγο αυτό οι επιδράσεις του αναγλύφου εξετάζονται αναλυτικά Η ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΟΥ ΑΝΑΓΛΥΦΟΥ Η διαμόρφωση της κατανομής του υετού από τα βουνά είναι σημαντική και λεπτομερώς τεκμηριωμένη. Τα βουνά είναι δυνατό να επάγουν τον υετό είτε άμεσα μέσω της ορογραφικής ανύψωσης και της αισθητής θέρμανσης, είτε έμμεσα μέσω των ορογραφικώς επαγόμενων τοπικών κυκλοφοριών και της έκλυσης της αστάθειας. Ένα ορογραφικό σύστημα που παράγει υετό μπορεί να δημιουργηθεί με διάφορους τρόπους, που εξαρτώνται από την ταχύτητα της περιβαλλοντικής ροής, την κατακόρυφη δομή του ανέμου και την αστάθεια, το ύψος του όρους, τις οριζόντιες διαστάσεις και τη γεωμετρία του, το συνοπτικό και μέσης κλίμακας περιβάλλον, κτλ. Σε μεγάλους ορεινούς όγκους οι θέσεις της μεγαλύτερης βροχόπτωσης βρίσκονται στην προσήνεμη πλαγιά του επικρατούντος ανέμου, ενώ σε χαμηλούς λόφους βρίσκονται στις κορυφές τους. Προφανώς οι μηχανισμοί δημιουργίας υετού σε χαμηλούς λόφους και εκτεταμένους ορεινούς όγκους είναι αρκετά διαφορετικοί. Με βάση τους μηχανισμούς παραγωγής ορογραφικού υετού, που έχουν προταθεί (Smith, 1979; Chu and Lin, 2000), τα ορογραφικά συστήματα υετού μπορούν να καταταχτούν στους εξής τύπους (Σχήμα 8.1): αυτά που χαρακτηρίζονται από (α) ευσταθή ανολίσθηση στην πλαγιά ορεινού όγκου, (β) σωρειτόμορφο σύστημα υετού που δημιουργείται από την έκλυση της αστάθειας, και (γ) ορογραφικό σύστημα υετού πάνω από χαμηλούς λόφους με το μηχανισμό τροφού-τροφοδοτούμενου (Bergeron, 1968; Browning, 1980). Σχήμα 8.1. Διάφοροι μηχανισμοί δημιουργίας ορογραφικών συστημάτων υετού. 134

146 Στη συνέχεια, εξετάζονται δύο ειδικές περιπτώσεις: η πρώτη, κατά την οποία μια συνοπτική διαταραχή προσεγγίζει κάποιο ορογραφικό εμπόδιο και η δεύτερη, κατά την οποία το αίτιο δημιουργίας των καταιγίδων είναι η ημερήσια θέρμανση. Όταν ένα συνοπτικό σύστημα καιρού όπως μέτωπο, χαμηλό ή αυλώνας πλησιάζει έναν ορεινό όγκο, η κυκλοφορία και το υετοφόρο σύστημα μπορούν να τροποποιηθούν σημαντικά από το ορογραφικό εμπόδιο και να προκαλέσουν ισχυρή βροχόπτωση στη γειτονία του όρους αυτού. Σύμφωνα με τους Marwitz (1980) και Cooper and Marwitz (1980), οι οποίοι βασίστηκαν στη σωρειτοποιό αστάθεια, μπορούν να αναγνωριστούν τέσσερα στάδια εξέλιξης τέτοιων συστημάτων των μέσων γεωγραφικών πλατών: το ευσταθές στάδιο, το ουδέτερο στάδιο, το ασταθές στάδιο και το στάδιο διάλυσης. Για την ερμηνεία της ορογραφικής βροχόπτωσης που σχετίζεται με ισχυρή κατακόρυφη μεταφορά κατά τη διέλευση μετώπων και εκτείνεται αρκετά προς τα πίσω, δηλαδή προς τη διεύθυνση έλευσης του μετώπου, ο Smith (1982) πρότεινε ένα μηχανισμό διαφορικής οριζόντιας μεταφοράς. Πρότεινε επίσης, ότι η τάση ενός ορεινού όγκου να εμποδίζει τη ροή στα χαμηλά επίπεδα είναι τόσο ισχυρή, ώστε ακόμα και ένα σχεδόν οριζόντιο όριο αέριας μάζας μπορεί να ανατραπεί από ένα βουνό μέτριας κατακόρυφης έκτασης, κάτι που δημιουργεί έναν αποτελεσματικό μηχανισμό πρόκλησης βροχόπτωσης. Η επίδραση της τοπογραφίας μπορεί να αυξήσει ή να μειώσει τη συνοπτική υποστήριξη της ανοδικής μεταφοράς (Kotroni et al., 1997). Το Σχήμα 8.2 δείχνει τη διάδοση ενός ιδεατού ψυχρού μετώπου πάνω από ένα βουνό κωδωνοειδούς σχήματος. Κοντά στο έδαφος, η προσπίπτουσα ροή επιβραδύνεται λόγω του ορογραφικού εμποδισμού και της δημιουργίας ενός υψηλού μέσης κλίμακας, ενώ η ανώτερη ροή επιταχύνεται, έτσι ώστε το μέτωπο να κινείται ταχύτερα. Αυτή η ορογραφικώς επαγόμενη κατακόρυφη διάτμηση προκαλεί τελικά ανατροπή της μετωπικής επιφάνειας. Με τον τρόπο αυτό ο ψυχρός αέρας εφιππεύει στο θερμό αέρα, δημιουργώντας σωρειτοποιό αστάθεια και εμφυτευμένη ανοδική μεταφορά. Σχήμα 8.2. Διέλευση ενός ψυχρού μετώπου πάνω από ορεινό όγκο, όπως προβλέπεται από το μηχανισμό διαφορικής οριζόντιας μεταφοράς του Smith (1982). Η δεύτερη περίπτωση που εξετάζεται είναι αυτή κατά την οποία απουσιάζει η συνοπτική διαταραχή. Όταν ο αέρας που πνέει πάνω από ανώμαλη επιφάνεια είναι δυνητικά ασταθής, η ανύψωση που επάγεται από το ανάγλυφο μπορεί να οδηγήσει στην έκλυση της αστάθειας. Οι μηχανισμοί ορογραφικής διαμόρφωσης του υετού που σχετίζονται με τη συγκεκριμένη κατάσταση παρουσιάζονται στο Σχήμα 8.3. Κάθε κίνηση ανολίσθησης μπορεί να προκαλέσει ανοδική μεταφορά αν ο αέρας είναι αρκετά υγρός και ασταθής. Η δυνητική αστάθεια υποδηλώνει ότι η ισοδύναμη δυνητική θερμοκρασία στο πλανητικό οριακό στρώμα (PBL) είναι υψηλότερη από αυτήν πάνω από το PBL. Οι καταιγίδες εκδηλώνονται ανάμεσα στους πρόποδες και την κορυφή του βουνού, παρόλο που οι άκμονες ή οι περιοχές βροχόπτωσης που προκαλείται λόγω της ανοδικής μεταφοράς από τα ανώτερα επίπεδα μπορεί να είναι μετατοπισμένοι προς την υπήνεμη πλευρά (Σχήμα 8.3α). 135

147 Τοπογραφικώς επαγόμενες κινήσεις μπορούν να οδηγήσουν σε συμπύκνωση και έναυση της ανοδικής μεταφοράς στα προσήνεμα, αρκετά μακριά από την πλαγιά, πιθανώς κατά μήκος μιας οριακής επιφάνειας (θερμοκρασίας, υγρασίας ή ανέμου) που δημιουργήθηκε από την επίδραση του όρους (Σχήμα 8.3β). Η αποσταθεροποίηση μιας σχεδόν κορεσμένης, ασταθούς υπό συνθήκες, αέριας μάζας που οφείλεται στην ανύψωση στα προσήνεμα παρουσιάζεται στο Σχήμα 8.4. Τα ανώτερα αέρια δείγματα ανέρχονται ξηροαδιαβατικά, ελαττώνοντας την ευστάθεια της αέριας στήλης. Όταν ο μεγάλης κλίμακας άνεμος είναι ασθενής, ειδικά στα χαμηλά επίπεδα, τότε στο οριακό στρώμα αναπτύσσονται τοπογραφικώς επαγόμενες ροές λόγω διαφορών στην ημερήσια θέρμανση και τη νυχτερινή ψύξη, οι οποίες συγκλίνοντας στην κορυφή του βουνού μπορούν να οδηγήσουν σε ανάπτυξη καταιγίδων μέσα σε μια υπό συνθήκες ασταθή αέρια μάζα (Σχήμα 8.3γ). Όταν ευσταθής αέρας με χαμηλό αριθμό Froude συναντήσει ένα ορογραφικό εμπόδιο, τότε εξαναγκάζεται σε κίνηση γύρω από αυτό. Συνέπεια αυτής της απόκλισης της ροής γύρω από το βουνό είναι η σύγκλιση του αέρα στα υπήνεμα και η έναυση εκεί της ανοδικής μεταφοράς (Σχήμα 8.3δ). Σχήμα 8.3. Μηχανισμοί δημιουργίας ορογραφικού υετού: (α) έναυση της ανοδικής μεταφοράς λόγω ανολίσθησης στην πλαγιά, (β) έναυση της ανοδικής μεταφοράς στην προσήνεμη πλευρά, (γ) θερμική έναυση της ανοδικής μεταφοράς και (δ) έναυση της ανοδικής μεταφοράς στην υπήνεμη πλευρά (από Houze, 1993). Σχήμα 8.4. Το αέριο στρώμα μεταξύ του εδάφους και της ρευματογραμμής υφίσταται αποσταθεροποίηση, καθώς το δείγμα στα προσήνεμα ανυψώνεται από το Α στο Β (από Smith, 1979). Γενικά, ένα σωρειτόμορφο υετοφόρο σύστημα σχετίζεται με μια ατμόσφαιρα δυνητικά ή υπό συνθήκες ασταθή, ενώ σε μερικές περιπτώσεις σχετίζεται με τη συμμετρική αστάθεια που είναι υπεύθυνη για την κεκλιμένη ανοδική μεταφορά σε μια περιοχή με ισχυρή κατακόρυφη διάτμηση (Buzzi and Alberoni, 1992). Οι Braham and Dragnis (1960) διεξήγαγαν ένα επιχειρησιακό πείραμα στην Αριζόνα για την εξέταση των σωρειτόμορφων ορογραφικών νεφών που αποδίδονται 136

148 στις επιδράσεις του ορεογενούς εμποδισμού και της υπερυψωμένης πηγής θερμότητας (Orville, 1964; Silverman, 1960). Όταν ο εμποδισμός είναι ισχυρός, τότε το σωρειτόμορφο σύστημα μπορεί να διαδίδεται αντίθετα στη βασική ροή εξαναγκασμένο από τον ορεογενή εμποδισμό και το ρεύμα πυκνότητας (Σχήμα 8.5α). Από την άλλη πλευρά, όταν ο εμποδισμός είναι ασθενής, τότε το σύστημα, περνώντας πάνω από την κορυφή του βουνού, μπορεί να διαδοθεί στην υπήνεμη πλευρά του (Σχήμα 8.5β). Σχήμα 8.5. Ολικός (α) και μερικός (β) ορεογενής εμποδισμός (από Simpson, 1987). Ο Orville (1965a) κατόρθωσε να ανιχνεύσει τη δημιουργία σωρειτόμορφων νεφών με μια στερεο-φωτογραφική τεχνική, τη φωτογραμμετρία, καταλήγοντας στα εξής συμπεράσματα: (1) τα νέφη σχηματίζονται πάνω από τις κύριες οροσειρές, με τη βασική τους τοπογραφία σε συμφωνία με την τοπογραφία της οροσειράς, (2) οι περιβαλλοντικοί άνεμοι καθορίζουν τη θέση των νεφών ως προς την οροσειρά, (3) κατά τις ημέρες με αρκετά ισχυρούς ανέμους υπάρχουν ενδείξεις σχηματισμού των νεφών σε διατάξεις από υπήνεμα κύματα και (4) η ανάπτυξη μέσα στα κύματα είναι πιο έντονη και ανέρχεται σε μεγαλύτερα ύψη. Σωρειτόμορφα ορογραφικά συστήματα παρατήρησαν και οι Marwitz (1980) και Hill (1978) κατά τη διάρκεια επιχειρησιακών προγραμμάτων σποράς των νεφών στις δυτικές Η.Π.Α. Ο Hill αναφέρει μεταξύ άλλων ίσης έντασης ανοδική και καθοδική κίνηση στα συστήματα αυτά. Εξετάζεται στη συνέχεια λεπτομερέστερα η θερμικώς επαγόμενη ανοδική μεταφορά. Κατά τη διάρκεια της ημέρας, η ηλιακή ακτινοβολία θερμαίνει τις πλαγιές των βουνών, αυτή με τη σειρά της θερμαίνει τον παραεδάφιο αέρα και αυτός εξαναγκάζεται σε άνοδο. Η άνοδος όμως αυτή δεν είναι κατακόρυφη, όπως συμβαίνει με τις θερμοπομφόλυγες, αλλά η ροή αγκαλιάζει την πλαγιά καθώς ανολισθαίνει (Σχήμα 8.6). Όταν ο αέρας φτάσει στην κορυφή του βουνού, τότε αποχωρίζεται από το βουνό και συνεχίζει την άνοδό του κατακόρυφα, ενώ συχνά συνενώνεται με το ανοδικό ρεύμα από τη γειτονική πλαγιά. Αν στον αέρα υπάρχει αρκετή υγρασία, ακριβώς πάνω από την κορυφή του βουνού σχηματίζονται σωρείτες. Η διακεκομμένη γραμμή στο Σχήμα 8.6 είναι ένα σταθερό ύψος πάνω από το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα (ABL). Ακολουθώντας τη γραμμή από τα αριστερά προς τα δεξιά, οι δυνητικές θερμοκρασίες των 19οC είναι σταθερές ώσπου να πλησιάσουν την πλαγιά του βουνού, οπότε περνούν τους 20οC και φτάνουν τους 22οC. Καθώς ο θερμός αέρας προσπαθεί να ανέλθει, αφήνει κοντά στην πλαγιά ελαφρώς χαμηλότερη πίεση. Αυτό δημιουργεί μια οριζόντια βαροβαθμίδα, όπως φαίνεται αν ακολουθηθεί η διακεκομμένη γραμμή από τα αριστερά προς τα δεξιά. Αυτή η δύναμη βαροβαθμίδας έχει μια συνιστώσα προς το βουνό, η οποία συγκρατεί προς το βουνό τον ανερχόμενο θερμό αέρα (Stull, 2000). 137

149 Σχήμα 8.6. Αναβατικοί άνεμοι (στικτή περιοχή): (α) ισεντροπικές, (β) ισοβαρείς (από Stull, 2000). Μια άλλη επίδραση της ορογραφίας έχει σχέση με τον καναλισμό του αέρα μεταξύ δύο βουνών και αποτελεί εφαρμογή της εξίσωσης Bernoulli (για τη μονάδα μάζας και για ροή κατά μήκος μιας ρευματογραμμής): 1 2 P v + + gz = C B, 2 ρ στην οποία ο πρώτος όρος παριστάνει την κινητική ενέργεια, ο τρίτος τη δυναμική ενέργεια και ο δεύτερος το έργο που εκτελείται στον αέρα και έχει αποθηκευτεί ως πίεση. Το v παριστάνει τη συνολική ταχύτητα κατά μήκος της ρευματογραμμής, ενώ το CB αποτελεί τη σταθερά του Bernoulli κατά μήκος κάθε ρευματογραμμής. Αυτή η εξίσωση περιγράφει τη διατήρηση της ενέργειας κατά μήκος μιας ρευματογραμμής. Όταν ο άνεμος πλησιάζει ένα εμπόδιο (Σχήμα 8.7), ένα μεγάλο μέρος του ρέει γύρω από αυτό. Παρ' όλα αυτά, μια από τις ρευματογραμμές που χτυπούν στο εμπόδιο επιβραδύνεται από την αρχική της τιμή vs ως το 0. Το καταληκτικό σημείο λέγεται σημείο στασιμότητας. Η πίεση στο σημείο αυτό (η δυναμική πίεση, Pd) είναι υψηλότερη από αυτήν της ελεύθερης ροής (τη στατική πίεση, Ps) μακριά από το εμπόδιο. Η σχέση που συνδέει αυτές τις δυο πιέσεις είναι: ρ Pd = Ps + v s2. 2 Σχήμα 8.7. Σημείο στασιμότητας (α) και ροή διακένου (β) κατά τον καναλισμό (από Stull, 2000). Όταν λοιπόν ο άνεμος εξαναγκάζεται να διέλθει από ένα στενό άνοιγμα, όπως το διάκενο μεταξύ ορεινών όγκων, τότε επιταχύνεται για να διατηρηθεί η μάζα του 138

150 αέρα που ρέει. Αν μάλιστα υφίσταται μια ισχυρή θερμοκρασιακή αναστροφή που εμποδίζει τη μεταβολή του πάχους της ροής διαμέσου του διακένου, τότε από τη διατήρηση του όγκου του αέρα προκύπτει η σχέση: Ds vd = v, Dd s όπου D το πάχος της ροής. Ο δείκτης s αναφέρεται στη ροή του αέρα μακριά από το εμπόδιο και ο δείκτης d στη ροή στο στενότερο σημείο του διακένου μεταξύ των βουνών. Αν επομένως Dd < Ds, τότε vd > vs. Τέτοιοι ισχυροί άνεμοι αναφέρονται ως ροή διακένου. Από την εξίσωση Bernoulli στην περιοχή περιορισμού της ροής συνάγεται ότι εκεί όπου αυξάνεται η ταχύτητα ελαττώνεται η πίεση (Stull, 2000). Αυτό λέγεται φαινόμενο Venturi και η σχέση που συνδέει τη στατική και τη δυναμική πίεση γίνεται συναρτήσει του πάχους της ροής: Ds 2 ρ 2 Pd - Ps = vs [ 1 - ( ) ]. 2 Dd 8.3. ΟΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Το κύριο ορογραφικό χαρακτηριστικό στην περιοχή ενδιαφέροντος είναι η οροσειρά που βρίσκεται στα δυτικά της πεδιάδας της Κεντρικής Μακεδονίας, με διάταξη από βορρά προς νότο, και απαρτίζεται από τα επιμέρους όρη Βόρα, Βέρμιο και Πιέρια. Ορογραφικές καταιγίδες αναπτύσσονται όταν ο άνεμος (που συνήθως πνέει από δυτικές διευθύνσεις) εξαναγκάζει τον υγρό και ασταθή αέρα να ανολισθήσει στις δυτικές πλαγιές της οροσειράς. Με το μηχανισμό αυτό σχηματίζονται, στα υπήνεμα της οροσειράς, γραμμές αστάθειας που σχετίζονται με δυναμικούς αυλώνες πίεσης (Huschke, 1959) και με αξιοσημείωτη κυκλωνική διάτμηση στα χαμηλά επίπεδα. Ο σχηματισμός του δυναμικού αυτού αυλώνα μπορεί να εξηγηθεί είτε από τη θέρμανση λόγω αδιαβατικής συμπίεσης του κατερχόμενου αέρα στην υπήνεμη πλευρά, είτε από τη δημιουργία κυκλωνικής κυκλοφορίας (κυκλογένεση), η οποία προκαλείται από την οριζόντια σύγκλιση που σχετίζεται με την κατακόρυφη επέκταση των αερίων στηλών που κατολισθαίνουν στην υπήνεμη πλαγιά, δηλαδή την ανατολική. Σύμφωνα με τη θεωρία αυτή, καθώς ένα αέριο δείγμα ανολισθαίνει στις πλαγιές των οροσειρών με διάταξη βορρά-νότου, ο σχετικός στροβιλισμός του καθίσταται αρνητικός. Αν υποτεθεί ότι το μεγαλύτερο μέρος της μεταβολής αυτής γίνεται στο στροβιλισμό καμπυλότητας, το δείγμα υποβάλλεται σε αντικυκλωνική κυκλοφορία. Αφού το δείγμα διέλθει πάνω από το εμπόδιο και βρεθεί στην υπήνεμη πλευρά, η καμπυλότητα ελαττώνεται, όπως και το γεωγραφικό πλάτος. Συνεπώς, η παράμετρος Coriolis του απόλυτου στροβιλισμού ελαττώνεται, κάτι που αντισταθμίζει την ελάττωση της αντικυκλωνικής κυκλοφορίας. Με τη συνδυασμένη επίδραση της παραμέτρου Coriolis και του σχετικού στροβιλισμού, η καμπυλότητα καθίσταται τελικά κυκλωνική και το δείγμα στρέφεται προς βορρά. Έτσι, σχηματίζεται στα υπήνεμα ένας δυναμικός αυλώνας (Panofsky, 1956). Στην περιοχή ενδιαφέροντος οι καταιγίδες αέριας μάζας οφείλουν τη δημιουργία τους είτε στην ημερήσια θέρμανση, είτε στη σύγκλιση του πεδίου του ανέμου (Karacostas and Ganniaris-Papageorgiou, 1984). Οι καταιγίδες που οφείλονται σε σύγκλιση είναι πιο έντονες πάνω από το Θερμαϊκό Κόλπο τη νύχτα και νωρίς το πρωί, και υποβοηθούνται από την ακτινοβολία από τις κορυφές των νεφών, η οποία δρα ως παράγοντας αποσταθεροποίησης. Τέτοιες καταιγίδες οργανώνονται 139

151 πολλές φορές στα υπήνεμα των οροσειρών στα δυτικά της περιοχής μελέτης, υποβοηθούνται από την ημερήσια θέρμανση και διαδίδονται προς τα ανατολικά με την πηδαλιούχηση των κατώτερων τροποσφαιρικών ανέμων. Οι καταιγίδες που οφείλονται στη θέρμανση από κάτω εμφανίζονται σε ασθενές πεδίο ανέμου. Αναπτύσσονται κυρίως μέσα στην περιοχή ενδιαφέροντος τις απογευματινές ώρες. Τέτοιες καταιγίδες αναπτύσσονται επίσης στις παράκτιες περιοχές αργά το απόγευμα σε μικρή απόσταση από την ακτογραμμή πάνω από την ξηρά, όταν υγρός και δροσερός αέρας από τη θάλασσα κινείται πάνω από τη θερμότερη ξηρά. Αντίστροφά, τη νύχτα και νωρίς το πρωί ψυχρός χερσαίος αέρας κινείται πάνω από τα θερμά νερά του Θερμαϊκού και οι καταιγίδες αναπτύσσονται σε μικρή απόσταση από την ακτογραμμή, πάνω όμως από τη θάλασσα. Το φαινόμενο αυτό παρατηρείται με ιδιαίτερη ένταση το Σεπτέμβριο Η ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΑΣ Η θερμοκρασιακή αντίθεση μεταξύ της θάλασσας και της παρακείμενης ξηράς αποτελεί έναν από τους παράγοντες που καθορίζουν τις ευνοϊκές συνθήκες για την ανάπτυξη των καταιγίδων στην περιοχή ενδιαφέροντος. Μελέτη των Maheras and Balafoutis (1980) υποδηλώνει την επίδραση του Θερμαϊκού Κόλπου στο σχηματισμό σωρειτόμορφων νεφών και καταιγίδων. Από τον Απρίλιο ως το Σεπτέμβριο θαλάσσια αύρα σημειώνεται στη Θεσσαλονίκη σε συχνότητα 15-20% (Λιβαδάς, 1974), εισχωρεί km από την ακτή και φτάνει σε ύψος τα 500 m (Σαχσαμάνογλου, 1976; Helmis et al., 1997). Τα αίτια της θερμοκρασιακής αυτής διαφοράς είναι τα εξής: (1) το νερό της θάλασσας έχει σχεδόν τετραπλάσια θερμοχωρητικότητα από αυτήν του εδάφους και συνεπώς και ο αέρας πάνω από την ξηρά θερμαίνεται περισσότερο από ό,τι ο αέρας πάνω από τη θάλασσα, (2) η θέρμανση από τον ήλιο διεισδύει στη θάλασσα ως τα 10 μέτρα ή και περισσότερο, ενώ στο έδαφος ως το 1 μέτρο περίπου, (3) σημαντικό μέρος από την προσπίπτουσα στην επιφάνεια της θάλασσας ακτινοβολία-θερμότητα δεσμεύεται με την εξάτμιση σε μορφή λανθάνουσας θερμότητας από τους υδρατμούς και (4) ο όγκος του νερού που θερμαίνεται αυξάνεται περαιτέρω από τη φυσική κίνηση του νερού και τα ρεύματα μέσα σ' αυτό (Musk, 1989; Κασιμίδης, 2001). Το πρωί, με αίθριο καιρό και ασθενείς ανέμους, δεν υπάρχει βαροβαθμίδα μεταξύ θάλασσας και ξηράς και οι ισοβαρείς είναι οριζόντιες (Σχήμα 8.8α). Προς το μεσημέρι όμως, σημειώνεται διαστολή του αέρα πάνω από την ξηρά και συστολή του πάνω από τη θάλασσα, συνεπώς η πίεση πάνω από τη θάλασσα γίνεται μεγαλύτερη από ό,τι πάνω από την ξηρά. Ο ρυθμός ελάττωσης της πίεσης πάνω από τη θάλασσα είναι μεγαλύτερος, συνεπώς το πεδίο των ισοβαρών καθίσταται πυκνότερο πάνω από τη θάλασσα (Μακρογιάννης και Σαχσαμάνογλου, 1994). Αναπτύσσεται λοιπόν μια οριζόντια βαροβαθμίδα με φορά από τη θάλασσα προς την ξηρά με τυπική τιμή 1 hpa / 50 km (Σχήμα 8.8β). Ο άνεμος που πνέει λόγω της βαροβαθμίδας αυτής είναι η θαλάσσια αύρα, η οποία μπορεί να εισχωρεί ως 50 km μέσα στην ξηρά. Από κάποιο ύψος και πάνω (περίπου 1 km), η πίεση γίνεται μεγαλύτερη πάνω από την ξηρά, οπότε αντιστρέφεται η φορά της βαροβαθμίδας και ο αέρας αρχίζει να κινείται προς τη θάλασσα. Στο σημείο εκείνο έχουμε ανοδικές κινήσεις και δημιουργία σωρειτόμορφων νεφών, γιατί στην επιφάνεια σημειώνεται σύγκλιση (Robinson and Henderson-Sellers, 1999). Όταν ο αέρας φτάνει πάνω από τη θάλασσα γίνεται πυκνότερος και βυθίζεται. Έτσι κλείνει αυτός ο κύκλος αυτής της κυκλοφορίας (Σχήμα 8.9). 140

152 Εκτός από τη σύγκλιση που δημιουργείται, η θαλάσσια αύρα μεταφέρει προς την ξηρά σωματίδια NaCl, τα οποία αποτελούν γιγάντιους πυρήνες συμπύκνωσης που ευνοούν την επιτάχυνση του μηχανισμού συγκρούσεων-συνενώσεων για τη δημιουργία υετού. Τυπικές τιμές του ανέμου της θαλάσσιας αύρας είναι 2-4 m/s. Η εισχώρηση του ψυχρού θαλάσσιου αέρα πάνω από τη θερμή ξηρά δημιουργεί μια θερμοκρασιακή ασυνέχεια, η οποία λέγεται μέτωπο θαλάσσιας αύρας (Σχήμα 8.10). Η θαλάσσια αύρα της Θεσσαλονίκης έχει μελετηθεί παλιότερα (Helmis et al., 1997). Αυτή δεν αποτελεί γενεσιουργό αίτιο για καταιγίδες, αλλά δρα απλώς ως υποβοηθητικός μηχανισμός. Η επίδρασή της στο εσωτερικό της περιοχής μελέτης μπορεί να τεκμηριωθεί από τα στοιχεία δύο μετεωρολογικών ιστών του ΕΛ.Γ.Α., εγκατεστημένων στη Μελίκη Ημαθίας (17 km από τη θάλασσα) και στους Γαλατάδες Πέλλας (43 km από τη θάλασσα). Τα ανεμόμετρα στους δύο ιστούς βρίσκονται σε ύψος 15 μέτρων. Η θαλάσσια αύρα πνέει αρχικά από ΝΑ και μετά το μεσημέρι στρέφεται, πνέοντας από ΝΔ, με μικρότερη ένταση. Στη Μελίκη, η ΝΑ αύρα έχει ένταση m/s και πνέει για 4h, ενώ η ΝΔ έχει ένταση m/s και πνέει για 2h10', κατά μέσον όρο. Στους Γαλατάδες (όπου η ΝΔ αύρα δε φτάνει στο 40% περίπου των περιπτώσεων) η ΝΑ αύρα έχει ένταση m/s και πνέει για 4h30', ενώ η ΝΔ αύρα έχει ένταση m/s και πνέει για 1h30', κατά μέσον όρο. Η ταχύτητα προώθησης του μετώπου (V) ως προς το θερμό αέρα σχετίζεται με τη σχετική μεταβολή της πυκνότητας Δρ/ρ και το ύψος d στο οποίο φτάνει η Δρ κεφαλή του εισρέοντος αέρα και δίνεται από τη σχέση: V = C gd, ρ όπου το C έχει τιμή περίπου 2/3. Το V είναι το άθροισμα των ταχυτήτων στο θερμό και τον ψυχρό αέρα σε κάποια απόσταση από το μέτωπο: V = Uw + Uc. Το μέγιστο ανοδικό ρεύμα πάνω από τη μύτη του μετώπου είναι περίπου 0,7 V και η ανώτερη επιφάνεια αποκτά κυματώσεις λόγω ανάμιξης με τον υπερκείμενο θερμό αέρα, οι οποίες κινούνται ανάδρομα (Scorer, 1997). Σχήμα 8.8. Πεδίο ισοβαρών (α) το πρωί και (β) το μεσημέρι (από Musk, 1989). 141

153 Σχήμα 8.9. Κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας και ανάπτυξη σωρειτόμορφων νεφών (από Thompson, 1998). Σχήμα Μέτωπο θαλάσσιας αύρας (η θάλασσα στα δεξιά) (από Scorer, 1997) ΠΕΡΙΟΧΕΣ ΑΝΑΠΤΥΞΗΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΚΑΙ ΠΕΡΙΟΧΕΣ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗΣ Με βάση τα στοιχεία του ραντάρ και του καταγραφικού συστήματος που δίνει ακριβείς συντεταγμένες θέσης, εντοπίστηκαν οι γεωγραφικές συντεταγμένες των θέσεων ανάπτυξης των καταιγίδων, του πρώτου κυττάρου της κάθε ημέρας καταιγίδας, καθώς και των θέσεων των χαλαζοπτώσεων, οι οποίες δε βασίζονται αποκλειστικά στα χαλαζόμετρα τα οποία αποτελούν στην ουσία σημειακές μετρήσεις, αλλά γενικότερα στην κατακόρυφη δομή των καταιγίδων ακολουθώντας την κίνησή τους. Έτσι, σημειώνονται ως θέσεις χαλαζόπτωσης από μια καταιγίδα οι διαδοχικές εκείνες θέσεις έπειτα από κάθε ογκομετρική σάρωση γύρω από χτυπημένα χαλαζόμετρα, όπου η μέγιστη ανακλαστικότητα εμφανίζεται χαμηλά, κοντά στην επιφάνεια. Ακόμα, σε ορεινές περιοχές γύρω από την Α1, οι ενδείξεις του καταγραφικού συστήματος λαμβάνονται υπόψη για την εύρεση των θέσεων χαλαζόπτωσης, εκεί όπου υπάρχουν επιβεβαιωμένες αναφορές για χαλαζοπτώσεις. Οι θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας καταιγίδας (που παρουσιάζει ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 30 dbz πάνω από τη στάθμη των -5oC), οι θέσεις ανάπτυξης όλων των καταιγίδων και οι θέσεις χαλαζόπτωσης χαρτογραφήθηκαν για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας ξεχωριστά και παρουσιάζονται στα Σχήματα 8.11 ως

154 Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο CLOSED. Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο CUT. 143

155 Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο LW. Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο NW. 144

156 Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο SW. Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο SWT. 145

157 Σχήμα Θέσεις εμφάνισης του πρώτου κυττάρου της ημέρας (α), όλων των καταιγίδων (β) και θέσεις χαλαζοπτώσεων (γ) για το συνοπτικό τύπο ZONAL. 146

158 Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας CLOSED (Σχήμα 8.11), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται κυρίως πάνω από το όρος Πάικο και δευτερευόντως στη δυτική πλευρά της Α1. Η επίδραση της ορογραφίας είναι εμφανής. Οι καταιγίδες των ημερών αυτών αναπτύσσονται κατά προτίμηση πάνω από τα όρη Πάικο και Κρούσια και στα υπήνεμα του Βερμίου λόγω σύγκλισης. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται στα υπήνεμα του Βερμίου, στα προσήνεμα των Κρουσίων και στο οροπέδιο της Αριδαίας. Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας CUT (Σχήμα 8.12), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται πάνω από τα όρη Βέρμιο και Πάικο, καθώς και πάνω από τη λίμνη του Αλιάκμονα, η οποία φαίνεται να παίζει σημαντικό ρόλο για τον εμπλουτισμό της σχετικά στάσιμης αέριας μάζας σε υγρασία. Οι καταιγίδες των ημερών αυτών αναπτύσσονται κατά προτίμηση πάνω από το Βέρμιο, το Πάικο, τη λίμνη Αλιάκμονα, καθώς και στις πεδινές περιοχές του κάμπου της κεντρικής Μακεδονίας. Με την πάροδο της ημέρας γίνεται εμφανής η επίδραση της θαλάσσιας αύρας τόσο στη σύγκλιση όσο και στη συνεισφορά σε υγρασία. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται κυρίως πάνω από το Πάικο από ορογραφικά κύτταρα και στις δυτικές και νότιες πεδινές περιοχές της Α1, με σποραδικό χαρακτήρα. Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας LW (Σχήμα 8.13), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται κυρίως πάνω από το Πάικο, στο οροπέδιο της Αριδαίας και στα προσήνεμα του Βερμίου (δυτικά), πιθανώς λόγω ανολίσθησης. Η επίδραση της ορογραφίας είναι εμφανής στην ανάπτυξη του συνόλου των καταιγίδων που σημειώνεται πάνω από όλα τα όρη που περιβάλλουν τις πεδινές περιοχές. Καταιγίδες αναπτύσσονται επίσης και πάνω από την πεδιάδα, πιθανότατα λόγω σύγκλισης στα όρια της εκροής του αέρα από προηγηθείσες καταιγίδες, οι οποίες είναι αρκετές σε πλήθος κατά τις ημέρες αυτές. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται σε όλα τα ορεινά στα βόρεια της περιοχής μελέτης, στα νότια πεδινά (Ημαθία) και στα πεδινά της Πιερίας. Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας ΝW (Σχήμα 8.14), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται πάνω από το όρος Βόρας λόγω της ορογραφικής ανύψωσης και πάνω από τις πεδινές περιοχές. Το πρώτο κύτταρο της ημέρας εμφανίζεται με τον τύπο αυτό κυρίως τις μεταμεσημβρινές ώρες και για το λόγο αυτό πρέπει η θαλάσσια αύρα να συνεισφέρει στον εμπλουτισμό της ξηρής μάζας σε υγρασία, καθώς και στη σύγκλιση της ροής. Παρόμοια συμπεριφορά παρουσιάζει και η θέση εμφάνισης όλων των καταιγίδων. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται στα ορεινά κατά μήκος της οροσειράς Βόρα-Βερμίου-Πιερίων σύμφωνα με τη ροή, ενώ και στα πεδινά σημειώνονται σποραδικού χαρακτήρα χαλαζοπτώσεις χωρίς προτιμητέα περιοχή. Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας SW (Σχήμα 8.15), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται στο ανατολικό Πάικο, δηλαδή στην προσήλια πλευρά του, καθώς και στη δυτική πλευρά της Α1, όπου πιθανότατα η ανάπτυξη οφείλεται στην υπερπήδηση του Βερμίου κατά τη ροή από τα νοτιοδυτικά, στον καναλισμό του αέρα μεταξύ Βερμίου και Πιερίων και στον εμπλουτισμό της αέριας μάζας σε υγρασία κατά τη διέλευσή της πάνω από τη λίμνη Αλιάκμονα. Η διάδοση των καταιγίδων στα πεδινά και η ανάπτυξη νέων μέσα στην Α1 οφείλεται στη σύγκλιση του αέρα στα όρια συνάντησης των ριπαίων μετώπων προηγηθεισών καταιγίδων. Τέλος, όσον αφορά τις χαλαζοπτώσεις, αυτές καλύπτουν σχεδόν ολόκληρη την περιοχή μελέτης, κάτι που οφείλεται στο μεγάλο πλήθος των καταιγίδων που σημειώνονται με τον τύπο αυτό, στη μεγάλη απόσταση που διανύουν και στη μεγάλη διάρκεια των χαλαζοπτώσεων. 147

159 Κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας SWΤ (Σχήμα 8.16), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται πάνω από τα όρη Βέρμιο και Πάικο και στο βορειοδυτικό τμήμα της Α1, πιθανότατα λόγω καναλισμού του αέρα μεταξύ Βόρα και Βερμίου και στον εμπλουτισμό της αέριας μάζας σε υγρασία από τη λίμνη Βεγορίτιδα. Στη συνέχεια, καταιγίδες αναπτύσσονται σε όλο σχεδόν το δυτικό τμήμα της πεδινής περιοχής της Α1 λόγω σύγκλισης στα υπήνεμα της ροής. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται στις ορεινές περιοχές του Πάικου και των Πιερίων, καθώς και στα πεδινά, από τα υπήνεμα του Βερμίου και προς τα ανατολικά σχεδόν σε ευθύγραμμη διάταξη. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται επίσης και στο στόμιο του οροπεδίου της Αριδαίας. Τέλος, κατά την επικράτηση του τύπου κυκλοφορίας ZONAL (Σχήμα 8.17), το πρώτο κύτταρο των ημερών καταιγίδας εμφανίζεται κυρίως στα υπήνεμα του Βερμίου που έχει διάταξη κάθετη στην επικρατούσα ροή, ενώ από το σύνολο των καταιγίδων ως ευνοϊκότερες θέσεις ανάπτυξης παρουσιάζονται οι περιοχές μεταξύ Βόρα και Βερμίου λόγω καναλισμού και γύρω από τη λίμνη Αλιάκμονα. Χαλαζοπτώσεις σημειώνονται στα υπήνεμα Βερμίου και Πάικου, καθώς και στο οροπέδιο της Αριδαίας, ενώ στα πεδινά τμήματα η χαλαζόπτωση είναι σπάνια. Τοποθετώντας το σύνολο των χαλαζοπτώσεων πάνω σε ένα γεωφυσικό χάρτη υποβάθρου, είναι δυνατό να εντοπιστούν οι περιοχές οι πιο ευεπίφορες σε χαλαζοπτώσεις από τη συχνότητα με την οποία πλήττονται. Με βάση λοιπόν το σύστημα GIS που χρησιμοποιήθηκε, κατασκευάστηκε το Σχήμα Σχήμα Συχνότητα εμφάνισης χαλαζοπτώσεων στην περιοχή μελέτης. 148

160 Οι περιοχές μεταξύ των μαύρων και πράσινων ισοπληθών έχουν πληγεί μία φορά κατά την εξεταζόμενη περίοδο, οι περιοχές μεταξύ πράσινων και κόκκινων ισοπληθών δύο φορές, οι περιοχές με κόκκινο χρώμα τρεις φορές, οι περιοχές με κίτρινο τέσσερις και οι περιοχές με γαλάζιο χρώμα πέντε φορές. Εκτός από τα αναμενόμενα σχετικά μέγιστα που είναι σε συμφωνία με την υποκείμενη ορογραφία και σχετίζονται με ορογραφικές, κυρίως στάσιμες καταιγίδες, ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζουν τα απόλυτα μέγιστα που σημειώνονται στις πεδινές περιοχές, στα δυτικά-νοτιοδυτικά, δηλαδή στα υπήνεμα του Βερμίου και των Πιερίων. Αξιοσημείωτη επίσης είναι η συχνότητα των χαλαζοπτώσεων στο οροπέδιο της Αριδαίας. 8.6 ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΖΩΝΩΝ ΧΑΛΑΖΟΠΤΩΣΗΣ Οι ζώνες χαλαζόπτωσης χαρτογραφήθηκαν έτσι ώστε να γίνει δυνατός ο προσδιορισμός των χωρικών χαρακτηριστικών τους. Η ζώνη κάθε χαλαζοκαταιγίδας αποτυπώθηκε στο χάρτη υποβάθρου με διαφορετικό χρώμα ώστε να είναι εμφανώς διακριτές. Ένα τέτοιο παράδειγμα απεικόνισης φαίνεται στο Σχήμα Σχήμα Απεικόνιση ζωνών χαλαζόπτωσης από διαφορετικές χαλαζοκαταιγίδες. Το Σχήμα 8.20 δείχνει την κατανομή του αριθμού των ζωνών χαλαζόπτωσης για κάθε ημέρα χαλαζιού. Το πλήθος αυτών των ζωνών κυμαίνεται από μία ως 13 (ακραία περίπτωση) ανά ημέρα. Διαπιστώνεται ότι στο 40% περίπου των ημερών εμφανίζεται μία μόνο ζώνη χαλαζιού. Το αποτέλεσμα αυτό είναι παραπλήσιο με αυτό που έχει βρεθεί για την ίδια περίπου περιοχή αλλά για μια προγενέστερη περίοδο ( ) (Σπανός και Φόρης, 2000), πράγμα που σημαίνει ότι αποτελεί κλιματολογικό στοιχείο της περιοχής μελέτης. Ακόμα, το πλήθος των ζωνών αυτών αποτελεί και ένα μέτρο του συνολικού αριθμού των καταιγίδων που επηρεάζουν την περιοχή της μελέτης για κάθε ημέρα καταιγίδας. Ακολούθως, εξετάζονται οι διαστάσεις των ζωνών χαλαζόπτωσης, δηλαδή μήκος και πλάτος ή μεγάλος και μικρός άξονας, με το σχήμα της ζώνης να θεωρείται γενικά ελλειπτικό. Οι διαστάσεις παρουσιάζονται στα Σχήματα 8.21 και

161 % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ >10 ΑΡΙΘΜΟΣ ΖΩΝΩΝ ΧΑΛΑΖΙΟΥ ΑΝΑ ΗΜΕΡΑ Σχήμα Κατανομή του πλήθους των ζωνών χαλαζόπτωσης ανά ημέρα καταιγίδας. % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ , , , ,1-50 >50 ΜΗΚΟΣ (km ) Σχήμα Κατανομή του μήκους των ζωνών χαλαζιού. % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ , ,1-15 >15 ΠΛΑΤΟΣ (km ) Σχήμα Κατανομή του πλάτους των ζωνών χαλαζιού. Στη μεγάλη τους πλειοψηφία, οι χαλαζοκαταιγίδες παράγουν μια ζώνη χαλαζιού με μήκος ως 10 km (Σχήμα 8.21). Αυτό βρίσκεται σε συμφωνία με τη μέση διάρκεια των χαλαζοπτώσεων που είναι περίπου 15 min, αν ληφθεί υπόψη και η μέση 150

162 ταχύτητά τους που είναι γύρω στα 20 km/h. Το αποτέλεσμα υποδηλώνει επίσης την επικράτηση των μονοκυτταρικών καταιγίδων. Στη μεγάλη τους πλειοψηφία, οι χαλαζοκαταιγίδες παράγουν μια ζώνη χαλαζιού με πλάτος ως 5 km (Σχήμα 8.22). Και αυτό το αποτέλεσμα υποδηλώνει επικράτηση των μονοκυτταρικών καταιγίδων, με το όριο των 5 km να αποτελεί μια τυπική διάσταση μεμονωμένου ανοδικού ρεύματος. Στο Σχήμα 8.23 παρουσιάζεται ο προσανατολισμός των ζωνών χαλαζιού. Ως τέτοια λαμβάνεται ο προσανατολισμός του μεγάλου άξονα της ζώνης. Η διεύθυνση του πρωτεύοντα άξονα θεωρείται ότι αποτυπώνει τη συνισταμένη της κίνησης και της διάδοσης των καταιγίδων. Οι μεγαλύτερες συχνότητες παρατηρούνται σε επεισόδια με ΝΔ-ΒΑ διεύθυνση και ακολουθούνται από αυτά με ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση. Στην πρώτη κατηγορία ανήκουν κυρίως περιπτώσεις που εμφανίζονται με νοτιοδυτικό ρεύμα, με το συνοπτικό δηλαδή τύπο που εμφανίζει το μεγαλύτερο πλήθος καταιγίδων. Μια βαθύτερη ανάλυση δείχνει ότι τα μεγαλύτερα μήκη εμφανίζονται με βορειοδυτικό ρεύμα. Μια τέτοια περίπτωση αποτελεί η εμφάνιση υπερκαταιγίδας που παρήγαγε μια ζώνη χαλαζιού μήκους 145 km (και πλάτους 20 km), κυρίως εκτός της περιοχής ενδιαφέροντος (Φόρης, 1998). % ΣΧ.ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΝΔ-ΒΑ Β-Ν ΒΔ-ΝΑ Δ-Α ΠΡΟΣΑΝΑΤΟΛΙΣΜΟΣ Σχήμα Προσανατολισμός των ζωνών χαλαζιού στις κύριες διευθύνσεις. Ακολούθως, εξετάζονται το μέσο μήκος και πλάτος των ζωνών χαλαζόπτωσης για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Τόσο οι πιο επιμήκεις όσο και οι πιο πλατιές ζώνες, παράγονται από τις καταιγίδες των τύπων NW και SW, που αποτελούν και τις επικρατούσες διευθύνσεις των ζωνών (Σχήματα 8.24 και 8.25). 151

163 ΜΕΣΟ ΜΗΚΟΣ (km) SW LW NW CLOSED SWT CUT ZONAL ΤΥΠΟΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Μέσο μήκος ζωνών χαλαζόπτωσης, για κάθε τύπο κυκλοφορίας. ΜΕΣΟ ΠΛΑΤΟΣ (km) LW SW CLOSED CUT ZONAL NW SWT ΤΥΠΟΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Μέσο πλάτος ζωνών χαλαζόπτωσης, για κάθε τύπο κυκλοφορίας. Το διάγραμμα διασποράς του Σχήματος 8.26 αποτελεί μια κατηγοριοποίηση με βάση τη μορφή των ζωνών χαλαζόπτωσης που εκφράζεται από την εκκεντρότητα της έλλειψης, δηλαδή από το λόγο του κύριου προς το δευτερεύοντα άξονα. Η τιμή της εκκεντρότητας, που στο σχήμα αντιπροσωπεύει την κλίση της ευθείας, χαρακτηρίζει τις ζώνες ως κυκλικές, ελλειψοειδείς και επιμήκεις. Από το σχήμα φαίνεται ότι υφίσταται ένας αρκετά σαφής διαχωρισμός μεταξύ των τριών κατηγοριών. Επειδή το μήκος του πρωτεύοντα άξονα σχετίζεται με το χρόνο ζωής των καταιγίδων, συνάγεται ότι οι σχεδόν κυκλικές ζώνες προέρχονται από βραχύβιες καταιγίδες, οι ελλειψοειδείς από συμπλέγματα μακρόβιων καταιγίδων και οι επιμήκεις από μεμονωμένες μακρόβιες καταιγίδες. 152

164 ΔΕΥΤΕΡΕΥΩΝ ΑΞΟΝΑΣ (km) ΚΥΚΛΙΚΕΣ (ε<3) 15 ΕΛΛΕΙΨΟΕΙΔΕΙΣ (3=<ε<6) 10 5 ΕΠΙΜΗΚΕΙΣ (ε>=6) 0 Γραμμική (ΕΛΛΕΙΨΟΕΙΔΕΙΣ ΠΡΩΤΕΥΩΝ ΑΞΟΝΑΣ (km) (3=<ε<6)) Γραμμική Σχήμα Διάγραμμα διασποράς της εκκεντρότητας των ζωνών χαλαζόπτωσης. (ΚΥΚΛΙΚΕΣ (ε<3)) ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 200 Γραμμική (ΕΠΙΜΗΚΕΙΣ Η τοπογραφία αποτελεί σημαντικό παράγοντα για (ε>=6)) την ανάπτυξη των χαλαζοκαταιγίδων που δημιουργούνται είτε με ελεύθερη είτε με εξαναγκασμένη ανοδική μεταφορά. Τα κυριότερα συμπεράσματα από την εξέταση των θέσεων ανάπτυξης των καταιγίδων και του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου των ημερών καταιγίδας, καθώς και των θέσεων των χαλαζοπτώσεων, έχουν ως εξής: Η ανάπτυξη καταιγίδων λόγω του ορογραφικού αιτίου ευνοείται από την οροσειρά Βόρα-Βέρμιου-Πιερίων με διάταξη βορρά-νότου, ιδίως όταν το ρεύμα είναι δυτικό και προκαλείται ανολίσθηση στις δυτικές πλαγιές των βουνών. Η ανάπτυξη καταιγίδων στα υπήνεμα της οροσειράς αυτής συμβαίνει λόγω οριζόντιας σύγκλισης και της δημιουργίας δυναμικού αυλώνα στα ανατολικά της οροσειράς. Η κλίση, ο προσανατολισμός σε σχέση με την επικρατούσα ροή και η έκθεση στην ηλιακή ακτινοβολία παίζουν σημαντικό ρόλο στο χρόνο εκδήλωσης του πρώτου κυττάρου της ημέρας. Ο καναλισμός του αέρα μεταξύ Βόρα-Βερμίου και Βόρα-Πάικου ευνοεί την εκδήλωση καταιγίδων, ιδιαίτερα στα όρια του οροπεδίου της Αριδαίας. Σημαντικό στοιχείο για τον εμπλουτισμό των αερίων μαζών σε υγρασία παίζουν η λίμνη Βεγορίτιδα με δυτική ροή και ιδιαίτερα η τεχνητή λίμνη Αλιάκμονα με νοτιοδυτική ροή. Η θαλάσσια αύρα παίζει καθοριστικό ρόλο στον εμπλουτισμό των αερίων μαζών σε υγρασία και στην οριζόντια επιφανειακή σύγκλιση, συνεπώς και στην ανύψωση κατά τις μεσημβρινές και πρώτες απογευματινές ώρες. Η επίδραση των θερμών υδάτων του Θερμαϊκού Κόλπου ευνοεί την ανάπτυξη σωρειτόμορφων νεφών νωρίς το πρωί σε συνθήκες ασθενούς ανέμου. Υποβοηθητικός παράγοντας είναι η αποσταθεροποίηση λόγω ακτινοβολίας από τις κορυφές των νεφών. Η εκπομπή ακτινοβολίας από την κορυφή ενός προϋπάρχοντος νέφους έχει ως αποτέλεσμα την ψύξη της κορυφής, η οποία καθίσταται ψυχρότερη από τη βάση του νέφους. Έτσι δημιουργούνται συνθήκες 153

165 αστάθειας. Η κατάσταση αυτή αντικατοπτρίζεται στο τοπικό μέγιστο που παρατηρείται στις 05 UTC (Σχήμα 7.1). Χαλαζοπτώσεις λόγω σχεδόν στάσιμων ορογραφικών καταιγίδων σημειώνονται πάνω από όλους τους ορεινούς όγκους. Ελάχιστες έως μηδενικές χαλαζοπτώσεις παρατηρούνται στις παράκτιες περιοχές της Πιερίας και στις εκβολές των ποταμών Αξιού-Λουδία-Αλιάκμονα. Ένα τοπικό μέγιστο χαλαζοπτώσεων σημειώνεται στο οροπέδιο της Αριδαίας που οφείλεται στη μορφολογία του εδάφους. Τα μέγιστα των χαλαζοπτώσεων παρατηρούνται στις πεδινές περιοχές της Κεντρικής Μακεδονίας σε μια ζώνη που ξεκινάει από τα υπήνεμα του Βερμίου και διευθύνεται με έναν κλάδο προς τα νοτιοανατολικά και με έναν άλλο κλάδο προς τα ανατολικά. Γενικά, οι καταιγίδες δημιουργούνται στις ορεινές περιοχές, και αφού κινηθούν πάνω από την πεδιάδα της Κεντρικής Μακεδονίας, προκαλούν χαλαζοπτώσεις στις περιοχές χαμηλού υψομέτρου. Στο 60% περίπου των ημερών χαλαζιού παρατηρούνται μία ως δύο ζώνες χαλαζόπτωσης, ενώ σε σπάνιες ακραίες περιπτώσεις μπορούν να σημειωθούν ακόμα και περισσότερες από 10 τέτοιες ζώνες. Το επικρατέστερο μήκος των ζωνών χαλαζόπτωσης είναι ως 10 km και το πλάτος ως 5 km, κάτι που υποδηλώνει την επικράτηση κυρίως μονοκυτταρικών καταιγίδων. Οι επικρατέστεροι προσανατολισμοί των ζωνών χαλαζόπτωσης είναι ΝΔ-ΒΑ (περίπου 40%) και ΒΔ-ΝΑ (περίπου 30%), κάτι που αποτυπώνει και τη διεύθυνση κίνησης των καταιγίδων. Τρεις κατηγορίες σχήματος των ζωνών χαλαζόπτωσης μπορούν να διακριθούν αρκετά καλά, με βάση την εκκεντρότητά τους: οι σχεδόν κυκλικές που προέρχονται από βραχύβιες χαλαζοκαταιγίδες, οι ελλειψοειδείς που οφείλονται σε συμπλέγματα μακρόβιων καταιγίδων και οι επιμήκεις που οφείλονται σε μεμονωμένες μακρόβιες καταιγίδες. 154

166 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 9 ο ΦΥΣΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ

167 9.1. ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΤΟ ΡΑΝΤΑΡ Ο χαρακτήρας των καταιγίδων, αν δηλαδή θα εξελιχτούν σε χαλαζοκαταιγίδες ή θα δώσουν μόνο βροχή, αποτέλεσε για σειρά ετών αντικείμενο έρευνας που βασιζόταν σε δεδομένα ραντάρ. Ερευνητικές ομάδες στην πρώην ΕΣΣΔ (Sulakvelidze et al., 1967; Sulakvelidze, 1968; Voronov and Gaivoronskii, 1969; Salman et al., 1969; Antonov and Medaliev, 1969) κατέληξαν σε εμπειρικά σχήματα, με τα οποία η παρουσία χαλαζιού σχετιζόταν με την ένταση των ηχώ και την κατακόρυφη έκτασή τους. Παραπλήσιες σχέσεις βρέθηκαν και από άλλους ερευνητές (Donaldson, 1958; Cook, 1958; Douglas and Hitschfeld, 1958; Pell, 1969). Αρχικά εξετάζονται οι κατανομές της ανακλαστικότητας και του ύψους κορυφής των καταιγίδων που έδωσαν χαλάζι σε σύγκριση με αυτών που δεν έδωσαν χαλάζι στο έδαφος. Στη συνέχεια, μελετάται ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας και του μέγιστου ύψους κορυφής ανάλογα με τον τύπο των καταιγίδων, καθώς και η κατανομή άλλων χαρακτηριστικών (όγκος, επιφάνεια, κτλ.). Τα χαρακτηριστικά αυτά μελετώνται και σε σχέση με το συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας ΑΝΑΚΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΥΨΟΣ ΚΟΡΥΦΗΣ Οι κατανομές της μέγιστης ανακλαστικότητας εξετάστηκαν για τα κύτταρα που δεν υπέστησαν σπορά και έγινε σύγκριση μεταξύ αυτών που έδωσαν και αυτών που δεν έδωσαν χαλάζι στο έδαφος. Ως κατώφλι για την αναγνώριση ενός σωρειτόμορφου κυττάρου θεωρείται η ύπαρξη ανακλαστικότητας μεγαλύτερης από 30 dbz πάνω από τους -5 o C, τιμή διεθνώς παραδεκτή (Smyth and Illingworth, 1998). Οι κατανομές αυτές φαίνονται στο Σχήμα 9.1. Το μέγιστο της κατανομής της μέγιστης ανακλαστικότητας των καταιγίδων που δεν έδωσαν χαλάζι, βρίσκεται στα dbz, ενώ των χαλαζοκαταιγίδων, στα dbz. Προγενέστερη μελέτη (Thompson, 1991) αναφέρει ότι η εμφάνιση κυττάρων με ανακλαστικότητα ίση ή μεγαλύτερη από 45 dbz σχετίζεται με μεγάλη πιθανότητα με την παρουσία χαλαζιού. Παραπλήσιο αποτέλεσμα προκύπτει και από την κατανομή της μέγιστης ανακλαστικότητας μόνο των χαλαζοκαταιγίδων. Αν όμως εξεταστεί το σύνολο των καταιγίδων, τότε η πιθανότητα αυτή είναι μόλις 53.2%. Αν ως όριο ληφθούν τα 50 dbz η πιθανότητα για χαλάζι είναι 61.2%, ενώ αν ληφθούν τα 59 dbz η πιθανότητα γίνεται 82,5%. Αντίστοιχα, η πιθανότητα να μην εμφανιστεί χαλάζι στο έδαφος με ανακλαστικότητα μικρότερη από 44 dbz είναι 76.6%. Στη συνέχεια, εξετάζεται η κατανομή του μέγιστου ύψους κορυφής για όλες τις προαναφερθείσες καταιγίδες. Το μέγιστο της κατανομής του ύψους αυτού για τις καταιγίδες που δεν έδωσαν χαλάζι στο έδαφος βρίσκεται στα 8-9 km, ενώ για τις χαλαζοκαταιγίδες στα km (Σχήμα 9.2). Η πιθανότητα εμφάνισης χαλαζιού στο έδαφος για κορυφή ψηλότερη από 10 km είναι ίση με 62.3% και για 12 km είναι ίση με 78.8%. Αντίστοιχα, η πιθανότητα να μην εμφανιστεί χαλάζι με μέγιστο ύψος κορυφής ίσο ή μικρότερο από 8.5 km είναι 83.3%. Συμπερασματικά, για να έχουμε χαλάζι με μεγάλη πιθανότητα (περίπου 80%) πρέπει η μέγιστη ανακλαστικότητα των καταιγίδων να υπερβαίνει τα 58 dbz και η μέγιστη κορυφή το ύψος των 12 km, ενώ για να μην εμφανιστεί χαλάζι στο έδαφος με την ίδια πιθανότητα, η μέγιστη ανακλαστικότητα δεν πρέπει να υπερβαίνει τα 44 dbz και η μέγιστη κορυφή το ύψος των 8.5 km. 156

168 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΜΕΓΙΣΤΗ ΑΝΑΚΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑ (dbz) Σχήμα 9.1. Κατανομή της μέγιστης ανακλαστικότητας για καταιγίδες που έδωσαν ή δεν έδωσαν χαλάζι στο έδαφος. 25 % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΜΕΓΙΣΤΟ ΥΨΟΣ ΚΟΡΥΦΗΣ (km) Σχήμα 9.2. Κατανομή του μέγιστου ύψους κορυφής για καταιγίδες που έδωσαν ή δεν έδωσαν χαλάζι στο έδαφος. Στη συνέχεια, εξετάζεται ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας για καταιγίδες που δεν έδωσαν χαλάζι και για χαλαζοκαταιγίδες. Γίνεται επίσης διαχωρισμός μεταξύ μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων. Ως χρονική στιγμή μηδέν λαμβάνεται ο χρόνος της πρώτης εμφάνισης ηχώς 30 dbz. Οι κατανομές αυτές εμφανίζονται στο Σχήμα 9.3. Για τις καταιγίδες που δε δίνουν χαλάζι, ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας παρουσιάζει μέγιστο ως τα 10 min για τις μονοκυτταρικές και 30 min για τις πολυκυτταρικές. Αντίστοιχα, για τις χαλαζοκαταιγίδες, το κύριο μέγιστο παρουσιάζεται στα πρώτα 10 min και ένα δευτερεύον μέγιστο στα 30 min για τις μονοκυτταρικές, ενώ για τις πολυκυτταρικές το κύριο μέγιστο στα 30 min, το δευτερεύον στα 60 min, ενώ εμφανίζεται ένα ακόμα τοπικό μέγιστο στα 100 min. Τα μέγιστα των πολυκυτταρικών σχετίζονται με το χρόνο ζωής των αυτοτελών κυττάρων που τις απαρτίζουν. Αξίζει να σημειωθεί ότι οι γραμμές λαίλαπας εμφανίζουν τη μέγιστη ανακλαστικότητα στα min και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες στα min. 157

169 Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ ÑÏ Í Ï Ó (min) ÑÏ Í Ï Ó (min) Σχήμα 9.3. Χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας για καταιγίδες χωρίς χαλάζι (αριστερά) και για χαλαζοκαταιγίδες (δεξιά). Παρόμοιες κατανομές για το μέγιστο ύψος κορυφής παρουσιάζονται στο Σχήμα 9.4. Για τις καταιγίδες που δε δίνουν χαλάζι, ο χρόνος εμφάνισης του μέγιστου ύψους κορυφής παρουσιάζει μέγιστο ως τα 10 min για τις μονοκυτταρικές και 30 min για τις πολυκυτταρικές. Αντίστοιχα, για τις χαλαζοκαταιγίδες, το κύριο μέγιστο παρουσιάζεται στα πρώτα 10 min και ένα δευτερεύον μέγιστο στα 30 min για τις μονοκυτταρικές, ενώ για τις πολυκυτταρικές το κύριο μέγιστο στα min και το δευτερεύον στα min. Σημειώνεται ότι οι γραμμές λαίλαπας εμφανίζουν τη μέγιστη κορυφή στα min και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες στα min. Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ ÑÏ Í Ï Ó (min) ÑÏ Í Ï Ó (min) Σχήμα 9.4. Χρόνος εμφάνισης του μέγιστου ύψους κορυφής για καταιγίδες χωρίς χαλάζι (αριστερά) και για χαλαζοκαταιγίδες (δεξιά). Ακολούθως, εξετάζεται ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας ως ποσοστό του χρόνου ζωής των καταιγίδων. Οι κατανομές για καταιγίδες χωρίς χαλάζι και για χαλαζοκαταιγίδες φαίνονται στο Σχήμα 9.5. Για τις καταιγίδες που δε δίνουν χαλάζι, ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας παρουσιάζει μέγιστο στο 40% του χρόνου ζωής για τις μονοκυτταρικές και στα 30% (κύριο) και 50% (δευτερεύον) για τις πολυκυτταρικές. Αντίστοιχα, για τις χαλαζοκαταιγίδες, το κύριο μέγιστο παρουσιάζεται στο 50% και δευτερεύοντα μέγιστα στα 40% και 30% για τις μονοκυτταρικές, ενώ για τις πολυκυτταρικές το μέγιστο εμφανίζεται στο 40%. 158

170 Σημειώνεται ότι οι γραμμές λαίλαπας εμφανίζουν τη μέγιστη ανακλαστικότητα στο 30-50% και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες στο 30-65% του χρόνου ζωής τους. Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ ÐÏ ÓÏ ÓÔÏ (%) ÔÏ Õ ÑÏ Í Ï Õ ÆÙÇÓ ÐÏ ÓÏ ÓÔÏ (%) ÔÏ Õ ÑÏ Í Ï Õ ÆÙÇÓ Σχήμα 9.5. Χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας ως ποσοστό (%) του χρόνου ζωής για καταιγίδες χωρίς χαλάζι (αριστερά) και για χαλαζοκαταιγίδες (δεξιά). Παρόμοιες κατανομές για το μέγιστο ύψος κορυφής παρουσιάζονται στο Σχήμα 9.6. Για τις καταιγίδες που δε δίνουν χαλάζι, ο χρόνος εμφάνισης του μέγιστου ύψους κορυφής παρουσιάζει μέγιστο στο 30% για τις μονοκυτταρικές και στο 30% (κύριο) και 70% (δευτερεύον) για τις πολυκυτταρικές. Αντίστοιχα, για τις χαλαζοκαταιγίδες, το μέγιστο παρουσιάζεται στο 50% για τις μονοκυτταρικές, και στο 60% για τις πολυκυτταρικές. Σημειώνεται ότι οι γραμμές λαίλαπας εμφανίζουν τη μέγιστη κορυφή στο 30-80% και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες στο 60-65% του χρόνου ζωής τους. Ì Ï Í Ï ÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ÐÏ ËÕÊÕÔÔÁÑÉÊÅÓ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % Ó. ÓÕ Í Ï ÔÇÔÁ ÐÏ ÓÏ ÓÔÏ (%) ÔÏ Õ ÑÏ Í Ï Õ ÆÙÇÓ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΠΟΣΟΣΤΟ (%) ΤΟΥ ΧΡΟΝΟΥ ΖΩΗΣ Σχήμα 9.6. Χρόνος εμφάνισης της μέγιστης κορυφής ως ποσοστό (%) του χρόνου ζωής για καταιγίδες χωρίς χαλάζι (αριστερά) και για χαλαζοκαταιγίδες (δεξιά). Εξετάζεται, τέλος, ποιο από τα δύο, η μέγιστη ανακλαστικότητα ή η μέγιστη κορυφή, εμφανίζεται πρώτα. Οι κατανομές αυτές εμφανίζονται στο Σχήμα 9.7, στο οποίο θετικές τιμές σημαίνουν εμφάνιση της μέγιστης κορυφής νωρίτερα και αρνητικές τιμές εμφάνιση της μέγιστης ανακλαστικότητας νωρίτερα. Όσον αφορά τις καταιγίδες χωρίς χαλάζι, τόσο για τις μονοκυτταρικές όσο και για τις πολυκυτταρικές, το κύριο μέγιστο εμφανίζεται στα +10 min και ένα δευτερεύον στο 0. Όσον αφορά τις χαλαζοκαταιγίδες, το κύριο μέγιστο είναι στο 0 και το δευτερεύον στα +10 min για 159

171 τις μονοκυτταρικές και στα +10 min το κύριο μέγιστο και στο 0 το δευτερεύον για τις πολυκυτταρικές. Στις γραμμές λαίλαπας και στις υπερκυτταρικές καταιγίδες πρώτη εμφανίζεται η μέγιστη ανακλαστικότητα (-80 ως +10 min και -110 ως +10 min αντίστοιχα). Στο 30% του συνόλου των καταιγίδων η εμφάνιση της μέγιστης κορυφής συμπίπτει με την εμφάνιση της μέγιστης ανακλαστικότητας, ενώ μέσα στο διάστημα 10 λεπτά πριν ως 10 λεπτά ύστερα από την εμφάνιση της μέγιστης ανακλαστικότητας εμφανίζεται η μέγιστη κορυφή του 70-80% περίπου όλων των καταιγίδων. Γενικά πάντως η μέγιστη κορυφή εμφανίζεται λίγο νωρίτερα. ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΧΡΟΝΟΣ Zmax - ΧΡΟΝΟΣ Hmax (min) ΧΡΟΝΟΣ Zmax - ΧΡΟΝΟΣ Hmax (min) Σχήμα 9.7. Σχετικός χρόνος εμφάνισης της μέγιστης κορυφής ως προς το χρόνο εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας για καταιγίδες χωρίς χαλάζι (αριστερά) και για χαλαζοκαταιγίδες (δεξιά) ΤΟ ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΩΣ ΟΛΟΚΛΗΡΩΜΕΝΟ ΥΓΡΟ ΝΕΡΟ (VIL) Προτού εξεταστούν οι κατανομές άλλων χαρακτηριστικών των καταιγίδων, είναι χρήσιμο να παρατεθούν κάποια στοιχεία για το κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό (VIL), το οποίο συχνά συγχέεται με το υετίσιμο νερό (PW) και το υγρό περιεχόμενο του νέφους. Η έννοια του VIL θεμελιώθηκε από τους Greene και Clark (1972) και έγινε αντικείμενο έρευνας και συσχέτισής του με άλλες νεφικές και περιβαλλοντικές παραμέτρους, όπως για παράδειγμα το ύψος της μηδενικής θερμοκρασίας του υγρού θερμομέτρου, από άλλους ερευνητές (Elvander, 1977; Devore et al., 1985; Beasley, 1986; Kitzmiller and Breindenbach, 1993; Kitzmiller et al., 1995; Troutman and Rose, 1997). Η τιμή VIL, σε κάποια τοποθεσία, είναι το άθροισμα όλων των παρατηρούμενων ανακλαστικοτήτων ραντάρ (που μετατρέπονται σε περιεχόμενο υγρού νερού) σε μια κατακόρυφη στήλη πάνω από αυτήν την τοποθεσία. To VIL υπολογίζεται με κατακόρυφη ολοκλήρωση των τιμών ανακλαστικότητας από την κορυφή της καταιγίδας ως το έδαφος με χρήση της εμπειρικής σχέσης: Z + Z -6 i i+1 4 / 7 VIL = [ 3.44*10 ( ) Δh ], i 2 όπου το VIL είναι σε kg/m 2, τα Z i και Z i+1 είναι δύο διαδοχικές τιμές ανακλαστικότητας σε mm 6 /m 3 και το Δh είναι η κατακόρυφη απόσταση μεταξύ των Z i και Z i+1 σε m (στο όριο η άθροιση μετατρέπεται σε ολοκλήρωμα). Η ανακλαστικότητα μετατρέπεται σε μια τιμή ισοδύναμου περιεχομένου σε υγρό νερό, βασιζόμενη σε μελέτες κατανομής μεγέθους σταγόνων και σε εμπειρικές μελέτες του παράγοντα ανακλαστικότητας και του περιεχομένου σε υγρό νερό. Η 160

172 σχέση μεταξύ υγρού περιεχομένου και ανακλαστικότητας που χρησιμοποιείται στο σύστημα ΤΙΤΑΝ είναι η ακόλουθη: -3 Z 4 / 7 M = 3.44*10, όπου Μ είναι το υγρό περιεχόμενο (LWC) σε g/m 3 και Ζ η ανακλαστικότητα σε mm 6 /m 3. Το VIL μπορεί να θεωρηθεί ως μέτρο της πιθανής βροχόπτωσης. Έχει βρεθεί ότι οι υψηλές τιμές του παρατηρούμενου VIL και οι εμφανίσεις ισχυρών καταιγίδων συσχετίζονται πολύ καλά (Elvander, 1977). Έχει επίσης βρεθεί ότι εποχικά και γεωγραφικά το VIL εξαρτάται από το μέγεθος του χαλαζιού μέσα στο νέφος. Το VIL παίζει σημαντικό ρόλο στην αναγνώριση περιοχών με ισχυρά ανοδικά ρεύματα και αποτελεί εργαλείο για την επιχειρησιακή εκτίμηση της πιθανής σφοδρότητας των καταιγίδων. Εκτός από το VIL ενός κυττάρου καταιγίδας, ορίζεται και η πυκνότητα VIL (Amburn and Wolf, 1997), η οποία έχει αποδειχτεί χρήσιμη στην προσπάθεια αναγνώρισης των καταιγίδων που έχουν δυναμικό για την παραγωγή χαλαζιού μεγάλου μεγέθους. Για ισχυρές χαλαζοκαταιγίδες έχει δειχτεί ότι μια τιμή πυκνότητας VIL κατωφλίου είναι πιο αξιόπιστη από εποχή σε εποχή και από ημέρα σε ημέρα από ό,τι μια απλή τιμή κατωφλίου για τοvil. Θεωρείται γενικά ότι η πυκνότητα VIL είναι μια παράμετρος ανεξάρτητη από την αέρια μάζα. Ο ρυθμός με τον οποίο σχηματίζονται τα υετίσιμα υδροσταγονίδια είναι ανάλογος προς την ταχύτητα του ανοδικού ρεύματος, άρα και η τιμή του VIL είναι συνάρτηση τόσο της ταχύτητας του ανοδικού ρεύματος όσο και του ύψους (πάχους) του νέφους. Η σπουδαιότητα της πυκνότητας VIL έγκειται στη χρήση της για αναγνώριση καταιγίδων με μεγάλες ανακλαστικότητες σε σχέση με το ύψος τους. Τέτοιες καταιγίδες περιέχουν περιοχές (πυρήνες) χαλαζιού, και καθώς η πυκνότητα VIL αυξάνεται, ο πυρήνας τείνει να καταστεί βαθύτερος και εντονότερος, με αποτέλεσμα χαλάζι μεγάλου μεγέθους. Η πυκνότητα VIL υπολογίζεται με διαίρεση του VIL της καταιγίδας με το ύψος της καταιγίδας: VIL κυττάρου πυκνότητα VIL = * 1000 ύψος κορυφής κυττάρου g/m 3 (kg/m 2 )/m g/kg. Μια τιμή που χρησιμοποιείται επιχειρησιακά από τη Μετεωρολογική Υπηρεσία των Η.Π.Α. ως κατώφλι για την πρόβλεψη ισχυρής χαλαζόπτωσης, είναι για την πυκνότητα VIL 3.28 g/m 3 και για το VIL κυττάρου > 38 kg/m 2. Στο καταγραφικό σύστημα του ραντάρ η απεικόνιση γίνεται σε ένα πλέγμα από εικονοστοιχεία (pixels). Η μεταβλητή για την ανακλαστικότητα Ζ που χρησιμοποιείται για την εύρεση του πλεγματικού VIL, διαφέρει από αυτήν για το VIL του κυττάρου. Για το πλεγματικό VIL χρησιμοποιείται η ανακλαστικότητα που βρίσκεται σε ένα πλέγμα 4x4 km σε κάθε "φέτα" ύψους και στη συνέχεια αυτή ολοκληρώνεται σε μια κατακόρυφη στήλη. Η μεθοδολογία όμως αυτή δε λαμβάνει υπόψη την πιθανή κλίση της καταιγίδας, αλλά ούτε και τη φαινόμενη κλίση που παράγεται από ταχέως κινούμενες καταιγίδες. Για το λόγο αυτό, το VIL του κυττάρου παρέχει καλύτερη εκτίμηση από το πλεγματικό VIL, το οποίο δίνει χαμηλότερες, μη αντιπροσωπευτικές τιμές. Το VIL του κυττάρου υπολογίζεται με χρήση της μέγιστης ανακλαστικότητας από τον πυρήνα της καταιγίδας, έστω και αν τμήματα του πυρήνα βρίσκονται σε διαφορετικές 4x4 κατακόρυφες στήλες. 161

173 Το VIL παρέχει μια πιο ακριβή αναπαράσταση της ισχύος των σωρειτόμορφων κυττάρων από ό,τι η σύνθετη ανακλαστικότητα (Crowe and Miller, 1999), επειδή: 1. δίνει καλύτερες ενδείξεις της έντασης και της ωρίμανσης των καταιγίδων, 2. παρέχει βελτιωμένη απόσβεση της ανεπιθύμητης επίδρασης της λαμπρής ζώνης, 3. παρέχει ενδείξεις αναταράξεων μέσα σε περιοχές υετού, καθόσον οι υψηλές τιμές VIL συσχετίζονται με ισχυρές ανοδικές κινήσεις και συνεπώς με αυξημένες αναταράξεις. Τέλος, το πλεονέκτημα του VIL περιορίζει τις ανεπιθύμητες επιδράσεις λόγω ανώμαλης διάδοσης της δέσμης του ραντάρ, λόγω εδαφικών ανακλάσεων, βιολογικών στόχων (πτηνά, έντομα, κτλ.) και άλλων δημιουργημάτων του ραντάρ ΔΕΥΤΕΡΕΥΟΝΤΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ Τα χαρακτηριστικά των καταιγίδων, οι κατανομές των οποίων εξετάζονται, είναι η οριζόντια επιφάνεια, ο όγκος, η μάζα, η ροή υετού και το VIL. Aυτά είναι διαθέσιμα σε πραγματικό χρόνο (Mather et al., 1996). Γενικά, οι διακυμάνσεις όλων των στοιχείων ακολουθούν παραπλήσια πορεία, όπως φαίνεται στο Σχήμα 9.8. (α) (β) (γ) (δ) Σχήμα 9.8. Μεταβολή επιφάνειας, όγκου, μάζας, ροής υετού και VIL μονοκυτταρικής (α), πολυκυτταρικής (β), υπερκυτταρικής (γ) καταιγίδας και γραμμής λαίλαπας (δ). 162

174 Για κάθε καταιγίδα, η μεταβολή των στοιχείων αυτών μέσα στο χρόνο ζωής παρουσιάζεται σε ξεχωριστό παράθυρο από το καταγραφικό σύστημα του ραντάρ σε λογαριθμική κλίμακα. Από τις κατανομές αυτές βρίσκεται εύκολα η μέγιστη τιμή του στοιχείου στο εντονότερο στάδιο ανάπτυξης της καταιγίδας, το οποίο, στη συνέχεια, χρησιμοποιείται για να χαρακτηρίσει την καταιγίδα. Στο Σχήμα 9.8 με μπλε χρώμα παριστάνεται η επιφάνεια, με κόκκινο ο όγκος, με μοβ η μάζα, με πράσινο η ροή υετού και με μαύρο το VIL. Η μεταβολή των στοιχείων αυτών στις μονοκυτταρικές είναι μονοκόρυφη, ενώ στις πολυκυτταρικές φαίνονται τα στάδια ωρίμανσης των διαδοχικών κυττάρων. Οι υπερκυτταρικές καταιγίδες και οι γραμμές λαίλαπας παρουσιάζουν λίγο πιο περίπλοκη συμπεριφορά, με τις επιμέρους διακυμάνσεις να είναι εντονότερες. Η κατανομή των ανωτέρω στοιχείων για καταιγίδες χωρίς χαλάζι και για χαλαζοκαταιγίδες, χωριστά για μονοκυτταρικές και πολυκυτταρικές, παρουσιάζεται στα Σχήματα ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ Ο ΓΚΟ Σ (km 3 ) Ο ΓΚΟ Σ (km 3 ) Σχήμα 9.9. Κατανομή του όγκου μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι (αριστερά) και χαλαζοκαταιγίδων (δεξιά). ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ (km 2 ) ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ (km 2 ) Σχήμα Κατανομή της οριζόντιας επιφάνειας μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι (αριστερά) και χαλαζοκαταιγίδων (δεξιά). Είναι προφανές από τις κατανομές, ότι οι πολυκυτταρικές καταιγίδες έχουν μεγαλύτερο όγκο και μεγαλύτερη οριζόντια επιφάνεια από τις μονοκυτταρικές. Όσον αφορά τον όγκο των καταιγίδων χωρίς χαλάζι, το 86% των μονοκυτταρικών έχει όγκο ως 200 km 3, ενώ το 61% των πολυκυτταρικών πάνω από το όριο αυτό. Για τις χαλαζοκαταιγίδες, το 95% των πολυκυτταρικών έχει όγκο μεγαλύτερο από 200 km 3, 163

175 ενώ το 93% των χαλαζοκαταιγίδων με όγκο μικρότερο από το όριο αυτό είναι μονοκυτταρικές. Όσον αφορά την οριζόντια επιφάνεια των καταιγίδων χωρίς χαλάζι, το 77% των μονοκυτταρικών καλύπτει επιφάνεια ως 50 km 2, ενώ το 77% των πολυκυτταρικών μεγαλύτερη επιφάνεια από το όριο αυτό. Για τις χαλαζοκαταιγίδες, το 97% των πολυκυτταρικών έχει επιφάνεια πάνω από 50 km 2, ενώ το 94% των χαλαζοκαταιγίδων με επιφάνεια μικρότερη από 100 km 2 είναι μονοκυτταρικές. ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΜΑΖΑ (ktons) ΜΑΖΑ (ktons) Σχήμα Κατανομή της μάζας μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι (αριστερά) και χαλαζοκαταιγίδων (δεξιά). ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ ΡΟ Η ΥΕΤΟ Υ (m 3 /s) ΡΟ Η ΥΕΤΟ Υ (m3/s) Σχήμα Κατανομή της ροής υετού μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι (αριστερά) και χαλαζοκαταιγίδων (δεξιά). ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ % ΣΧ. ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ VIL (kg/m 2 ) VIL (kg/m2) Σχήμα Κατανομή του VIL μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι (αριστερά) και χαλαζοκαταιγίδων (δεξιά). 164

176 Σε σχέση με τη μάζα, για τις καταιγίδες χωρίς χαλάζι, το 91% των μονοκυτταρικών έχει μάζα ως 200 ktons, ενώ μάζα μεγαλύτερη από το όριο αυτό έχει το 44% των πολυκυτταρικών και μόλις το 9% των μονοκυτταρικών. Όσον αφορά τις χαλαζοκαταιγίδες, το 75% των πολυκυτταρικών έχει μάζα μεγαλύτερη από 200 ktons, ενώ το 67% των χαλαζοκαταιγίδων με μάζα μεγαλύτερη από 200 ktons είναι πολυκυτταρικές και το 71% αυτών με μάζα μικρότερη από το όριο αυτό είναι μονοκυτταρικές. Σχετικά με τη ροή υετού (ή ρυθμό βροχόπτωσης), για τις καταιγίδες χωρίς χαλάζι, το 86% των μονοκυτταρικών εμφανίζει μια ροή υετού ως 500 m 3 /s και το 82% των πολυκυτταρικών ροή μεγαλύτερη από 200 m 3 /s. Το 92% των χαλαζοκαταιγίδων με ροή μικρότερη από 200 m 3 /s είναι μονοκυτταρικές, ενώ το 72% αυτών με ροή μεγαλύτερη από 500 m 3 /s είναι πολυκυτταρικές. Το 90% των μονοκυτταρικών καταιγίδων χωρίς χαλάζι παρουσιάζει VIL < 20 kg/m 2, ενώ το 71% των καταιγίδων με VIL > 20 kg/m 2 είναι πολυκυτταρικές. Για τις χαλαζοκαταιγίδες, το 79% των μονοκυτταρικών παρουσιάζει VIL < 20 kg/m 2, ενώ το 69% των χαλαζοκαταιγίδων με VIL > 20 kg/m 2 και το 82% με VIL > 50 kg/m 2 είναι πολυκυτταρικές. Γενικότερα, για όλα τα φυσικά χαρακτηριστικά των καταιγίδων, όπως αυτά μετρώνται στο ραντάρ, οι τιμές τους για τις χαλαζοκαταιγίδες είναι, κατά μέσον όρο, μεγαλύτερες από ό,τι για τις καταιγίδες χωρίς χαλάζι. Επιπλέον, και στις δύο κατηγορίες καταιγίδων, οι πολυκυτταρικές έχουν, κατά μέσον όρο, τιμές μεγαλύτερες από τις μονοκυτταρικές. Αξίζει τέλος να σημειωθεί, ότι οι γραμμές λαίλαπας και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες εμφάνισαν χαρακτηριστικά πολύ μεγαλύτερα από ό,τι οι μονοκυτταρικές και πολυκυτταρικές, και έδωσαν όλες χαλάζι. Ειδικότερα οι γραμμές λαίλαπας είχαν όγκο km 3, επιφάνεια km 2, μάζα ktons, ροή υετού m 3 /s και VIL kg/m 2. Αντίστοιχα, οι υπερκυτταρικές είχαν όγκο km 3, επιφάνεια km 2, μάζα ktons, ροή υετού m 3 /s και VIL kg/m ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΚΑΤΑΙΓΙΔΩΝ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΟΥΣ ΤΥΠΟΥΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Στα Σχήματα 9.14 και 9.15 παρουσιάζονται οι μέσες τιμές και το τυπικό σφάλμα για τη μέγιστη ανακλαστικότητα και κορυφή αντίστοιχα, για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας χωριστά, για καταιγίδες χωρίς χαλάζι και για χαλαζοκαταιγίδες, με σκοπό την εύρεση των τύπων που ευνοούν την ανάπτυξη ισχυρότερων καταιγίδων σε ένταση και ύψος. Τόσο για τη μέγιστη ανακλαστικότητα όσο και για τη μέγιστη κορυφή οι μέσες τιμές για τις χαλαζοκαταιγίδες είναι μεγαλύτερες από αυτές για τις μη χαλαζοφόρες καταιγίδες για όλους τους τύπους κυκλοφορίας. Για τον τύπο CUT, η μέγιστη ανακλαστικότητα των χαλαζοκαταιγίδων είναι πολύ μεγαλύτερη από ό,τι για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες, ενώ για τον SW λίγο μεγαλύτερη. Ακόμα, για τους τύπους CUT, NW και ZONAL η μέγιστη κορυφή των χαλαζοκαταιγίδων είναι κατά μέσον όρο πολύ μεγαλύτερη από αυτήν των μη χαλαζοφόρων καταιγίδων. Για τις μη χαλαζοφόρες καταιγίδες, η μέση τιμή της μέγιστης ανακλαστικότητας είναι μεγαλύτερη με τους τύπους NW, SW και LW, και της μέγιστης κορυφής για τους τύπους SW, NW και LW. Για τις χαλαζοκαταιγίδες η μέση τιμή της μέγιστης ανακλαστικότητας είναι μεγαλύτερη με τους τύπους NW, CUT και LW, και της μέγιστης κορυφής για τους τύπους NW, ZONAL και CUT. 165

177 ΟΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΑΝΑΚΛΑΣΤΙΚΟΤΗΤΑ (dbz) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟ Ι ΚΥΚΛΟ ΦΟ ΡΙΑΣ Σχήμα Μέση τιμή της μέγιστης ανακλαστικότητας για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες και χαλαζοκαταιγίδες, για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. 16 ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΥΨΟΣ ΚΟΡΥΦΗΣ (km) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟ Ι ΚΥΚΛΟ ΦΟ ΡΙΑΣ Σχήμα Μέση τιμή της μέγιστης κορυφής για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες και χαλαζοκαταιγίδες, για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Ακολούθως, εξετάζονται τα δευτερεύοντα χαρακτηριστικά των μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων (όγκος, επιφάνεια, μάζα, ροή υετού και VIL) σε σχέση με τους τύπους κυκλοφορίας, και παρουσιάζονται στα Σχήματα 9.16 ως 9.20, στα οποία η κλίμακα είναι λογαριθμική. Διαπιστώνεται ότι, και για τα πέντε εξεταζόμενα χαρακτηριστικά, οι μεγαλύτερες μέσες τιμές παρουσιάζονται με τον τύπο NW, τόσο για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες όσο και για χαλαζοκαταιγίδες. Γενικά, οι μέσες τιμές για τις χαλαζοκαταιγίδες είναι πολύ μεγαλύτερες από ό,τι για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες για όλους τους τύπους και για όλα τα χαρακτηριστικά. Εξαίρεση αποτελεί η ροή υετού για τον τύπο ZONAL, με τις χαλαζοκαταιγίδες να υστερούν των μη χαλαζοφόρων κατά 11%. Αυτό ερμηνεύεται από το γεγονός ότι, ενώ οι χαλαζοκαταιγίδες αυξάνουν την οριζόντια επιφάνειά τους κατά 229% σε σχέση με τις μη χαλαζοφόρες καταιγίδες, η αντίστοιχη αύξηση της κορυφής τους είναι μόλις 11%. Έτσι, η συνεισφορά σε υετό είναι μεγαλύτερη κατά την οριζόντια παρά κατά την κατακόρυφο, κι έτσι δεν αυξάνεται η ραγδαιότητα. 166

178 ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΟΓΚΟΣ (km 3 ) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟΙ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Όγκος μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων σε σχέση με τον τύπο κυκλοφορίας. ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ 1000 ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ (km2) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟΙ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Επιφάνεια μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων σε σχέση με τον τύπο κυκλοφορίας. ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΜΑΖΑ (ktons CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟΙ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Μάζα μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων σε σχέση με τον τύπο κυκλοφορίας. 167

179 ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ ΡΟΗ ΥΕΤΟΥ (m 3 /s) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟΙ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Ροή υετού μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων σε σχέση με τον τύπο κυκλοφορίας. ΌΧΙ ΧΑΛΑΖΙ ΧΑΛΑΖΙ 1000 VIL (kg/m 2 ) CLOSED CUT LW NW SW SWT ZONAL ΤΥΠΟΙ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ Σχήμα Κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό (VIL) μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων σε σχέση με τον τύπο κυκλοφορίας ΕΜΦΑΝΙΣΗ ΤΟΞΟΕΙΔΩΝ ΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ Σωρειτόμορφα νεφικά συμπλέγματα με τη μορφή τοξοειδών συστημάτων δεν είναι τόσο σπάνια στην περιοχή μελέτης. Εμφανίζονται, αρκετές φορές, κινούμενα πάντοτε από τα δυτικά προς τα ανατολικά και η ανάπτυξή τους ευνοείται πιθανότατα από το ανάγλυφο στα δυτικά των οροσειρών Βόρα - Βερμίου - Πιερίων. Έχουν σχήμα τόξου ή κόμματος και συνήθως αποτελούνται από τρία σωρειτόμορφα κύτταρα. Το μήκος τους κυμαίνεται στα πλαίσια της θεωρίας, μεταξύ 20 και 120 km. Πέντε τέτοιες εμφανίσεις υπήρξαν στην περίοδο μελέτης. Στο βόρειο άκρο τους αναπτύσσεται ένας κυκλωνικός στρόβιλος και στο νότιο άκρο τους ένας αντικυκλωνικός στρόβιλος. Με την πάροδο του χρόνου ο βόρειος κυκλωνικός στρόβιλος επικρατεί, ενώ ο αντικυκλωνικός εξασθενεί. Αυτή η διαδικασία επαληθεύτηκε σε όλες τις εμφανίσεις τέτοιων συστημάτων. Στο Σχήμα 9.21 παρατίθεται μια τέτοια εμφάνιση τοξοειδούς συστήματος μήκους 65 km περίπου στα δυτικά της περιοχής μελέτης, στο οποίο είναι εμφανή τα ιδιαίτερα γνωρίσματα που χαρακτηρίζουν τα συστήματα αυτά. 168

180 Σχήμα Εμφάνιση τοξοειδούς συστήματος στην περιοχή ενδιαφέροντος. 9.7 ΚΕΝΤΡΟ ΒΑΡΟΥΣ ΤΗΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΑΣ Ως κέντρο βάρους μιας καταιγίδας, σε μια συγκεκριμένη χρονική στιγμή, νοείται το κέντρο βάρους μιας στήλης από τη βάση ως την κορυφή της καταιγίδας σταθμισμένο με την ανακλαστικότητα. Ανάλογα με την εξέλιξη της καταιγίδας, το ύψος στο οποίο βρίσκεται το κέντρο βάρους σε σχέση με το ύψος στο οποίο παρατηρείται η μέγιστη ανακλαστικότητα, μπορεί να δώσει ενδιαφέρουσες πληροφορίες για την πιθανότητα χαλαζόπτωσης από τη συγκεκριμένη καταιγίδα. Γενικά, αν η μέγιστη ανακλαστικότητα κινείται προς τα πάνω και βρίσκεται ψηλότερα από το κέντρο βάρους, αυτό υποδηλώνει την παρουσία χαλαζιού μέσα στην καταιγίδα. Η καταιγίδα υφίσταται επιβάρυνση στην περίπτωση αυτή. Επιβάρυνση σημαίνει ύπαρξη χαλαζοκόκκων σε ένα υπερυψωμένο επίπεδο, οι οποίοι τελικά θα καταστούν τόσο βαριοί που θα είναι αδύνατο να συγκρατηθούν από το ανοδικό ρεύμα. Όταν ο πυρήνας της καταιγίδας κινείται προς τα κάτω, τότε το ύψος της μέγιστης ανακλαστικότητας βρίσκεται χαμηλότερα από το κέντρο βάρους της καταιγίδας, κάτι που υποδηλώνει την πιθανή έναρξη της χαλαζόπτωσης. Το Σχήμα 9.22 δείχνει μια περίπτωση, όπου το κέντρο βάρους βρίσκεται σχεδόν σ' ολόκληρη τη ζωή της καταιγίδας χαμηλότερα από τη στάθμη της μέγιστης ανακλαστικότητας και το Σχήμα 9.23 το αντίστροφο. Στην πρώτη περίπτωση δεν υπήρξε χαλαζόπτωση, ενώ στη δεύτερη υπήρξε. 169

181 Σχήμα Το κέντρο βάρους της καταιγίδας (γαλάζια γραμμή) βρίσκεται χαμηλότερα από τη στάθμη της μέγιστης ανακλαστικότητας (μπλε γραμμή). Δε συνέβη χαλαζόπτωση. Σχήμα Το κέντρο βάρους της καταιγίδας (γαλάζια γραμμή) βρίσκεται υψηλότερα από τη στάθμη της μέγιστης ανακλαστικότητας (μπλε γραμμή). Καταγράφηκε χαλαζόπτωση. 170

182 9.8. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Από την ανάλυση των φυσικών χαρακτηριστικών των καταιγίδων και των μετρήσεων που παρέχει ψηφιακά το καταγραφικό σύστημα του ραντάρ, προέκυψαν τα ακόλουθα συμπεράσματα: Το μέγιστο της κατανομής της μέγιστης ανακλαστικότητας των χαλαζοκαταιγίδων βρίσκεται στα dbz και είναι υψηλότερο αυτού των καταιγίδων χωρίς χαλάζι που βρίσκεται στα dbz. Πάνω από τα 59 dbz η πιθανότητα για χαλάζι είναι 82.5%, ενώ κάτω από τα 44 dbz η πιθανότητα να μην υπάρχει χαλάζι είναι 77% περίπου. Το μέγιστο της κατανομής του μέγιστου ύψους κορυφής των χαλαζοκαταιγίδων βρίσκεται στα km και είναι υψηλότερο αυτού των καταιγίδων χωρίς χαλάζι που βρίσκεται στα 8-9 km. Πάνω από τα 12 km η πιθανότητα για χαλάζι είναι 79%, ενώ κάτω από τα 8.5 km η πιθανότητα να μην υπάρχει χαλάζι στο έδαφος είναι 83% περίπου. Συμπερασματικά, σε μια κοινή κατανομή μέγιστου ύψους και μέγιστης ανακλαστικότητας μπορούν να καθοριστούν όρια πάνω και κάτω από τα οποία αναμένεται να υπάρξει ή να μην υπάρξει αντίστοιχα χαλάζι στο έδαφος με μια μέση πιθανότητα 80%. Το όριο πάνω από το οποίο αναμένεται χαλάζι είναι τα 58 dbz και τα 12 km και το όριο κάτω από το οποίο δεν αναμένεται χαλάζι είναι τα 44 dbz και τα 8.5 km. Ο χρόνος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας και της μέγιστης κορυφής για καταιγίδες χωρίς χαλάζι έχει μια κατανομή με μέγιστο τα 10 min από το χρόνο εμφάνισης της πρώτης ηχώς των 30 dbz για τις μονοκυτταρικές και τα 30 min για τις πολυκυτταρικές καταιγίδες. Αντίστοιχα και για τις χαλαζοκαταιγίδες ισχύουν οι χρόνοι αυτοί, παρουσιάζονται όμως και δευτερεύοντα μέγιστα, στα 30 min για τις μονοκυτταρικές και στα 60 min για τις πολυκυτταρικές καταιγίδες. Τα δευτερεύοντα μέγιστα των πολυκυτταρικών φαίνεται να σχετίζονται με τον κύκλο ζωής των αυτοτελών κυττάρων που τις απαρτίζουν. Για τις γραμμές λαίλαπας και τις υπερκυτταρικές καταιγίδες οι χρόνοι αυτοί είναι μεγαλύτεροι. Η μέγιστη ανακλαστικότητα των μονοκυτταρικών καταιγίδων έχει κατανομή με μέγιστο στο 40% του χρόνου ζωής για τις μη χαλαζοφόρες και στο 50% για τις χαλαζοκαταιγίδες. Τα αντίστοιχα μέγιστα για τις πολυκυτταρικές είναι 30% και 40%. Διαπιστώνεται γενικά μια μετατόπιση προς μεγαλύτερο ποσοστό του χρόνου ζωής, όταν οι καταιγίδες δίνουν χαλάζι στο έδαφος. Παρόμοια συμπεράσματα ισχύουν και για την κατανομή της μέγιστης κορυφής, με τα ποσοστά για τις μονοκυτταρικές να είναι 30% για μη χαλαζοφόρες και 50% για χαλαζοκαταιγίδες και για τις πολυκυτταρικές 30% για μη χαλαζοφόρες και 60% για χαλαζοκαταιγίδες. Οι καταιγίδες χωρίς χαλάζι παρουσιάζουν τη μέγιστη κορυφή ως 10 min νωρίτερα από την εμφάνιση της μέγιστης ανακλαστικότητας, ενώ οι χρόνοι αυτοί για τις χαλαζοκαταιγίδες συμπίπτουν. Γενικά, στο 30% του συνόλου των καταιγίδων οι εμφανίσεις των μεγίστων ανακλαστικότητας και κορυφής συμπίπτουν, ενώ στο διάστημα 10 min πριν και 10 min ύστερα από την εμφάνιση της μέγιστης ανακλαστικότητας εμφανίζεται η μέγιστη κορυφή του 70-80% περίπου του συνόλου των καταιγίδων. Συνεπώς, η μέγιστη κατακόρυφη ανάπτυξη συμβαδίζει γενικά με τη μέγιστη ένταση των καταιγίδων. Για όλες τις καταιγίδες, τόσο για τις χαλαζοκαταιγίδες όσο και τις μη χαλαζοφόρες, οι πολυκυτταρικές έχουν κατανομές των στοιχείων όγκου, 171

183 οριζόντιας επιφάνειας, μάζας, υετού και VIL με μέγιστο υψηλότερο των μονοκυτταρικών. Για όλα τα φυσικά αυτά χαρακτηριστικά οι τιμές των χαλαζοκαταιγίδων είναι μεγαλύτερες από ό,τι των μη χαλαζοφόρων καταιγίδων. Οι γραμμές λαίλαπας και οι υπερκυτταρικές καταιγίδες εμφανίζουν πολύ μεγαλύτερες τιμές των στοιχείων αυτών. Με μια πιθανότητα 70-90% μπορούν να θεσπιστούν όρια κάτω από τα οποία ευνοείται η εμφάνιση μονοκυτταρικών και πάνω από τα οποία ευνοείται η εμφάνιση πολυκυτταρικών καταιγίδων. Τα όρια αυτά είναι για τον όγκο τα 200 km 3, για την επιφάνεια τα 50 km 2, για τη μάζα οι 200 ktons, για τη ροή υετού τα 200 m 3 /s και για το VIL τα 20 kg/m 2. Για όλους τους τύπους κυκλοφορίας, οι μέσες τιμές της μέγιστης ανακλαστικότητας και της μέγιστης κορυφής των χαλαζοκαταιγίδων είναι μεγαλύτερες από τις αντίστοιχες των μη χαλαζοφόρων καταιγίδων. Μεγαλύτερες μέσες τιμές για τη μέγιστη ανακλαστικότητα των μη χαλαζοφόρων καταιγίδων παρουσιάζονται με τους τύπους κυκλοφορίας NW, SW και LW και για τις μέγιστες κορυφές με τους τύπους SW, NW και LW. Αντίστοιχα για τις χαλαζοκαταιγίδες μεγαλύτερες μέσες τιμές για τη μέγιστη ανακλαστικότητα εμφανίζονται με τους τύπους NW, CUT και LW, ενώ για τις μέγιστες κορυφές με τους τύπους NW, ZONAL και CUT. Οι μεγαλύτερες μέσες τιμές του όγκου, της επιφάνειας, της μάζας, του υετού και του VIL σημειώνονται με τον τύπο NW, τόσο για χαλαζοκαταιγίδες όσο και για μη χαλαζοφόρες καταιγίδες. Γενικά, οι μέσες τιμές των στοιχείων αυτών για τις χαλαζοκαταιγίδες είναι πολύ μεγαλύτερες από αυτές για τις μη χαλαζοφόρες, για όλα τα στοιχεία και για όλους τους τύπους κυκλοφορίας. Το κέντρο βάρους μιας καταιγίδας σταθμισμένο με την ανακλαστικότητα, σε σχέση με το ύψος εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας, μπορεί να δώσει ενδιαφέρουσες πληροφορίες για την ύπαρξη ή όχι χαλαζιού μέσα στην καταιγίδα και για τον πιθανό χρόνο έναρξης της χαλαζόπτωσης. 172

184 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 10 ο ΤΟ ΜΟΝΤΕΛΟ: ΣΥΝΘΕΣΗ

185 10.1. ΣΥΝΘΕΣΗ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ Με βάση τη θερμοδυναμική μελέτη, την κινηματική μελέτη, τη χρονική και χωρική ανάλυση και τα χαρακτηριστικά των καταιγίδων, όπως αυτά μετρώνται από το ραντάρ, γίνεται η σύνθεση του εννοιολογικού μοντέλου, που σκοπό έχει το συνδυασμό όλων των πληροφοριών που αποκτήθηκαν από τις "αντικειμενοστραφείς" επιμέρους εξετάσεις. Το διάγραμμα του μοντέλου παρουσιάζεται στο Σχήμα Τα χρώματα των πλαισίων υποδηλώνουν μια ιεραρχική δομή των πληροφοριών. Με μπλε χρώμα σημειώνονται τα πρωταρχικά δεδομένα, με πράσινο τα δευτερογενή δεδομένα, με κόκκινο οι διαγνωστικές-κλιματολογικές κατανομές και τέλος με μαύρο χρώμα οι παράγωγες και αναμενόμενες κατανομές. Οι κλιματολογικές και οι αναμενόμενες κατανομές σημειώνονται με γράμματα του αλφαβήτου και θα αναλυθούν διεξοδικά. Τα πρωταρχικά δεδομένα του μοντέλου είναι ο χρόνος, οι χάρτες καιρού, οι ραδιοβολίσεις και τα στοιχεία του ραντάρ. Τα δευτερογενή δεδομένα που προκύπτουν από το χρόνο είναι ο μήνας και η ώρα της ημέρας. Από τους χάρτες καιρού εξάγονται οι τύποι καιρού. Από τις ραδιοβολίσεις, που υποδιαιρούνται ανάλογα με το χρόνο τους, προκύπτει ο μέσος άνεμος. Τέλος, από το ραντάρ έρχονται μετρήσεις και παρατηρήσεις κάθε είδους, που αφορούν τη μέγιστη ανακλαστικότητα, το μέγιστο ύψος κορυφής, τους χρόνους στους οποίους σημειώνονται, τον όγκο, τη μάζα, την οριζόντια επιφάνεια, τη ροή υετού, το VIL, τους χρόνους ανίχνευσης, διάλυσης και έναρξης της χαλαζόπτωσης, τις θέσεις της πρώτης και τελευταίας ανίχνευσης και το είδος των καταιγίδων, αν δηλαδή είναι μονοκυτταρικές, πολυκυτταρικές, κτλ. Από τα δεδομένα αυτά προκύπτουν στον ίδιο χρόνο η διεύθυνση και η ταχύτητα κίνησης. Οι κλιματολογικές κατανομές που προκύπτουν και σημειώνονται με τα γράμματα Α ως Λ αναλύονται ως εξής: Α. Από το στοιχείο του μήνα λαμβάνονται: ο μέσος αριθμός ημερών καταιγίδας και χαλαζιού ανά μήνα, ο μέσος αριθμός των καταιγίδων ανά μήνα, η μηνιαία κατανομή των ορογραφικών κυττάρων, του χρόνου ανίχνευσης των καταιγίδων, του χρόνου ανίχνευσης του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου για τις ημέρες καταιγίδων, του χρόνου ζωής των καταιγίδων, της διάρκειας των χαλαζοπτώσεων, του μήκους, του πλάτους και της εκκεντρότητας των ζωνών χαλαζιού, της μέγιστης ανακλαστικότητας και του μέγιστου ύψους κορυφής, του όγκου, της οριζόντιας επιφάνειας, της μάζας, του υετού και του VIL των καταιγίδων, καθώς και η μηνιαία μεταβολή του μέσου και μέγιστου ύψους των διαφόρων ισοπληθών ανακλαστικότητας. Β. Από το στοιχείο του μήνα προκύπτει η κατανομή του σχετικού πλήθους μονοκυτταρικών και πολυκυτταρικών καταιγίδων. Γ. Από τα στοιχεία του μήνα και του συνοπτικού τύπου κυκλοφορίας προκύπτει η μηνιαία κατανομή του πλήθους των κυττάρων, ανά συνοπτικό τύπο. Δ. Από το τους τύπους κυκλοφορίας λαμβάνονται: ο μέσος ετήσιος (ουσιαστικά εξαμηνιαίος, δηλαδή της θερμής περιόδου) αριθμός ημερών καταιγίδας και χαλαζιού, το μέσο ετήσιο πλήθος των καταιγίδων, η διάρκεια των χαλαζοπτώσεων, η κατανομή του χρόνου ανίχνευσης των καταιγίδων και του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου των ημερών καταιγίδας, ανά τύπο κυκλοφορίας. Ε. Από το τους συνοπτικούς τύπους κυκλοφορίας και το στοιχείο του μήνα προκύπτει η κλιματολογική μηνιαία κατανομή των τύπων κυκλοφορίας. Ζ. Το κλιματολογικό αυτό στοιχείο δίνει το χρόνο έναρξης των χαλαζοπτώσεων ως ποσοστό του χρόνου ζωής. 174

186 175

187 Η. Τα κλιματολογικά αυτά στοιχεία δίνουν την ημερήσια κατανομή του χρόνου ανίχνευσης των καταιγίδων και του πρώτου κυττάρου της ημέρας καταιγίδας. Θ. Με βάση τις μετρήσεις του ραντάρ και τους τύπους κυκλοφορίας, προκύπτουν για χαλαζοκαταιγίδες και μη χαλαζοφόρες καταιγίδες, ανά συνοπτικό τύπο, η κατανομή των μέσων τιμών της μέγιστης ανακλαστικότητας και κορυφής και των στοιχείων όγκου, επιφάνειας, μάζας, υετού και κατακορύφως ολοκληρωμένου υγρού νερού (VIL). K. Με βάση τις μετρήσεις του ραντάρ, και ειδικότερα, του χρόνου ανίχνευσης και του χρόνου έναρξης της χαλαζόπτωσης, προκύπτει το στοιχείο της κατανομής του χρόνου έναρξης της χαλαζόπτωσης από την πρώτη ανίχνευση του κυττάρου της καταιγίδας. Λ. Με βάση τις μετρήσεις του ραντάρ προκύπτουν οι κατανομές του χρόνου εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας και της μέγιστης κορυφής ως ποσοστού του χρόνου ζωής, καθώς και οι στρωματοποιημένες αυτές κατανομές ανάλογα με το χρόνο ζωής. Οι αναμενόμενες κατανομές που σημειώνονται με μαύρο χρώμα και με τα γράμματα Μ ως Ω, αναλύονται ως εξής: Μ. Από την ώρα της ημέρας, τις μετρήσεις της μέγιστης ανακλαστικότητας και κορυφής και τις ημερήσιες κατανομές του χρόνου ανίχνευσης των καταιγίδων, προκύπτει η συχνότητα εμφάνισης των καταιγίδων ανά εξάωρο της ημέρας συναρτήσει της μέγιστης ανακλαστικότητας και της μέγιστης κορυφής. Ν. Από τις μετρήσεις της μέγιστης ανακλαστικότητας και κορυφής και την κατανομή του χρόνου εμφάνισης των καταιγίδων και του πρώτου κυττάρου των ημερών καταιγίδας, προκύπτουν οι προαναφερθείσες κατανομές στρωματοποιημένες με τη μέγιστη ανακλαστικότητα και με το μέγιστο ύψος κορυφής. Ξ. Από την κατανομή του χρόνου εμφάνισης των καταιγίδων και του πρώτου κυττάρου της ημέρας και από το στοιχείο του μήνα, προκύπτουν οι μέσες μηνιαίες προαναφερθείσες κατανομές. Π. Από το στοιχείο του μήνα και της ώρας ραδιοβόλισης, προκύπτουν οι μέσες τιμές των δεικτών ευστάθειας ανά μήνα για τις ώρες 06 και 12 UTC. Ρ. Από το στοιχείο του τύπου κυκλοφορίας και της ώρας ραδιοβόλισης, προκύπτουν οι μέσες τιμές των δεικτών ευστάθειας ανά τύπο για τις ώρες 06 και 12 UTC. Σ. Από το χρόνο έναρξης των χαλαζοπτώσεων ως ποσοστού του χρόνου ζωής και από το στοιχείο του μήνα, προκύπτει η αναφερθείσα κατανομή για κάθε μήνα. Τ. Από την ημερήσια κατανομή του χρόνου ανίχνευσης των καταιγίδων και του πρώτου κυττάρου της ημέρας καταιγίδας και το στοιχείο του τύπου κυκλοφορίας, προκύπτουν οι ανωτέρω κατανομές ανά συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας. Υ. Από τους συνοπτικούς τύπους και τις μετρήσεις του ραντάρ, λαμβάνονται η διανυόμενη απόσταση και ο χρόνος ζωής για κάθε τύπο κυκλοφορίας. Σημειώνεται ότι ο χρόνος ζωής συνδέεται με το στοιχείο Λ, καθόσον συμβάλλει στη στρωματοποίηση του χρόνου εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας και της μέγιστης κορυφής ως ποσοστού του χρόνου ζωής. Φ. Από τους συνοπτικούς τύπους και τις μετρήσεις του ραντάρ, προκύπτουν οι θέσεις εμφάνισης των καταιγίδων και οι θέσεις ανίχνευσης του πρώτου κυττάρου της ημέρας καταιγίδας για κάθε τύπο κυκλοφορίας. Χ. Από την ταχύτητα και τη διεύθυνση κίνησης των καταιγίδων και από το μέσο άνεμο, προκύπτει ο λόγος της μέσης ταχύτητας κίνησης προς το μέσο περιβαλλοντικό άνεμο και η απόκλιση της διεύθυνσης κίνησης της καταιγίδας από τη διεύθυνση του μέσου περιβαλλοντικού ανέμου στο στρώμα 0 ως 6 km. 176

188 Ψ. Από τη ραδιοβόλιση και την ώρα της ημέρας, προκύπτουν τιμές των δεικτών ευστάθειας που μπορούν να χαρακτηρίσουν την ανάπτυξη των καταιγίδων ανάλογα με το αίτιο δημιουργίας τους, δηλαδή δυναμικής ή θερμικής προέλευσης. Ω. Από τις μετρήσεις ανακλαστικότητας και κορυφής, λαμβάνοντας υπόψη τις τιμές κατωφλίου για χαλάζι και για όχι χαλάζι, μπορούν να προκύψουν κατανομές, τόσο για μονοκυτταρικές όσο και για πολυκυτταρικές καταιγίδες, του χρόνου εμφάνισης της μέγιστης ανακλαστικότητας και κορυφής, του ποσοστού του χρόνου ζωής που τα μέγιστα αυτά εμφανίζονται, καθώς και των υπολοίπων φυσικών χαρακτηριστικών των καταιγίδων, δηλαδή όγκου, επιφάνειας, μάζας, υετού και VIL. Το μοντέλο αυτό, όπως περιγράφεται, είναι προς μια κατεύθυνση μόνο, δηλαδή από τα δεδομένα προς τα αποτελέσματα μέσω των αναμενόμενων κατανομών. Πρέπει, εντούτοις, να σημειωθεί ότι το μοντέλο είναι αμφίδρομο, παρουσιάζει δηλαδή μια ανάδραση, που σχηματοποιείται ως εξής: από τα δεδομένα μετρήσεων, τύπων και ραδιοβολίσεων, οι πραγματικές τιμές που λαμβάνονται μεταβάλλουν τις μέσες τιμές των κατανομών, οπότε μελλοντικές καταστάσεις συγκρίνονται με νέες μέσες τιμές. Αφού ληφθούν τα αναμενόμενα αποτελέσματα, μπορεί στη συνέχεια να καθοριστεί η πιθανότητα να έχουμε χαλάζι στο έδαφος, και τέλος, αν έχουμε χαλάζι, να επιβεβαιωθεί το αναμενόμενο αποτέλεσμα από τα αποτυπώματα του χαλαζιού στα χαλαζόμετρα, το μήκος, το πλάτος και την εκκεντρότητα των ζωνών χαλαζιού ΕΠΙΧΕΙΡΗΣΙΑΚΗ ΧΡΗΣΗ ΤΟΥ ΜΟΝΤΕΛΟΥ Η χρησιμότητα ενός μοντέλου έγκειται στην αποτελεσματική εφαρμογή του, δηλαδή στη συνεισφορά του στην καθημερινή πρακτική. Ο στόχος του εννοιολογικού μοντέλου που αναπτύχθηκε ήταν η περιγραφή και ανάλυση των χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων στην περιοχή της Κεντρικής Μακεδονίας. Η εφαρμογή του μοντέλου συνίσταται στην κωδικοποίηση των συμπερασμάτων με τέτοιον τρόπο, ώστε να αποδίδει την αναμενόμενη δραστηριότητα ανάλογα με την εποχή και την επικρατούσα κυκλοφορία. Στους δύο αυτούς άξονες (εποχή και κυκλοφορία), που θεωρούνται δεδομένοι είτε εκ των προτέρων (μήνας) είτε με την ανάλυση των συνοπτικών χαρτών (κυκλοφορία), παρουσιάζεται η αναμενόμενη εκδήλωση των χαλαζοκαταιγίδων στο χώρο και το χρόνο, καθώς και η ένταση της χαλαζοφόρου δραστηριότητας. Τέλος, αν και το προκαταιγιδικό περιβάλλον ευνοεί την ανάπτυξή τους, παρατίθεται η σύγκριση των χαρακτηριστικών των δύο βασικότερων τύπων χαλαζοκαταιγίδων, δηλαδή των μονοκυτταρικών και των πολυκυτταρικών Μηνιαία δραστηριότητα Η χαλαζοφόρος δραστηριότητα, όπως εκφράζεται από το μέσο μηνιαίο πλήθος των κυττάρων και από το μέσο μηνιαίο αριθμό ημερών καταιγίδας και χαλαζιού, εμφανίζει το κύριο μέγιστο τον Ιούνιο (55 κύτταρα, 8 ημέρες καταιγίδας και 5 ημέρες χαλαζιού), ένα δευτερεύον μέγιστο τον Αύγουστο (40 κύτταρα, 7 ημέρες καταιγίδας και 4 ημέρες χαλαζιού) και είναι ελάχιστη το Σεπτέμβριο (10 κύτταρα, 2 ημέρες καταιγίδας και 1 ημέρα χαλαζιού κάθε 2 χρόνια) και τον Απρίλιο (2 κύτταρα, 1 ημέρα καταιγίδας και 1 ημέρα χαλαζιού κάθε 2 χρόνια). Οι χαλαζοκαταιγίδες το Μάιο και τον Ιούλιο διανύουν μικρές αποστάσεις (μικρότερες από 30 km σε ποσοστό 88%) σε σχετικά μεγάλους χρόνους (μεγαλύτερους από 1 ώρα σε ποσοστό 41%), ενώ το Σεπτέμβριο διανύουν μεγάλες αποστάσεις (μεγαλύτερες από 70 km σε ποσοστό 26%) σε σχετικά μικρούς χρόνους (μικρότερους από 2 ώρες σε ποσοστό 78%). 177

189 Η μέση διεύθυνση κίνησης των χαλαζοκαταιγίδων όλους τους μήνες είναι προς τα ΝΑ, με μόνη εξαίρεση το Σεπτέμβριο, οπότε κινούνται προς τα Α-ΒΑ. Η μέση ταχύτητα κίνησης κατά τους μήνες Μάιο, Ιούλιο και Αύγουστο είναι 17 km/h, τους μήνες Απρίλιο και Ιούνιο μεγαλύτερη (24 km/h), ενώ η μέγιστη μέση ταχύτητα παρουσιάζεται το Σεπτέμβριο (42 km/h). Ο χρόνος ζωής των χαλαζοκαταιγίδων είναι μεγαλύτερος το Σεπτέμβριο (1.5 ώρα περίπου), επειδή η ποσοστιαία αναλογία των πολυκυτταρικών καταιγίδων είναι μεγαλύτερη από ό,τι κατά τους άλλους μήνες και μικρότερος τον Απρίλιο (50 min περίπου). Όμοια, η μέση διάρκεια των χαλαζοπτώσεων είναι μέγιστη το Σεπτέμβριο (30 min περίπου) και ελάχιστη τον Απρίλιο (15 min περίπου). Το μέσο μήκος των ζωνών χαλαζιού για όλους τους μήνες είναι km, με την εξαίρεση του Ιουλίου που εμφανίζει το μέγιστο (40 km). Αντίστοιχα, το πλάτος των ζωνών είναι για όλους τους μήνες 4-6 km, με την εξαίρεση του Σεπτεμβρίου που εμφανίζει το μέγιστο (10 km). Το σχήμα των ζωνών είναι γενικά κυκλικό, ενώ τον Ιούλιο και το Σεπτέμβριο αναμένονται επιμήκεις ζώνες χαλαζιού. Η μέση μέγιστη ανακλαστικότητα των χαλαζοκαταιγίδων είναι 50 dbz περίπου από το Μάιο ως τον Αύγουστο, 55 dbz το Σεπτέμβριο, ενώ τον Απρίλιο μόλις 40 dbz. Αντίστοιχα, το μέσο μέγιστο ύψος κορυφής τους είναι 11 km περίπου τον Ιούνιο και τον Ιούλιο, 10 km το Μάιο και τον Αύγουστο, 12 km το Σεπτέμβριο και 7.5 km τον Απρίλιο. Παρόλο που οι καταιγίδες κατά τη μέγιστη ανάπτυξή τους εμφανίζουν τις υψηλότερες τιμές της ανακλαστικότητας και του ύψους κορυφής το Σεπτέμβριο και τις χαμηλότερες τον Απρίλιο, η μέση συχνότητα των χαλαζοπτώσεων κατά τους δύο αυτούς μήνες είναι παραπλήσια, γεγονός που πρέπει να οφείλεται στο ότι ο υπονεφικός αέρας το Σεπτέμβριο είναι θερμότερος, με αποτέλεσμα τη συχνή τήξη των χαλαζοκόκκων. Τέλος, η χαλαζόπτωση το Μάιο λαμβάνει χώρα περί το 20% του χρόνου ζωής των καταιγίδων (ελάχιστο), ενώ τον Αύγουστο περί το 60%. Αυτό σημαίνει ότι κατά το Μάιο επικρατεί ταχύτερη ανάπτυξη, δηλαδή οι χαλαζοκαταιγίδες φτάνουν νωρίτερα στο ώριμο στάδιό τους, ενώ τον Αύγουστο επικρατεί η βραδύτερη ανάπτυξη Δραστηριότητα σε σχέση με την κυκλοφορία Η χαλαζοφόρος δραστηριότητα, όπως εκφράζεται από το μέσο ετήσιο πλήθος των κυττάρων και από το μέσο ετήσιο αριθμό ημερών καταιγίδας και χαλαζιού για κάθε συνοπτικό τύπο κυκλοφορίας, αναμένεται να είναι μέγιστη με τους τύπους SW (35 κύτταρα, 4 ημέρες καταιγίδας, 4 ημέρες χαλαζιού), SWT (25 κύτταρα, 5 ημέρες καταιγίδας, 4 ημέρες χαλαζιού) και LW (33 κύτταρα, 5 ημέρες καταιγίδας, 4 ημέρες χαλαζιού) και ελάχιστη με τον τύπο ZONAL (10 κύτταρα, 2 ημέρες καταιγίδας, 1 ημέρες χαλαζιού). Κινηματικά, διακρίνονται δύο ομάδες τύπων κυκλοφορίας, κατά την επικράτηση των οποίων οι χαλαζοκαταιγίδες παρουσιάζουν παρόμοια χαρακτηριστικά. Όταν επικρατούν οι τύποι NW και ZONAL αναμένονται μακρόβιες καταιγίδες (με μέσο χρόνο ζωής μεγαλύτερο από 100 min) που διανύουν μεγάλες αποστάσεις (40 km κατά μέσον όρο) και κινούνται γρήγορα (με μέση ταχύτητα 24 km/h). Όταν επικρατούν οι τύποι LW και CLOSED αναμένονται βραχύβιες καταιγίδες (με μέσο χρόνο ζωής 78 min) που διανύουν μικρές αποστάσεις (20 km κατά μέσον όρο) και κινούνται αργά (με μέση ταχύτητα 14 km/h). Κατά την επικράτηση των υπόλοιπων τύπων κυκλοφορίας SW, SWT και CUT αναμένονται ενδιάμεσες τιμές απόστασης και χρόνου ζωής (33 km, 84 min αντίστοιχα). 178

190 Η κίνηση των χαλαζοκαταιγίδων ακολουθεί την επικρατούσα ροή όταν επικρατούν οι τύποι NW, ZONAL (της πρώτης ομάδας) και SW, SWT, ενώ με τους υπόλοιπους τύπους η κίνηση δεν είναι πάντα προβλέψιμη. Το πρώτο μέγιστο στην κατανομή του χρόνου εμφάνισης των χαλαζοκαταιγίδων, και το οποίο σχετίζεται με την ετοιμότητα για την αντιμετώπισή τους, καθιστά εμφανή την ομαδοποίηση των τύπων που προέκυψε για τα κινηματικά χαρακτηριστικά. Έτσι, οι τύποι της δεύτερης ομάδας παρουσιάζουν το μέγιστο αυτό νωρίτερα (στις UTC), ενώ οι τύποι της πρώτης ομάδας πολύ αργότερα (στις UTC) και οι ενδιάμεσοι τύποι στο ενδιάμεσο διάστημα (13-14 UTC). Η μέση διάρκεια της χαλαζόπτωσης αναμένεται μεγαλύτερη με την επικράτηση του τύπου SW (23 min) και μικρότερη με τον τύπο NW (14 min). Ιδιαίτερη σημασία έχει η θέση στην οποία αναμένεται η ανάπτυξη του πρώτου σωρειτόμορφου κυττάρου της ημέρας καταιγίδας. Οι πιθανότερες θέσεις ανάπτυξης είναι: για τον τύπο CLOSED το όρος Πάικο, για τον τύπο CUT τα όρη Βέρμιο και Πάικο, για τον NW το όρος Βόρας, για τον LW το Πάικο και το οροπέδιο Αριδαίας, για τον SW το Πάικο και τα βορειοδυτικά της Α1, για τον SWT το Βέρμιο, το Πάικο και τα βορειοδυτικά της Α1 και για τον ZONAL τα δυτικά της Α1. Εξίσου μεγάλη σημασία έχουν οι περιοχές όπου αναμένονται χαλαζοπτώσεις. Οι πιθανότερες περιοχές χαλαζοπτώσεων είναι: για τον τύπο CLOSED τα δυτικά της Α1, για τον τύπο CUT το όρος Πάικο και τα δυτικά και νότια της Α1, για τον NW η οροσειρά Βόρας - Βέρμιο - Πιέρια, καθώς και διάσπαρτα μέσα στην πεδιάδα Ημαθίας - Πέλλας, για τον LW το Πάικο, το οροπέδιο Αριδαίας, η περιοχή Κιλκίς και τα νότια της Α1, για τον ZONAL τα βόρεια και βορειοδυτικά της Α1, καθώς και το οροπέδιο Αριδαίας, για τον SW πρακτικώς οπουδήποτε και για τον SWT το Πάικο, τα Πιέρια, το οροπέδιο Αριδαίας και τα βόρεια της Α1. Γενικότερα, ευνοϊκότερες περιοχές ανάπτυξης των χαλαζοκαταιγίδων είναι οι ορεινές, ενώ πιθανότερες περιοχές χαλαζόπτωσης είναι οι πεδινές (αλλά και οι ορεινές, όταν οι χαλαζοκαταιγίδες είναι σχεδόν στάσιμες, ορογραφικές). Από πλευράς χαρακτηριστικών των χαλαζοκαταιγίδων, αυτά αναμένεται να είναι εντονότερα με την επικράτηση του τύπου NW (54 dbz και 12 km κατά μέσον όρο) και ασθενέστερα με τον τύπο CLOSED (48 dbz και 10 km). Οι τύποι αυτοί ανήκουν στις δύο προαναφερθείσες ομάδες τύπων, και η διάκριση αυτή φαίνεται ότι αποτελεί ιδιαίτερο κλιματικό χαρακτηριστικό της περιοχής μελέτης Χαρακτηριστικά των χαλαζοκαταιγίδων και τύποι τους Η μέγιστη ανακλαστικότητα των χαλαζοκαταιγίδων έχει μια κατανομή με μέγιστο στα dbz και η μέγιστη κορυφή στα 9-12 km. Με ανακλαστικότητα μεγαλύτερη από 58 dbz ή με κορυφή 12 km αναμένεται χαλάζι με πιθανότητα 80%, ενώ με την ίδια πιθανότητα δεν αναμένεται χαλάζι για μέγιστη ανακλαστικότητα μικρότερη από 44 dbz ή κορυφή μικρότερη από 8.5 km. Οι μονοκυτταρικές καταιγίδες υπερτερούν σε πλήθος των πολυκυτταρικών όλους τους μήνες εκτός από το Σεπτέμβριο, οπότε το πλήθος τους είναι παραπλήσιο. Οι μονοκυτταρικές διανύουν συνήθως μια απόσταση ως 30 km και έχουν χρόνο ζωής ως 1.5 ώρα, ενώ αντίστοιχα οι πολυκυτταρικές διανύουν συνήθως μια απόσταση ως 75 km με χρόνο ζωής από μία ως τρεις ώρες. Η διεύθυνση κίνησης των μονοκυτταρικών αποκλίνει ως 15 ο είτε προς τα δεξιά είτε προς τα αριστερά του μέσου ανέμου, ενώ των πολυκυτταρικών από 15 ο ως 45 ο μόνο προς τα δεξιά του μέσου ανέμου. Οι ταχύτητές τους όμως είναι παραπλήσιες (10-30 km/h). 179

191 Τέλος, η μέγιστη ανακλαστικότητα στις μονοκυτταρικές εμφανίζεται στα πρώτα 10 min, ενώ στις πολυκυτταρικές στα 30 min. Η μέγιστη κορυφή στις μονοκυτταρικές εμφανίζεται στα πρώτα 10 min, και στις πολυκυτταρικές στα 20 min. Συνεπώς, στην περίπτωση των μονοκυτταρικών καταιγίδων αναμένεται ταυτόχρονη καθ' ύψος ανάπτυξη και ισχυροποίηση, ενώ στις πολυκυτταρικές η μέγιστη καθ' ύψος ανάπτυξη προηγείται ΜΕΤΡΗΣΗ ΤΟΥ ΧΑΛΑΖΙΟΥ Η μέτρηση του χαλαζιού, με συμβατικά ραντάρ, ενέχει προβλήματα. Οι μεγαλύτερες δυσκολίες σχετίζονται με την άγνωστη συνεισφορά της βροχής στη συνολική ισχύ που οπισθοσκεδάζεται προς το ραντάρ, με την κατανομή μεγέθους του χαλαζιού και σε μικρότερο ίσως βαθμό με την υφή των χαλαζοκόκκων που επηρεάζει τις ιδιότητες της οπισθοσκέδασης (ύπαρξη υμένα νερού, σπογγώδης υφή, κτλ.). Για τα συμβατικά ραντάρ, υπάρχει ο περιορισμός των μετρήσεων της ανακλαστικότητας μόνο, και όχι άλλων μετρήσεων διπλής πολικότητας ή διπλού μήκους κύματος, όπου οι φυσικές ιδιότητες του χαλαζιού μπορούν να προσφέρουν πλεονεκτήματα τόσο στη μέτρηση όσο και στην ανίχνευσή του. Γενικά, οι μετρήσεις του χαλαζιού με το ραντάρ είναι χρήσιμες σε κάθε πρόγραμμα σποράς των νεφών που προσπαθεί να μειώσει τις συνέπειές του για τους εξής λόγους: 1. Για την ανίχνευση χαλαζιού μέσα στο νέφος ή στο έδαφος, ή για την εκτίμηση της πιθανότητας ύπαρξης χαλαζιού μέσα στην καταιγίδα. 2. Για την ποσοτική εκτίμηση του χαλαζιού στο έδαφος, είτε ως σημειακή εκτίμηση σε συγκεκριμένη χρονική στιγμή είτε ως κάποια ποσότητα ολοκληρωμένη στο χώρο και στο χρόνο. 3. Για τη μελέτη της συμπεριφοράς κάποιων μέτρων χαλαζιού στα νέφη, που μπορεί να είναι πιο ευαίσθητα στη σπορά. Η προσπάθεια εκτίμησης του χαλαζιού στο έδαφος με δίκτυα χαλαζομέτρων διατεταγμένων σε τυπικές αποστάσεις 1-4 km αντισταθμίζεται από το γεγονός της μεγάλης χωρικής μεταβλητότητας των χαλαζοπτώσεων, ακόμα και σε αποστάσεις 50 ως 100 μέτρων. Συνεπώς, ένα χαλαζόμετρο δεν είναι αντιπροσωπευτικό της συνολικής χαλαζόπτωσης σε μια έκταση 2 ως 10 km 2. Από την άλλη μεριά, το ραντάρ δεν υπόκειται στους ίδιους περιορισμούς στη χωρική δειγματοληψία, καθόσον η δειγματοληψία της δέσμης του λαμβάνει χώρα σε μεγάλο όγκο, 1 km 3 ή και μεγαλύτερο. Επομένως, ο συνδυασμός χαλαζομέτρων και ραντάρ αποτελεί την καλύτερη μέθοδο εκτίμησης του χαλαζιού. Η εύρεση μέτρων χαλαζιού ψηλά μέσα στο νέφος σχετίζεται, σε κάποιο βαθμό, τόσο με τις ενδογενείς δυσκολίες στη μέτρηση του χαλαζιού στο έδαφος με τη συνύπαρξη βροχής όσο και με τη μεταβολή μέσα στο χρόνο της κατανομής μεγέθους των χαλαζοκόκκων. Η χρησιμότητα των μέτρων αυτών, εκφρασμένη ως πιθανότητα για χαλάζι, έγκειται στη συνεισφορά τους στη λήψη αποφάσεων σε πραγματικό χρόνο κατά τη διάρκεια ενός επιχειρησιακού προγράμματος ΜΕΤΡΑ ΧΑΛΑΖΙΟΥ ΜΕΣΑ ΣΤΑ ΝΕΦΗ Οι μετρήσεις στο ανώτερο τμήμα των καταιγίδων θεωρείται ότι επηρεάζονται λιγότερο από την παρουσία βροχής. Τα μέτρα που χρησιμοποιούνται είναι γενικά απλές ποσότητες που χαρακτηρίζουν την καταιγίδα και βασίζονται σε σημειακές εκτιμήσεις της ανακλαστικότητας και όχι σε κάποια ολοκληρωμένη τιμή. Τέτοια παραδείγματα αποτελούν η μέγιστη ανακλαστικότητα του κυττάρου και το ύψος στο οποίο αυτή παρατηρείται. Τα μέτρα αυτά βέβαια υπόκεινται σε προβλήματα που 180

192 έχουν να κάνουν με τυχαίες διακυμάνσεις και με τη δειγματοληψία. Πολλές προσπάθειες έχουν γίνει στο παρελθόν για τη συσχέτιση του ύψους της ισοπληθούς των 45 dbz με την πιθανότητα για χαλάζι (Waldvogel et al., 1978, 1979; Kessinger and Brandes, 1995; Witt et al., 1998) με θετικά αποτελέσματα, η επιτυχία της οποίας όμως σε έναν τόπο δεν εγγυάται το ίδιο και για οποιονδήποτε άλλο τόπο. Μια αντικειμενική κατάταξη των καταιγίδων, που να βασίζεται στα χαρακτηριστικά της δομής τους, είναι δύσκολη (Foote and Mohr, 1979; Foote, 1985). Πρόσφατα, ο Abshaev (1999) πρότεινε ένα σχήμα που χρησιμοποιεί μόνο τη μέγιστη ανακλαστικότητα και το ύψος της ηχώς των 45 dbz, με ενθαρρυντικά αποτελέσματα. Το σχήμα αυτό χρησιμοποιείται και στην ανάλυση που ακολουθεί με κάποιες μικρές τροποποιήσεις. Αν το Η 0 συμβολίζει το ύψος της ισοθέρμου του μηδενός, το Η 2 = Η 0 +2 km και το Η 45 το ύψος της κορυφής της ισοπληθούς των 45 dbz μέσα στην καταιγίδα, τότε ορίζεται το ΔΗ 45 = Η 45 - Η 0. Αν επίσης Η max είναι το μέγιστο ύψος κορυφής της καταιγίδας, ορίζεται το ΔΗ max = H max - H 0. Σύμφωνα με το σχήμα του Abshaev, διακρίνονται δύο περιπτώσεις: αν η μέγιστη ανακλαστικότητα Ζ max > 45 dbz, τότε χρησιμοποιείται το Η 45, αν πάλι Ζ max < 45 dbz, τότε χρησιμοποιείται η ποσότητα Η(Ζ max -10 dbz)-h 0. Αφού υπολογίστηκαν όλες αυτές οι παράμετροι για όλες τις καταιγίδες που καταγράφηκαν, έγινε σύγκριση μεταξύ μη χαλαζοφόρων καταιγίδων και χαλαζοκαταιγίδων για όλες τις κλάσεις κάθε μέτρου χαλαζιού, με σκοπό την εύρεση της πιθανότητας για χαλάζι με βάση τα μέτρα αυτά. Επτά συνολικά μέτρα (παράμετροι) χαλαζιού εξετάστηκαν: η μέγιστη ανακλαστικότητα Ζ max, το ύψος στο οποίο αυτή παρατηρείται Η zmax, η μέγιστη τιμή του κατακορύφως ολοκληρωμένου υγρού νερού VIL max, το ΔΗ max = H max - H 0, το ΔΗ 45 = Η 45 - Η 2 αν Ζ max > 45 dbz, το Η(Ζ max -10 dbz)-h 2 αν Ζ max < 45 dbz και ο λόγος διαστάσεων, δηλαδή ο λόγος της κατακόρυφης προς την οριζόντια διάσταση της καταιγίδας. Στα Σχήματα παρουσιάζεται η πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει των μέτρων αυτών. Αυτές οι κατανομές πιθανότητας προσεγγίζονται, στη συνέχεια, με καμπύλες που προσαρμόζονται στα δεδομένα, κυρίως πολυωνυμικές, αλλά και συχνά γραμμικές ή και λογαριθμικές (εκθετικές). Οι εξισώσεις των καμπυλών αυτών παρατίθενται και μπορούν να χρησιμοποιηθούν ως εμπειρικές σχέσεις για την απόδοση της πιθανότητας για χαλάζι με τη χρήση συγκεκριμένου μέτρου χαλαζιού y=2.083x POH (%) Zmax (dbz) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει της μέγιστης ανακλαστικότητας των καταιγίδων. 181

193 Παρατηρούμε ότι, για Ζ = 45 dbz, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 30%, ενώ για Ζ = 70 dbz, η πιθανότητα ανέρχεται σε 80%. Η συγκεκριμένη παράμετρος φαίνεται ότι αποτελεί ένα ικανοποιητικό μέτρο χαλαζιού. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = Z max (dbz) y=-1.083x²-5.333x POH (%) Hzmax (km) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει του ύψους στο οποίο παρατηρείται η μέγιστη ανακλαστικότητα. Διαπιστώνεται ότι, αν η μέγιστη ανακλαστικότητα παρατηρείται σε ύψος ως 6 km, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 31% και για ύψη μεγάλα σημειώνει πτώση. Έτσι, για ύψη km η πιθανότητα είναι μόλις 12%. Η παράμετρος αυτή δεν αποτελεί ικανοποιητικό μέτρο χαλαζιού. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = H zmax (km) y= x²+0.4x POH (%) >100 VILmax (kg/m 2 ) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει του κατακορύφως ολοκληρωμένου υγρού νερού. Διαπιστώνεται ότι, αν το κατακορύφως ολοκληρωμένο υγρό νερό της καταιγίδας έχει τιμή 10 kg/m 2, η πιθανότητα για χαλάζι είναι μόλις 25%, ενώ όταν 182

194 ανέρχεται στα 50 kg/m 2, η πιθανότητα γίνεται 55%. Συνεπώς, το VILmax αποτελεί ένα καλό μέτρο χαλαζιού. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = VIL max (kg/m 2 ) y=-0.064x³-0.646x² x POH (%) < >10 Hmax-Ho (km) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει της διαφοράς ύψους μεταξύ της μέγιστης κορυφής και της ισοθέρμου του μηδενός. Διαπιστώνεται ότι, αν η διαφορά ύψους μεταξύ της μέγιστης κορυφής και της ισοθέρμου του μηδενός είναι 6 km, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 20%, ενώ αν φτάσει τα 8 km, είναι 50% και για διαφορά 10 km γίνεται 70%. Συνεπώς, και αυτή η παράμετρος αποτελεί ικανοποιητικό μέτρο χαλαζιού. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = H max -H 0 (km) y=12.183x POH (%) ΔΗ 45 (km) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει της διαφοράς ύψους μεταξύ της στάθμης των 45 dbz και της ισοθέρμου του μηδενός αυξημένης κατά 2 km. Διαπιστώνεται ότι, αν η διαφορά των υψών αυτών είναι 4 km, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 36%, ενώ αν φτάσει τα 6 km, η πιθανότητα γίνεται 60%. Συνεπώς, και αυτή η παράμετρος αποτελεί ικανοποιητικό μέτρο χαλαζιού. Το μέτρο αυτό αποδίδει την πιθανότητα για χαλάζι όταν Ζ max > 45 dbz. 183

195 Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = ΔΗ 45 (km) y=2.5429x² x+14.8 POH (%) H(Z m -10)-H 2 (km) Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει της διαφοράς ύψους μεταξύ της στάθμης της μέγιστης ανακλαστικότητας ελαττωμένης κατά 10 dbz και της ισοθέρμου του μηδενός αυξημένης κατά 2 km. Το μέτρο αυτό αποδίδει την πιθανότητα για χαλάζι όταν Ζ max < 45 dbz. Διαπιστώνεται ότι, αν η διαφορά των υψών αυτών είναι 3 km, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 16%, ενώ αν φτάσει τα 5 km, η πιθανότητα γίνεται 42%. Συνεπώς, αυτή η παράμετρος αποτελεί αρκετά ικανοποιητικό μέτρο χαλαζιού. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = H(Z m -10)-H 2 (km) y= lnx POH (%) < ΛΟΓΟΣ ΔΙΑΣΤΑΣΕΩΝ Σχήμα Πιθανότητα για χαλάζι συναρτήσει του λόγου των διαστάσεων. Διαπιστώνεται ότι, για λόγο διαστάσεων ίσο με 2, η πιθανότητα για χαλάζι είναι 46% και πέφτει στο 15% για λόγο ίσο με 4. Αποτελεί αρκετά ικανοποιητικό μέτρο. Στην εξίσωση της καμπύλης είναι: y = POH(%), x = λόγος διαστάσεων. 184

196 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 11 ο ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ