Α. Παραδόσεις μαθήματος (Κτίριο Μαθηματικού-Αίθουσα 2) 14 εβδομάδες (Τετάρτη 09:00-12:00) Β. Οπτικοακουστικό υλικό

Transcript

1

2 2 Α. Παραδόσεις μαθήματος (Κτίριο Μαθηματικού-Αίθουσα 2) 14 εβδομάδες (Τετάρτη 09:00-12:00) Β. Οπτικοακουστικό υλικό «Πλανητική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας» «Οι κινήσεις της ατμόσφαιρας»

3 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ «Μαθήματα Μετεωρολογίας» Β. Δ. Κατσούλη, Δ. Α. Μεταξά και Α. Ν. Μπαρτζώκα (Παραλαβή βιβλίων στο Κτίριο Φυσικού Φ2 - Γραφείο 319) 3 «Γενική Μετεωρολογία» Σαχσαμάνογλου, Χ. Σ. και Τ. Ι. Μακρογιάννης, 1998 Εκδόσεις Ζήτη, Θεσσαλονίκη «Γενική Κλιματολογία» Ζαμπάκας, Ι. Δ., 1981 Εκδόσεις Αθηνά Α.Ε. «Meteorology, The atmosphere and the science of weather» Moran, J. M. and M. D. Morgan, 1994 Macmillan College Publishing Company «Meteorology» Miller A. and R. A. Anthes, 1985 Charles E. Merill Publishing Company «Ο Πλανήτης Γη» Rasool, I., 1995 Εκδόσεις Π. Τραυλός-Ε. Κωσταράκη

4 «Μετεωρολογία της ατμοσφαιρικής ρύπανσης» Πνευματικός, Ι. Δ., «Η Φυσική των ατμοσφαιρικών φαινομένων» Πνευματικός, Ι. Δ.,

5 Η δύναμη του ανέμου σε ανεμοστρόβιλο στο Clarendon του Texas, των ΗΠΑ το έτος 1970, ήταν ικανή να «καρφώσει» ξύλο σε μεταλλική σωλήνα διαμέτρου 4 cm. 5

6

7 Μέσα σε 2 ώρες άτομα προστίθενται στον πληθυσμό της γης στρέμματα δάσους καταστρέφονται στον πλανήτη τόνοι CO 2 συσσωρεύονται στην ατμόσφαιρα από την κατανάλωση καυσίμων από τα αυτοκίνητα και την βιομηχανία Οι αριθμοί αντιπροσωπεύουν < % της σημερινής κατάστασης

8 8 1. Η ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΚΑΙ Η ΣΥΝΘΕΣΗ ΤΗΣ O 2 H 2 O CO 2 N 2 O 3 Ορισμός: Το αεριώδες στρώμα που περιβάλλει την γη. Συγκρατείται λόγω της βαρύτητας και περιστρέφεται με την γη. Η σχετική κίνησή της ως προς την γη, μεταφέρει ενέργεια από περιοχές με πλεόνασμα (τροπικούς) σε περιοχές με έλλειμμα (πόλους). Χαρακτηριστικά μάζα = 10-6 της μάζας του πλανήτη πυκνότητα = 10-3 της πυκνότητας των πετρωμάτων πάχος = 10-1 της ακτίνας της γης (R Γ = km)

9 Πίνακας 1: Σύσταση των αερίων που εκλύονται από τα ηφαίστεια της Χαβάης 9 Αέριο (%) κατ όγκο Υδρατμοί 79,3 Διοξείδιο του άνθρακα 11,6 Διοξείδιο του θείου 6,5 Άζωτο 1,3 Υδρογόνο 0,6 Διάφορα 0,7 Σύνολο 100,0 Πίνακας 2: Σημερινή σύσταση της ατμόσφαιρας Κατηγορία Είδος συστατικού Ονομασία Ι Κύριο Ν 2 (78%) - Ο 2 (21%) - Ar(1%) ΙΙ Μεταβλητό H 2 O (0-4%) ΙΙΙ Δευτερεύον Ne - He - Kr - Xe (αδρανή) N 2 CO 2 - CH 4 - H 2 - NO - CO - O 3 IV Αιωρούμενα σωματίδια (aerosols) στερεά και υγρά σωματίδια διαστάσεων < 1μm O 2 Υπόλοιπα

10 10 Καιρός είναι η κατάσταση της ατμόσφαιρας σε μία δεδομένη χρονική στιγμή, πάνω από μια περιοχή, όπως αυτή περιγράφεται από τις τιμές των διαφόρων Μετεωρολογικών παραμέτρων. Κλίμα είναι η μέση καιρική κατάσταση, ως σύνθεση του καιρού για μια μεγάλη χρονική περίοδο (π.χ. 50 έτη). Ατμοσφαιρικές επιστήμες Μετεωρολογία Κλιματολογία

11 2. ΚΛΑΔΟΙ ΤΗΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ 1) H Δυναμική Mετεωρολογία, κύριος σκοπός της οποίας είναι η δημιουργία θεωρητικών προτύπων των λειτουργιών που συμβαίνουν στην Aτμόσφαιρα και την υποβολή τους στον πειραματικό έλεγχο. Θα ήταν ακριβέστερο εάν η Δυναμική Mετεωρολογία ονομάζονταν Θεωρητική Mετεωρολογία. 2) H Φυσική Mετεωρολογία, ηοποία ασχολείται κυρίως με τη χημική σύσταση και φυσική υφή της ατμόσφαιρας, με τους νόμους της ακτινοβολίας, με τα θερμοδυναμικά, ηλεκτρικά, οπτικά και ακουστικά φαινόμενα της Aτμόσφαιρας, καθώς και με τη δημιουργία των νεφών και υδατωδών κατακρημνισμάτων. Yποδιαιρέσεις της Φυσικής Mετεωρολογίας είναι η Φυσική των νεφών, ηφυσική των υδρομετεώρων, η Aτμοσφαιρική Oπτική και Aκουστική, ο Aτμοσφαιρικός Hλεκτρισμός, η Iονόσφαιρα κ.ά. 3) H Περιγραφική Mετεωρολογία, η οποία ασχολείται με την περιγραφή της Aτμόσφαιρας και των λειτουργιών και φαινομένων της χωρίς να υπεισέρχεται στη θεωρητική τους ανάπτυξη. 11

12 4) H Συνοπτική Mετεωρολογία, η οποία εξετάζει τις μεθόδους της ανάλυσης και πρόγνωσης του καιρού βάσει των δεδομένων των παρατηρήσεων και των νόμων της Δυναμικής Mετεωρολογίας. 5) H Aερολογία, κύριος σκοπός της οποίας είναι η μελέτη της ελεύθερης ατμόσφαιρας. Kατά τα τελευταία χρόνια δημιουργήθηκε και ο κλάδος της Aερονομίας, που ασχολείται κυρίως με τις φυσικές διεργασίες και τις χημικές αντιδράσεις που λαμβάνουν χώρα στην ανώτερη ατμόσφαιρα. 6) H Mικρομετεωρολογία, ηοποία ασχολείται με την παρατήρηση και την ερμηνεία των μικράς κλίμακας φυσικών και δυναμικών συμβάντων της ατμόσφαιρας και μάλιστα αυτών που δημιουργούνται κοντά στην επιφάνεια του εδάφους μέχρι του ύψους πέραν του οποίου ηεπίδραση του εδάφους είναι αμελητέα. 7) H Πρακτική Mετεωρολογία, η οποία εξετάζει τα όργανα και τις μεθόδους των παρατηρήσεων.

13 Kλιματολογία, είναι ηεπιστήμη ηοποία προσπαθεί να περιγράψει και να ερμηνεύσει τη φύση του κλίματος, πως αυτό διαφέρει από τόπο σε τόπο και πως αυτό σχετίζεται με τις δραστηριότητες του ανθρώπου. 1) H Γενική Kλιματολογία 2) H Φυσική Kλιματολογία 3) H Δυναμική Kλιματολογία 4) H Συνοπτική Kλιματολογία 5) H Περιγραφική Kλιματολογία 6) H Aεροναυτική Kλιματολογία 7) H Γεωργική Kλιματολογία 8) H Iατρική και θεραπευτική Kλιματολογία 9) H Bιοκλιματολογία 10) H Yδροκλιματολογία 11) H Kλιματολογία της Eλεύθερης Aτμόσφαιρας 12) H Mακρο-Mεσο και Mικρο-Kλιματολογία και 13) H Παλαιοκλιματολογία

14 14 Χρονολογίες ορόσημο στην Ιστορία της Μετεωρολογίας 500 Π.Χ. Ο Παρμενίδης ταξινόμησε το κλίμα της γής βάσει του γεωγραφικού πλάτους σαν άνυδρο, εύκρατο και ψυχρό 400 Μετρήσεις βροχόπτωσης στην Ινδία 334 Ο Αριστοτέλης έγραψε την μελέτη «Μετεωρολογικά» 1500 M.Χ. Ο Leonardo Da Vinci ανακάλυψε το υγρόμετρο 1643 Ο Galileo ανακάλυψε το θερμόμετρο 1644 Ο Toricelli ανακάλυψε το βαρόμετρο 1825 Ο August ανακάλυψε το ψυχρόμετρο 1916 Κατασκευή του ακτινόμετρου 1928 Κατασκευή της ραδιοβολίδας 1985 Παρατηρείται η "τρύπα του όζοντος" στην Ανταρκτική

15 Οπρώτος Μετεωρολογικός σταθμός στην ιστορία της ανθρωπότητας (1ος Π.Χ. αιώνας), ήταν ο εικονιζόμενος Πύργος των ανέμων ή ωρολόγιο του Ανδρόνικου που σώζεται στον Βόρειο πρόποδα της Ακρόπολης των Αθηνών (αριστερή εικόνα). Αναπαράσταση του σταθμού φαίνεται στην δεξιά εικόνα. Το οκτάπλευρο αυτό οικοδόμημα διέθετε υδραυλικό ωρολόγιο και ανεμοδείκτη στη οροφή. Ψηλά και στην εξωτερική πλευρά των τοίχων, έφερε ανάγλυφες παραστάσεις οκτώ ανέμων προσωποποιημένων 15

16 3. ΠΑΡΑΓΟΝΤΕΣ ΠΟΥ ΕΠΗΡΕΑΖΟΥΝ ΤΟΝ ΚΑΙΡΟ ΚΑΙ ΤΟ ΚΛΙΜΑ α) H περιστροφήτηςγης περί τον άξονά της, που διαρκεί 24 ώρες (ημερήσια περιστροφή) β) H περιστροφή της Γης περί τον Ήλιο πάνω σε μία ελλειπτική τροχιά, ησυμπλήρωση της οποίας απαιτεί 365 1/4 ημέρες γ) Tο Γεωγραφικό πλάτος. Λόγω της ημερήσιας περιστροφής της Γης περί τον άξονά της η ενέργεια του Hλίου η οποία λαμβάνεται από την επιφάνεια του εδάφους και η οποία είναι συνδυασμός άμεσης και διάχυτης ακτινοβολίας κατά τη διάρκεια της ημέρας, οι εποχικές μεταβολές του καιρού και του κλίματος μιας περιοχής θα βρίσκονται σε άμεση εξάρτηση και θα οφείλονται πρώτιστα στο μήκος της ημέρας (τη διάρκεια του ηλιακού φωτός) δ) H κατανομή και το ισοζύγιο του ύδατος και των ακτινοβολιών στο σύστημα Γης-Aτμόσφαιρας ε) O σχηματισμός και οι κινήσεις των αερίων μαζών 16

17 Φθινοπωρινή ισημερία 23 Σεπτεμβρίου Β Π 17 Χειμερινό ηλιοστάσιο 22 Δεκεμβρίου Ισημερινός Θερινό ηλιοστάσιο 22 Ιουνίου Β Π Ν Π Β Π Ισημερινός Ν Π Ηλιος Β Π Ισημερινός Ν Π Ισημερινός Β Π = Βόρειος Πόλος Ν Π = Νότιος Πόλος Ν Π Εαρινή ησημερία 21 Μαρτίου Η τροχιά που διαγράφει η γη κατά την ετήσια περιφορά της περί τον ήλιο είναι ελλειπτική. Η γη βρίσκεται πλησιέστερα στον ήλιο στο περιήλιο (3 Ιανουαρίου) και μακρύτερα στο αφήλιο (4 Ιουλίου). Η ύπαρξη των διαφόρων εποχών του έτους στον πλανήτη μας οφείλεται στην γωνία 23 ο 27' που σχηματίζει το ισημερινό επίπεδο της γης, με το επίπεδο περιφοράς της περί τον ήλιο.

18 18 Άξονας περιστροφής Ατμόσφαιρα Ηλιακές ακτίνες c (α) Ηλιακές ακτίνες b (β) Ηλιακές ακτίνες a Ηλιακές ακτίνες Η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει σε διάφορα γεωγραφικά πλάτη εξαρτάται από την γωνία που σχηματίζουν οι ηλιακές ακτίνες με τον ορίζοντα του τόπου. Στο άνω μέρος του Σχήματος (α) σημειώνονται οι διαφορετικές γωνίες πρόσπτωσης a, b, c καθώς και οι αντίστοιχες διαδρομές d 1, d 2 και d 3 των ηλιακών ακτίνων στην ατμόσφαιρα. Στο κάτω μέρος του Σχήματος (β) σημειώνονται οι διατομές για τις τρεις διαφορετικές γωνίες πρόσπτωσης.

19 Oι σπουδαιότεροι φυσικογεωγραφικοί παράγοντες που επηρεάζουν τον καιρό και το κλίμα, είναι οι εξής: α) H σύνθεση της επιφάνειας της Γης β) H διανομή των ξηρών και θαλασσών γ) H τοπογραφία και ημορφολογία του εδάφους δ) H επικρατούσα διεύθυνση του ανέμου και ε) Tαωκεάνεια ήθαλάσσια ρεύματα, τα οποία είναι αποτέλεσμα, (1) της διαφοράς πυκνότητας, λόγω του ότι επικρατεί διαφορετική ηλιακή θέρμανση από γεωγραφικό πλάτος σε γεωγραφικό πλάτος και (2) της διεύθυνσης του ανέμου, που επικρατεί, η οποία και προκαλεί αντίστοιχη ανατάραξη και ανάμιξη του ύδατος. H ωκεάνεια κυκλοφορία είναι ανάλογη με εκείνη της ατμόσφαιρας, μεταβάλλεται όμως λόγω των ακτών 19

20 4. ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 20 α) H θερμοκρασία β) η βροχή γ) η ατμοσφαιρική πίεση δ) ο άνεμος ε) η υγρασία του αέρα στ) η νέφωση ζ) η ηλιακή ακτινοβολία η) ο υετός θ) η εξατμισοδιαπνοή Tα στοιχεία αυτά μας δίδουν την εικόνα του καιρού που επικρατεί πάνω από μία περιοχή και κυρίως οσυνδυασμός τους στα κλιματικά συστήματα ρυθμίζουν τη χλωρίδα και την πανίδα σχετικά με το έδαφος, την οικονομία, την ευχάριστη ήδυσάρεστη παραμονή σε μία περιοχή κλπ. O συνδυασμός των στοιχείων αυτών επιβάλλει τη διαίρεση της επιφάνειας της Γης σε κλιματικές ζώνες, από τις οποίες διαφαίνεται ο τεράστιος, όπως ελέχθη και προηγουμένως, ρόλος του γεωγραφικού πλάτους (φ).

21 4.1 ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΟΥ ΑΕΡΑ 1) Mέση ημερήσια θερμοκρασία του αέρα, είναι ημέση τιμή των αναγνωσμάτων των θερμομέτρων τα οποία λαμβάνουν 4, 3 ή 2 φορές την ημέρα, ή η μέση τιμή των 24 αναγνωσμάτων του θερμογράφου 2) Mέση μηνιαία θερμοκρασία, είναι το άθροισμα των μέσων ημερήσιων θερμοκρασιών για κάθε μήνα, που διαιρείται με τον αριθμό ημερών του μήνα 3) H μέση ετήσια θερμοκρασία υπολογίζεται με το άθροισμα των μέσων μηνιαίων τιμών και με τη διαίρεση του αθροίσματος δια του 12 4) Mέση μέγιστη θερμοκρασία, είναι η μέση τιμή των μέγιστων αναγνωσμάτων της θερμοκρασίας, για την περίοδο των παρατηρήσεων 5) Mέση ελάχιστη θερμοκρασία, είναι ημέση τιμή των ελάχιστων αναγνωσμάτων της θερμοκρασίας, για την περίοδο που μελετάμε 21

22 4.2 ΗΜΕΡΗΣΙΑ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΟΥ ΑΕΡΑ 22 Ημερήσιο θερμομετρικό εύρος (ΗΘΕ) 4.3 ΕΤΗΣΙΑ ΠΟΡΕΙΑ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ Ετήσιο θερμομετρικό εύρος (ΕΘΕ) α) Ισημερινός τύπος (ΕΘΕ=2 o C ωκεανούς, 8-10 o C ηπείρους) β) Τροπικός τύπος (μεγάλο ΕΘΕ) γ) Εύκρατος θαλάσσιος τύπος (ΕΘΕ= o C) δ) Εύκρατος ηπειρωτικός τύπος (ΕΘΕ=50-60 o C) ε) Πολικός τύπος (μεγάλο ΕΘΕ) ζ) Μουσσωνικός τύπος (διπλή ετήσια κύμανση)

23 Τα διαγράμματα απεικονίζουν την ημερήσια μεταβολή της ηλιακής ακτινοβολίας ( ) και της θερμοκρασίας του αέρα ( ) πριν ( ), κατά ( ) και μετά ( ) την ημέρα της έκλειψης του ήλιου. Με τα διαγράμματα αυτά μπορεί να ερμηνευθεί το αίτιο-αποτέλεσμα της ημερήσιας μεταβολής της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας 23

24 50 ΕΤΟΣ ΜΕΣΗ ΜΗΝΙΑΙΑ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ( o C) Ιαν Φεβ ΜαρΑπρ Μαι Ιουν Ιουλ Αυγ Σεπ Οκτ Νοε Δεκ Μεταβολή της μέσης μηνιαίας θερμοκρασίας (μεσαία καμπύλη) καθώς των μέσων ακραίων μηνιαίων θερμοκρασιών (ελαχίστηκάτω καμπύλη, μεγίστη-άνω καμπύλη) κατά το έτος 2000, στoν Μετεωρολογικό Σταθμό της Πανεπιστημιούπολης Πατρών

25 4.4 ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΔΙΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ 25 H διανομή της θερμοκρασίας πάνω στην επιφάνεια της Γης εξαρτάται από: 1) την ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας 2) την διανομή των ξηρών και θαλασσών 3) τα ατμοσφαιρικά και θαλάσσια ρεύματα 4) την ποσότητα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα 5) την ρύπανση της ατμόσφαιρας 6) την φύση του εδάφους 7) το ανάγλυφο Oι χάρτες των Σχημάτων 1 και 2 δίνουν τη διανομή των θερμοκρασιών που ανάγονται στην επιφάνεια της θάλασσας σ' ολόκληρη τη Γη, για τους αντιπροσωπευτικούς μήνες της θερμής και ψυχρής εποχής του έτους. Η διανομή της θερμοκρασίας κατά ζώνες πλάτους υπολογίζεται από τις μέσες τιμές της θερμοκρασίας των τόπων που βρίσκονται στον ίδιο παράλληλο. H διαφορά μεταξύ της πραγματικής θερμοκρασίας ενός τόπου από τη μέση θερμοκρασία του παράλληλου πλάτους ενός τόπου που διέρχεται μέσω αυτού, καλείται θερμομετρική ανωμαλία (θετική ήαρνητική)

26 Σχήμα 1: Διανομή της θερμοκρασίας κατά τον Ιούλιο 26

27 Σχήμα 2: Διανομή της θερμοκρασίας κατά τον Ιανουάριο 27

28 4.5 ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ 28 H θερμοκρασία του αέρα ελαττώνεται, όπως είναι γνωστόν, με το ύψος μέσα στην τροπόσφαιρα, κατά 0,65 ο C περίπου ανά 100 m. Aυτή τη μεταβολή την ονομάζουμε κατακόρυφη θερμοβαθμίδα Aυτή όμως ηκατακόρυφη θερμοβαθμίδα, ηοποία παριστάνει τη μεταβολή της θερμοκρασίας από στρώμα σε στρώμα του αέρα, δεν πρέπει να συγχέεται με τη μεταβολή της θερμοκρασίας μιας μάζας αέρα η οποία ανέρχεται ή κατέρχεται μέσα στην ατμόσφαιρα, και η οποία μεταβολή μπορεί να είναι διαφορετική από τη μεταβολή της θερμοκρασίας του περιβάλλοντος αέρα H κατακόρυφη θερμοβαθμίδα που παρατηρείται στην ατμόσφαιρα, θεωρείται θετική αν ηθερμοκρασία ελαττώνεται με το ύψος και αρνητική, αν η θερμοκρασία αυξάνει μ' αυτό. Στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα είναι συνήθως θετική, πλην όμως παρατηρούνται, όχι σπάνια, περιπτώσεις αρνητικής θερμοβαθμίδας. Όταν συμβαίνει αυτό το φαινόμενο, τότε λέμε ότι έχουμε αναστροφή θερμοκρασίας

29 Oι ανοδικές και καθοδικές κινήσεις στην ατμόσφαιρα είναι φαινόμενα συνήθη, και διαδραματίζουν σημαντικό ρόλο σε πάρα πολλές ατμοσφαιρικές λειτουργίες και μάλιστα στη μεταφορά θερμότητας και υγρασίας και στο σχηματισμό νεφών και υετού. H εκδήλωση μιας κατακόρυφης μετακίνησης αερίων μαζών στην ατμόσφαιρα και ηέντασή της εξαρτάται από διάφορους παράγοντες ο σπουδαιότερος από τους οποίους είναι η σχέση μεταξύ της θερμοκρασίας T(z) της αέριας μάζας που μετακινείται και της θερμοκρασίας T'(z) του περιβάλλοντος αέρα z Γ 29 Σ Σ Β Α Τ Σχήμα 3: Ξηρή (ΑΒ) και υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα

30 30 Τροπική τροπόπαυση Υ ψ ο ς ( k m ) Π ί ε σ η ( m b ) Πολικός αέρας Αρκτικός αέρας Σ τ ρ α τ ό σ φ α ι ρ α Πολική τροπόπαυση Αρκτικό μέτωπο Α Τροπόπαυση μέσων γεωγρ. πλατών Πολικός αεροχείμαρρος Πολικό μέτωπο Αέρας μέσων γεωγρ. πλατών Υποτροπικός αεροχείμαρρος Δ Υποτροπικό μέτωπο Δ Δ Α Αναστροφή ετησίων ανέμων Αξονας υποτροπικόυ αντικυκλώνα Τροπικός αέρας μέτωπο Δ Ενδοτροπικό μέτωπο Π ί ε σ η ( m b ) Υ ψ ο ς ( k m ) Γεωγραφικό πλάτος ( μοίρες) Κατακόρυφη μεσημβρινή τομή των κυριότερων τροποσφαιρικών συστημάτων. Σημειώνονται επίσης οι επικρατέστερες διευθύνσεις των ανέμων στα διάφορα γεωγραφικά πλάτη.

31 31 Σχήμα 4: Μέση μεσημβρινή τομή της ατμόσφαιρας. Σε γεωγραφικά πλάτη 30 ο -40 ο η τροπόπαυση παρουσιάζει μια διακοπή κατά την διάρκεια όλων των μηνών, με συνέπεια την παρουσία τροπικής και πολικής τροπόπαυσης

32 32 Μετωρολογικοί δορυφόροι Βόρειο Σέλας Θερμόσφαιρα Υψ ο ς ( k m ) Μεσόπαυση Α τμο σφα ιρ ική πίεση ( m b ) Πλήθο ς μο ρ ίων α ν ά c m 3 Πύραυλοι Αεροπλάνα Χ-15 Ετερόσφαιρα Ομόσφαιρα Υψος ( km) Μεσόσφαιρα Ιχνη μετεωριτών Στρατόπαυση Ραδιοκύματα Στρατόσφαιρα Το 99% της ατμόσφαιρας βρίσκεται κάτω από αυτό το επίπεδο Ραδιοβολίδες Το 90% της ατμόσφαιρας βρίσκεται κάτω από αυτό το επίπεδο Τροπόπαυση Τροπόσφαιρα Νέφη Αεροπλάνα Θερμοκρασία ( ο C) Ταξινόμηση των διαφόρων περιοχών της ατμόσφαιρας βάσει της κατακόρυφης κατανομής της θερμοκρασίας (αριστερό τμήμα σχήματος). Τα κυριότερα ατμοσφαιρικά φαινόμενα καθώς και τα συστήματα που χρησιμοποιούνται στις παρατηρήσεις σημειώνονται στις αντίστοιχες περιοχές της ατμόσφαιρας (δεξιό τμήμα σχήματος)

33

34 4.6.1 ΒΑΣΙΚΕΣ ΑΡΧΕΣ ΚΑΙ ΝΟΜΟΙ ΤΗΣ ΚΛΑΣΙΚΗΣ ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΗΣ H Θερμοδυναμική ασχολείται γενικά με τους μετασχηματισμούς της θερμότητας σε άλλες μορφές ενέργειας και αντίστροφα ΚΑΤΑΣΤΑΣΗ ΑΕΡΙΟΥ Οι συνθήκες στις οποίες βρίσκεται κάποιο αέριο περιγράφονται από φυσικές ποσότητες όπως είναι η πίεση (p)( p), ο όγκος (V), θερμοκρασία (T) και η ποσότητα της ύλης (m ή n).. Οι μεταβλητές αυτές περιγράφουν την κατάσταση του αερίου και ονομάζονται καταστατικές μεταβλητές, ή καταστατικές συντεταγμένες. Σε μερικές περιπτώσεις η σχέση μεταξύ των p, V, T και m ή n είναι αρκετά απλή ώστε μπορούμε να την εκφράσουμε με μια εξίσωση, την καταστατική εξίσωση. η

35 35 Η ποσότητα του αερίου καθορίζεται ευκολότερα με τον αριθμό των γραμμομορίων n (αριθμός Avogadro,, N=6,023x10 23 μόρια/mole mole) παρά με τη μάζα. Γραμμομοριακή μάζα Μ (mole( mole) ) ονομάζουμε τη μάζα ανά γραμμομόριο, ενώ η ολική μάζα m ολική είναι το γινόμενο του αριθμού των γραμμομορίων n επί τη μάζα ανά γραμμομόριο Μ: 1 V = ρ m α= Ειδικός όγκος m ολική =nm

36 4.6.3 ΚΑΤΑΣΤΑΣΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ Η μελέτη της συμπεριφοράς διαφόρων αερίων οδηγεί σε αρκετά συμπεράσματα για τις ιδιότητές τους. Πρώτον, ο όγκος V είναι ανάλογος του αριθμού των γραμμομορίων n. Εάν διπλασιάσουμε τον αριθμό των γραμμομορίων, διατηρώντας πίεση και θερμοκρασία σταθερές, ο όγκος διπλασιάζεται. Δεύτερον, ό όγκος μεταβάλλεται αντιστρόφως ανάλογα με την πίεση. Εάν διπλασιάσουμε την πίεση, διατηρώντας θερμοκρασία και αριθμό γραμμομορίων n σταθερά, το αέριο συμπιέζεται στο μισό του αρχικού του όγκου. pv = σταθερό, όταν n και T (Νόμος Boyle) Τρίτον, η πίεση είναι ανάλογη της απόλυτης θερμοκρασίας. Εάν διπλασιάσουμε την απόλυτη θερμοκρασία, διατηρώντας όγκο και ποσότητα υλικού σταθερά, η πίεση διπλασιάζεται. pv=(σταθερά) T, όπου n και Τ σταθερές (Νόμος του Charles) Συνδυασμός των τριών σχέσεων: pv=nrt Η εξίσωση μπορεί να διατυπωθεί έτσι ώστε να περιέχει την μάζα pv /T = m ολική R /M (R=8,314 J/mol K)

37 37 Βασικές και παράγωγες μονάδες στα συστήματα Systéme Internationale (SI) και Centimeter-Gram-Second (CGS) Ποσότητα Μήκος Μάζα Θερμοκρασία Χρόνος Δύναμη Πίεση Ενέργεια Ισχύ SI Meter (m) Kilogram (kg) Kelvin (K) Second (s) Newton (Nt) Pascal (Pa) Joule (J) Watt (W) CGM 10 2 cm (centimeters) 10 3 g (gram) K S 10 5 dyn (dynes) 10 dyn cm erg (erg) 10 7 erg s -1

38 4.6.4 KΑΤΑΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ ΜΙΓΜΑΤΟΣ ΑΕΡΙΩΝ 38 m = m1 + m mn Aπό τους νόμους του Dalton γνωρίζουμε ότι: (α) το κάθε ένα από τα αέρια ενός μίγματος καταλαμβάνει ολόκληρο τον όγκο, και (β) αν p 1, p 2,..., p n οιπιέσεις τους αντίστοιχα, όταν καταλαμβάνουν μόνα τους ολόκληρο τον όγκο, η ολική πίεση p του μίγματος είναι ίση με το άθροισμα των μερικών τους πιέσεων, p 1, p 2,..., p n p = p1 + p pn p=ρ R T i i p=p1 + p p n = (mr mr mr) n n V m1 m2 mn pv=mrt R= R + R R m m m p α= RT 1 2 n T

39 4.6.5 ΕΡΓΟ ΕΚΤΟΝΩΣΗΣ ΑΕΡΙΟΥ F p= S 39 dw =pdv EΙΔΙΚΗ ΘΕΡΜΟΤΗΤΑ Eιδική θερμότητα ενός σώματος καλούμε το ποσό της θερμότητας που απαιτείται για την αύξηση της θερμοκρασίας της μονάδας της μάζας του σώματος αυτού κατά ένα βαθμό c v= δq dt v c p= δq dt p

40 4.6.7 O ΠΡΩΤΟΣ ΝΟΜΟΣ (ΑΞΙΩΜΑ) ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΗΣ 40 dq = du + dw = c v dτ + pdα dq =c dτ +RdT α dp=( c +R) dt α dp=c dt αdp v EΙΔΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ ΚΑΤΑΣΤΑΣΗΣ Συγκεκριμένα είδη θερμοδυναμικών μεταβολών τα οποία παρατηρούνται αρκετά συχνά στην ατμόσφαιρα είναι: Αδιαβατική είναι η μεταβολή κατά την οποία δεν παρατηρείται διάδοσηθερμότητας προς ήαπότοσύστημα, δηλαδή dq=0 Ισόχωρη είναι ημεταβολή που πραγματοποιείται υπό σταθερό όγκο, δηλαδή dα=0 Ισοβαρής είναι ημεταβολή που πραγματοποιείται υπό σταθερή πίεση, δηλαδή dp=0 Ισόθερμη είναι η μεταβολή που πραγματοποιείται υπό σταθερή θερμοκρασία, δηλαδή dτ=0 v p

41 p p 1 1 Μεταβολή της κατάστασης αερίου (p 1,V 1, T 1, )fi(p 2,V 1, T 2 ) αδιαβατικά(αδιαβατική μεταβολή) 41 p 2 T 2 1 V 1 V 2 T 2 T 1 <T 2 dq= 0 V p p 2 p 1 Μεταβολή της κατάστασης αερίου (p 1,V 1, T 1, )fi(p 2,V 1, T 2 ) με σταθερό όγκο (ισόχωρη μεταβολή) 2 1 T 1 T 2 T 1 <T 2 (dw) V = p dv = p (V 1 -V 1 ) = 0 V 1 V

42 42 p Μεταβολή της κατάστασης αερίου (p 1,V 1, T 1 )fi(p 1,V 2, T 2 ) με σταθερή πίεση (ισοβαρής μεταβολή) p T 1 T 2 T 1 <T 2 (dw) p = p dv = p 1 (V 2 -V 1 ) V 1 V 2 V p p 1 1 Μεταβολή της κατάστασης αερίου (p 1,V 1 )fi(p 2,V 2 ) με σταθερή θερμοκρασία (ισόθερμη T 1 ) p 2 T 1 T 2 2 T 1 <T 2 (dw) T = p dv = p (V 2 -V 1 ) V 1 V 2 V

43 p p 1 1 Μεταβολή της κατάστασης αερίου (p 1,V 1 )fi(p 2,V 2 ) με σταθερή θερμοκρασία (ισόθερμη T 1 ) 43 p 2 T 1 T 2 2 T 1 <T 2 (dw) T = p dv = p (V 2 -V 1 ) V 1 V 2 V dq= cp dt α dp RT α = p dt dp dq = 0= cp T R p c p dt T dp T 2 p 2 = R = p T p 1 1 R c p Εξίσωση Poisson

44 4.6.9 ΔΥΝΗΤΙΚΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ - EΝΤΡΟΠΙΑ 1000 Θ=T p R c p Δυνητική Θερμοκρασία 44 dq T dt dp = cp T R p T 2 dq ΔS = = S S T T Η εντροπία (S) είναι μια θερμοδυναμική συνάρτηση της κατάστασης του συστήματος, δηλαδή εξαρτάται μόνο από τις θερμοδυναμικές μεταβλητές που καθορίζουν τη συγκεκριμένη κατάσταση και όχι από τον τρόπο με τον οποίο έφτασε το σύστημα στην κατάσταση αυτή. Λογαριθμίζοντας και παραγωγίζοντας την έκφραση της δυνητικής θερμοκρασίας παίρνουμε: S = cp l nθ+ C Ισεντροπικές μεταβολές (ds=0, S=σταθ., Θ=σταθ.)

45

46 4.7.1 YΔΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑ Mε τον όρο ισορροπία εννοούμε γενικά αντιστάθμιση των δυνάμεων που δρουν πάνω σε ένα σύστημα. Όταν λέμε ότι το σύστημα αυτό βρίσκεται σε ισορροπία, εννοούμε ειδικά την στατική ισορροπία Οι νόμοι ισορροπίας του Nεύτωνα, όπως αυτοί ισχύουν στη Γενική Mηχανική των Pευστών είναι: α. Ένα στοιχείο ρευστού, πάνω στο οποίο δεν δρά συνισταμένη δύναμη, έχει επιτάχυνση 0 β. Αν μία δύναμη δρα πάνω σε στοιχείο του ρευστού, αυτό συνεπάγεται την ύπαρξη επιτάχυνσης κατά τη διεύθυνση της δύναμης. Aν δεν λάβουμε υπόψη τις τριβές, η δύναμη είναι ανάλογη προς τη μάζα του ρευστού επί την επιτάχυνση γ. H δράση προκαλεί ίση και αντίθετη αντίδραση. Για κάθε δύναμη που δρα από το περιβάλλον προς το σύστημα, αντιστοιχεί μια αντίδραση που αναπτύσσεται από το σύστημα προς το περιβάλλον, ίση σε μέγεθος και αντίθετη σε διεύθυνση. Συνεπώς, οι δυνάμεις που δρουν πάνω στις δύο πλευρές μιας επιφάνειας που χωρίζει δύο εφαπτόμενα συστήματα, είναι ίσες και αντίθετες 46

47 4.7.2 ΔΥΝΑΜΕΙΣ ΠΟΥ ΔΡΟΥΝ ΠΑΝΩ ΣΕ ΡΕΥΣΤΑ 47 Oι δυνάμεις αυτές διακρίνονται: α) σε δυνάμεις σώματος, που δρουν επί όλων των τμημάτων ή στοιχείων του ρευστού και είναι ανάλογες προς τη μάζα τους ήπρος το γινόμενο της πυκνότητας επί τον όγκο τους β) σε δυνάμεις επιφάνειας, που εξαρτώνται από την έκταση ή το εμβαδό της επιφάνειας της ύλης πάνω στην οποία δρουν και απαιτούν επιφανειακή επαφή με το περιβάλλον γ) σε τριχοειδείς δυνάμεις, που είναι στην ουσία μοριακές δυνάμεις. Tο μέγεθος των τελευταίων αυτών δυνάμεων εξαρτάται από το μέγεθος της γραμμής προς την οποία είναι κάθετες, γι' αυτό και αναφέρονται συχνά σαν δυνάμεις γραμμής

48 4.7.3 ΔΥΝΑΜΕΙΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΣ, ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΕΣ ΤΑΣΕΙΣ 48 σ τ τ G= τ σ τ τ τ σ xx xy xz yx yy yz zx zy zz H ΕΝΝΟΙΑ ΤΗΣ ΠΙΕΣΗΣ ΣΤΑ ΡΕΥΣΤΑ r F p= S

49 4.7.5 H ΥΔΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ r F GMm r = 2 r r = mg όπου = ελκτική δύναμη M = μάζα γης m = μάζα σώματος G = σταθερά παγκόσμιας έλξης (6,67x10-8 GGS) g * = επιτάχυνση της βαρύτητας F r * Νόμος της παγκόσμιας έλξης 49 p dp z+dz z B db p dp = ρ g dz Υδροστατική εξίσωση B Ισορροπία των δυνάμεων πίεσης και βάρους σε στήλη ατμοσφαιρικού αέρα

50 4.7.6 H ΥΔΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ ΣΤΗ ΘΕΩΡΙΑ ΤΩΝ ΠΕΔΙΩΝ 50 H ατμόσφαιρα αποτελεί ένα τμήμα του χώρου, σε κάθε σημείο του οποίου αντιστοιχεί μια τιμή της πίεσης. Eίναι δηλαδή η ατμόσφαιρα πεδίο πιέσεων: p = p( x, y, z, t ) p z = ρ g p p p p Dp dt + dx + dy + dz t x y z Dp Dt p + V! p t

51 4.7.7 ΠΑΧΟΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΟΥ ΣΤΡΩΜΑΤΟΣ 51 z 2 z 1 Δz T T + T = P 2,Τ 2 P 1,Τ dp 1 dp Δz = z z = = 2 1 gρ g ρ p p p p 1 2 p p ln 1 = 23, log 1 p2 p2 R=287,05 Jkg g=9,8 ms -2 K -1-1 RT p p Δz = ln 1 = 67, 4T log 1 g p2 p2 O τύπος αυτός στην ουσία δηλώνει ότι η απόσταση Δz δύο ισοβαρικών επιφανειών είναι ανάλογη προς τη μέση θερμοκρασία του στρώματος του αέρα μεταξύ τους. Έτσι υπολογίζεται π.χ. ότι στο στρώμα που περιλαμβάνεται μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών των 1000 mb και των 500 mb, αν η μέση θερμοκρασία μεταβληθεί κατά 1 C το πάχος του στρώματος αυξάνεται κατά 20 μέτρα περίπου.

52 4.8 KΑΤΑΚΟΡΥΦΗ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΓΕΝΙΚΟΣ ΟΡΙΣΜΟΣ Aν για κάποιο λόγο ένα στοιχείο του αέρα υποχρεωθεί να υποστεί μικρή μετακίνηση, προς τα κάτω ήπρος τα πάνω, τότε είναι δυνατό να αναπτυχθεί: (α) επιτάχυνση ομόρροπη προς τη μετακίνηση αυτή. Tότε η ισορροπία χαρακτηρίζεται σαν ασταθής ήότι επικρατεί αστάθεια (β) επιτάχυνση αντίρροπη προς τη μετακίνηση. Eπικρατεί ευσταθής ισορροπία ήευστάθεια (γ) επιτάχυνση μηδέν: ουδέτερη ισορροπία 52

53 4.8.2 KΑΤΑΚΟΡΥΦΗ ΘΕΡΜΟΒΑΘΜΙΔΑ 53 γ = T = T γ (z z), γ = z o T, C o o m

54 Αναστροφή της θερμοκρασίας 54 Ύψος αναστροφής Βάθος της αναστροφής Μέγεθος (ένταση) της αναστροφής Oι αναστροφές ανάλογα με το ύψος στο οποίο δημιουργούνται διακρίνονται σε: α) αναστροφές επιφάνειας, όταν αρχίζουν από την επιφάνεια του εδάφους της Γης και β) αναστροφές ελεύθερης ατμόσφαιρας ή ύψους, όταν αυτές αρχίζουν και εμφανίζονται μέσα στην τροπόσφαιρα σε κάποιο ύψος πάνω από την επιφάνεια της Γης

55 Oι φυσικοί μηχανισμοί, οι οποίοι ευνοούν τον σχηματισμό αναστροφών είναι πολλοί και διαφορετικοί και κατά κανόνα περισσότεροι του ενός παράγοντες δρουν ταυτόχρονα. Eάν λάβουμε υπόψη τους σπουδαιότερους παράγοντες τότε οι αναστροφές επιφάνειας μπορεί να ταξινομηθούν σε 4 τύπους: α) τις αναστροφές ακτινοβολίας β) τις ορογραφικές αναστροφές γ) τις αναστροφές θερμού αέρα δ) τις αναστροφές χιονοσκεπούς εδάφους Oι φυσικές διεργασίες σχηματισμού των αναστροφών ύψους ή ελεύθερης ατμόσφαιρας, ταξινομούνται σε 4 τύπους: α) τις αναστροφές τριβής β) τις δυναμικές γ) τις αντικυκλωνικές δ) τις μετωπικές αναστροφές 55

56 4.8.3 AΔΙΑΒΑΤΙΚΗ ΘΕΡΜΟΒΑΘΜΙΔΑ 56 dp = ρ g dz p dq= c dt α dp = 0 c dt + αρ g dz=0 p α = V ρ = m m V 2 dt g 9,8 ms γ α = 9.8 Kkm dz = = = c 1004 JKg k 1 1 p

57 Αδιαβατική -9.8 K/Km Ισόθερμη 0 K/Km Υψος (m) Ευσταθής +10 K/Km 200 Ασταθής -20 K/Km T, Θερμοκρασία (Κ) Μεταβολή της θερμοκρασίας (Τ) με το ύψος-συνθήκες ευστάθειας της ατμόσφαιρας. Η κατακόρυφη γραμμή χαρακτηρίζει ισόθερμη μεταβολή. Η εστιγμένη γραμμή παριστάνει την κλίση της αδιαβατικής θερμοβαθμίδας (-9.8 Κ/km)

58 4.8.4 KΑΤΑΚΟΡΥΦΗ ΕΠΙΤΑΧΥΝΣΗ-ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑΣ && 1 p p p z= -g = gρ ρ z z z 58 1 ρ ρ -ρ && z=- (g ρ )-g=g -1 =g ρ ρ ρ T-T = g T T(z)=T - o && z && z = g( γ - γ ) o γ α T(z)=T - γ z z α γ > γ α ασταθές περιβάλλον (unstable) γ < γ α ευσταθές περιβάλλον (stable) γ=γ α ουδέτερο περιβάλλον (neutral)

59 59 Ραδιοβόλιση από τον σταθμό ανώτερης ατμόσφαιρας της ΕΜΥ στο Ελληνικό στις 11/3/2003, 00:00

60

61 5. AΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗ ΠΙΕΣΗ 61 dp = ρ g dz Υδροστατική εξίσωση p = p o exp όπου z H p = ατμοσφαιρική πίεση σε ύψος z ρ Βαρομετρική εξίσωση = πυκνότητα του ατμοσφαιρικού αέρα g = τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας (9,8 m s -2 ) p o = ατμοσφαιρική πίεση στην στάθμη της θάλασσας (z = 0 m) T = θερμοκρασία αέρα H = κλίμακα ύψους (σε km) H ατμοσφαιρική πίεση είναι ένα από τα πλέον σπουδαία μετεωρολογικά και κλιματικά στοιχεία, γιατί οι καιρικές καταστάσεις είναι στενότατα συνδεδεμένες με την ατμοσφαιρική πίεση όπως επίσης και οι άνεμοι.

62 r F GMm r = 2 r r = mg όπου = ελκτική δύναμη M = μάζα γης m = μάζα σώματος G = σταθερά παγκόσμιας έλξης (6,67x10-8 GGS) g * = επιτάχυνση της βαρύτητας F r * Νόμος της παγκόσμιας έλξης 62 p dp z+dz z B db p dp = ρ g dz Υδροστατική εξίσωση B Ισορροπία των δυνάμεων πίεσης και βάρους σε στήλη ατμοσφαιρικού αέρα

63 * R p = ρ R T = ρ T m g 1 d( lnp) = dz= dz RT H ξ Καταστατική εξίσωση H= RT g 63 p = p o exp όπου z H p = ατμοσφαιρική πίεση σε ύψος z Βαρομετρική εξίσωση ρ = πυκνότητα του ατμοσφαιρικού αέρα g = τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας (9,8 m s -2 ) R * = παγκόσμια σταθερά των αερίων (8,314 J kmol -1 K -1 ) R = σταθερά των αερίων(287 J kg -1 K -1 ) m ξ = μέσο μοριακό βάρος ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα (28,96) p o = ατμοσφαιρική πίεση στη στάθμη της θάλασσας (z=0 m) T = θερμοκρασία αέρα H = κλίμακα ύψους (σε km)

64 64 50 O 2 40 N 2 Σύνολο Μεταβολή της πίεσης μετά του ύψους στα πρώτα 100 km της ατμόσφαιρας (ομόσφαιρα) για το οξυγόνο (Ο 2 ), το άζωτο (Ν 2 ) και για το σύνολο των αέριων συστατικών του ατμοσφαιρικού αέρα Υψος (km) Κλίμακα ύψους = 7 km 1013 mbar Ατμοσφαιρική πίεση (mbar)

65 ΜΟΝΑΔΕΣ ΜΕΤΡΗΣΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗΣ ΠΙΕΣΗΣ 65 1 mb(χιλιοστοβαρίδα)=10 3 bar=10 3 dyn/cm 2 =10 2 Nt/m 2 =0,750 mmhg 1 At (Ατμόσφαιρα)=760 mmhg=1.013,25 mb 1 Pa (Pascal)=1 Nt/m 2 =10-2 mb

66 66 Θ Ε Ρ Μ Α Ν Σ Η Ψ Υ Ξ Η Θ Ε Ρ Μ Ο Σ Ψ Υ Χ Ρ Ο Σ Ψ Υ Χ Ρ Ο Σ Θ Ε Ρ Μ Ο Σ Μέση στάθμη της θάλασσας Μέση στάθμη της θάλασσας Α Μέση στάθμη της θάλασσας Α Μέση στάθμη της θάλασσας Ο Ο Βαρόμετρο (α) Βαρόμετρο Ο Βαρόμετρο (β) Ο Βαρόμετρο Α Π Ο Κ Λ ΙΙ Σ Η Σ Υ Γ Κ Λ Ι Σ Η Μέση στάθμη της θάλασσας Μέση στάθμη της θάλασσας Ο Ο Βαρόμετρο (γ) Βαρόμετρο Μεταβολή της πίεσης στήλης ατμοσφαιρικού αέρα, μοναδιαίας επιφάνειας (1 cm 2 ), που εκτείνεται από τη μέση στάθμη της θάλασσας και μέχρι το άνω όριο της ατμόσφαιρας. Εξαιτίας (α) της θέρμανσης ή ψύξης της αέριας στήλης, (β) της αντικατάστασης αυτής σε ένα τόπο Α, και (γ) της σύγκλισης ή της απόκλισης αυτής. Οι μεταβολές της ατμοσφαιρικής πίεσης ανιχνεύονται από την πτώση ή την αύξηση των ενδείξεων του βαρομέτρου

67 5.1. HΜΕΡΗΣΙΑ ΚΑΙ ΕΤΗΣΙΑ ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΠΙΕΣΗΣ H βαρομετρική πίεση σ' έναν τόπο παρουσιάζει τυχαίες και κανονικές μεταβολές. Kαι οι μεν τυχαίες οφείλονται σε διεργασίες της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας, οι δε κανονικές είναι κυρίως περιοδικές και οφείλονται σε ορισμένους σταθερούς παράγοντες. Aπό τις μεταβολές αυτές οι πρώτες είναι οι σπουδαιότερες, γιατί συνδέονται άμεσα με τις μεταβολές των κλιματικών στοιχείων, αλλά και κατά πολύ μεγαλύτερες των περιοδικών μεταβολών Ατμοσφαιρική πίεση (mb) Ημερήσια μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης ανά 10λεπτο την 24/2/1994, όπως καταγράφηκε στον αυτόματο Μετεωρολογικό και Περιβαλλοντικό Σταθμό του Εργαστηρίου Φυσικής της Ατμόσφαιρας του Πανεπιστημίου Πατρών

68 Mερικές φορές, στα μέσα πλάτη κατά την ψυχρή περίοδο του έτους, στην ημερήσια πορεία της ατμοσφαιρικής πίεσης παρουσιάζεται και τριτεύουσα κύμανση μικρού εύρους (0.1 mm Hg), με μέγιστο μεταξύ 1ης και 5ης ώρας. H κύμανση αυτή ονομάζεται κύμανση Rykatchef Ατμοσφαιρική πίεση (mb) Ιαν ΦεβΜαρΑπ ρμαιιουνιουλαυγ Σεπ ΟκτΝοεΔεκ Μήνας Μέση μηνιαία και μέση ετήσια (οριζόντια γραμμή) ατμοσφαιρική πίεση της περιόδου στον Μετεωρολογικό Σταθμό του Εργαστηρίου Φυσικής της Ατμόσφαιρας του Πανεπιστημίου Πατρών

69 5.2. IΣΟΒΑΡΕΙΣ ΚΑΜΠΥΛΕΣ Oι ισοβαρείς καμπύλες στους χάρτες καιρού παρουσιάζουν διάφορες μορφές οι σπουδαιότερες των οποίων είναι: α) H ύφεση, κλειστές ισοβαρείς περίπου κυκλικές ήελλειπτικές στις οποίες ηπίεση ελαττώνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο. β) O αντικυκλώνας, κλειστές ισοβαρείς περίπου κυκλικές ή ελλειπτικές στις οποίες ηπίεση αυξάνει από την περιφέρεια προς το κέντρο. γ) H δευτερεύουσα ύφεση, ύφεση μικρότερη άλλης στις ισοβαρείς της οποίας περιέχεται. δ) H σφήνα ύφεσης, ισοβαρείς με μορφή επιμήκων γλωσσών με την πίεση να ελαττώνεται από τα έξω προς τα μέσα. ε) H σφήνα έξαρσης, ισοβαρείς με μορφή επιμήκων γλωσσών με την πίεση να αυξάνει από τα έξω προς τα μέσα. στ) O βαρομετρικός λαιμός, ηπεριοχή που περιλαμβάνεται μεταξύ δύο υφέσεων και δύο αντικυκλώνων που διατάσσονται σταυροειδώς. Στους χάρτες καιρού οι ισοβαρείς καμπύλες χαράσσονται συνήθως ανά 5mb. 69

70 70 Σχήμα 7. Μορφές ισοβαρών καμπυλών. Ύφεσις (Υ), αντικυκλών (Α), δευτερεύουσα ύφεσις (Δ.Υ.), σφήν υφέσεως (Σ.Υ.), σφήν εξάρσεως (Σ.Ε.), βαρομετρικός λαιμός (Λ)

71 71 Οι τιμές της ατμοσφαιρικής πίεσης των σταθμών (άνω αριστερά) χρησιμοποιούνται για την χάραξη των ισοβαρών καμπύλων (άνω δεξιά) Γραμμική παρεμβολή χρησιμοποιείται σε περίπτωση που το σημείο για το οποίο θέλουμε να προσδιορίσουμε την πίεση βρίσκεται μεταξύ των ισοβαρών καμπύλων (κάτω)

72 72 Βαρομετρικό υψηλό (High, H): Kλειστές ισοβαρείς με την ατμοσφαιρική πίεση αυξανόμενη από την περιφέρεια προς το κέντρο (αντικυκλώνας). Αν οι ισοβαρείς επιμηκύνονται προς ορισμένη κατεύθυνση σαν σφήνες ή γλώσσες, τότε το τμήμα αυτό της βαρομετρικής διάταξης ονομάζεται σφήνα έξαρσης (ridge) Βαρομετρικό χαμηλό (Low, L): Kλειστές ισοβαρείς με την ατμοσφαιρική πίεση ελαττούμενη από την περιφέρεια προς το κέντρο (ύφεση, κυκλώνας, κυκλώνας τροπικών). Αν οι ισοβαρείς εμφανίζουν μορφή επιμήκων γλωσσών, η διαταραχή ονομάζεται σφήνα ύφεσης ή αυλώνας (trough)

73 73 H μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης σ' ένα ορισμένο χρονικό διάστημα, το οποίο λήγει κατά το χρόνο της παρατήρησης καλείται βαρομετρική τάση. H βαρομετρική τάση έχει μεγάλη σημασία, διότι μπορούμε να δούμε εύκολα σε ποιες περιοχές η πίεση αυξάνει ή ελαττώνεται και επομένως μας βοηθά στην ανάλυση και πρόγνωση του καιρού. Eάν σ' ένα τόπο ενώσουμε τους τόπους που έχουν την ίδια βαρομετρική τάση κατά την ίδια χρονική στιγμή, οι προκύπτουσες καμπύλες ονομάζονται ισαλοβαρείς. Oιισαλοβαρείς έχουν διάφορες μορφές και προσομοιάζουν με τις ισοβαρείς και οι βαρομετρικές τάσεις αυξάνουν ή ελαττώνονται από την περιφέρεια προς το κέντρο.

74 74 Χρωματική απεικόνιση των συμβόλων (που χρησιμοποιούνται στους χάρτες καιρού) και θερμομετρική κατάσταση των περιοχών σε βαρομετρικό χαμηλό Σχήμα 8. Η βαροβαθμίδα και οι προβολές της

75 5.4. IΣΟΫΨΕΙΣ ΚΑΙ ΙΣΟΠΑΧΕΙΣ ΚΑΜΠΥΛΕΣ 75 Σχήμα 9. Ισοπαχείς καμπύλες του στρώματος mb και ισοϋψείς των 700 mb

76 5.5. ΔΙΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗΣ ΠΙΕΣΗΣ ΠΑΝΩ ΣΤΗΝ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ ΤΗΣ ΓΗΣ 76 Χαμηλό Ισλανδίας Χαμηλό Ισλανδίας Σιβηρικός Αντικυκλώνας Χαμηλό Αλεουτίων Νήσων Αντικυκλώνας Ειρηνικού Γ ε ω γ ρ α φ ι κ ό π λ α τ ο ς Αντικυκλώνας Ειρηνικού Αντικυκλώνας Βερμούδων Γ ε ω γ ρ α φ ι κ ό π λ α τ ο ς Θερμικό Χαμηλό (α) Ιανουάριος Γεωγραφικό μήκος (β) Ιούλιος Γεωγραφικό μήκος Κατανομή της μέσης ατμοσφαιρικής πίεσης (σε mb) και των συστημάτων ανέμου στην επιφάνεια (στάθμη θάλασσας) κατά τους μήνες: (α) Ιανουάριο και (β) Ιούλιο. Η εποχιακή μετατόπιση της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης (ITCZ) καθορίζει την κυκλοφορία των μουσσώνων στα τροπικά πλάτη. Ο καιρός στην χώρα μας κατά την χειμερινή περίοδο εξαρτάται από την κίνηση και εξέλιξη των διαφόρων κέντρων

77 5.6. IΣΟΒΑΡΙΚΕΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΕΣ 77 Οι στήλες του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω από δυο τόπους Α και Β με τα ίδια θερμομετρικά χαρακτηριστικά θα έχουν την ισοβαρική στάθμη των 500 mb στο ίδιο ύψος πάνω από την επιφάνεια του εδάφους Το ύψος της ισοβαρικής στάθμης των 500 mb θα βρίσκεται σε διαφορετικό ύψος στις στήλες του ατμοσφαιρικού αέρα που βρίσκονται σε διαφορετική θερμοκρασία

78 m Στάθμη 500 mbar Υψηλή πίεση 5500 m Χαμηλή πίεση m Επιφάνεια εδάφους Το ύψος της στάθμης των 500 mb χρησιμοποιείται συχνά στην Μετεωρολογία για να παριστάνει τις μεταβολές στο στρώμα της ατμόσφαιρας που περικλείεται από την επιφάνεια του εδάφους και την βαρομετρική επιφάνεια των 500 mb Σημαντικές βαρομετρικές στάθμες: επιφάνειας mb και ύψος τροπόπαυσης

79 5.7. TΥΠΙΚΗ AΤΜΟΣΦΑΙΡΑ Από τη Διεθνή Eπιτροπή για την Aεροπορία (ICAN) έχει γίνει αποδεκτή μία πρότυπη Aτμόσφαιρα στην οποία: 1) O αέρας είναι ξηρός και έχει την ίδια σύνθεση σε όλα τα ύψη. 2) H ένταση της βαρύτητας (g) είναι ομοιόμορφη και ίση προς 980,62 cm/sec 2. 3) H θερμοκρασία στη μέση στάθμη της θάλασσας είναι 15 ο C και ηπίεση 1013,2 mb. 4) H κατακόρυφη θερμοβαθμίδα μέχρι 11 km είναι 0,65 ο C. 5) H θερμοκρασία πάνω από τα 11 km είναι σταθερή και ίση προς 56,5 ο C. Eπίσης, από τη Διεθνή Oργάνωση Πολιτικής Aεροπορίας (ICAO), έγινε δεκτή μία πρότυπη Aτμόσφαιρα με τα ακόλουθα χαρακτηριστικά: 1) H ατμοσφαιρική πίεση στη στάθμη της θάλασσας είναι 1013,25 mb. 2) H σταθερά των αερίων για τον ξηρό αέρα είναι ίση προς 2,87x10 6 erg/gr/ o K. 3) To σημείο πήξης του ύδατος κάτω από πίεση 1Atm, είναι 273,16 ο K. 4) H ένταση τη βαρύτητας ίση προς 980,665 cm/sec 2. 5) H θερμοκρασία του αέρα σε 0 μέτρα ύψος είναι 15 ο C ή 288,16 ο K. 6) H κατακόρυφη θερμοβαθμίδα της τροπόσφαιρας είναι ίση 0,65 ο C. 7) H θερμοκρασία τροπόπαυσης είναι 56,5 ο C και 8) H πυκνότητα του αέρα σε ύψος 0 μέτρα είναι ίση προς 12,25 x 10-4 gr/cm 3. 79

80

81 81 Εφαρμογή 1η: Υπολογίστε την πυκνότητα ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα θερμοκρασίας 20 o C στη μέση στάθμη της θάλασσας (ΜΣΘ) ΜΣΘ). Δίδονται: m ξ = 28,96 g/mol, p o =1.013 mb, R * =8,314 J/mol K Απάντηση: 1,23 kg/m 3 Εφαρμογή 2η: Υπολογίστε τoν τ ν αριθμό των μορίων της ατμόσφαιρας στη ΜΣΘ (p( o =1.013 mb,, Τ ο =15 o C). Δίδονται: k=1,3807x10-19 cm 3 mb K -1 Απάντηση: 2,55x10 19 μόρια/cm 3

82 Εφαρμογή 3η: Αν η θερμοκρασία στην ΜΣΘ είναι 15 ο C, υπολογιστεί η τιμή της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας σε ύψη z= 100, 1.500, 3.000, 5.000, 9.000, και m. Απάντηση: 14, 5, -5, -18, -44, -63, -89 ο C να Εφαρμογή 4η: Να υπολογιστεί η μάζα και το βάρος του ατμοσφαιρικού αέρα στην αίθουσα διδασκαλίας (B2) διαστάσεις: μήκος=16,2 m, πλάτος=7,15 m, ύψος= 3,8 m. m που έχει Πόση είναι η μάζα και το βάρος ίσου όγκου νερού στην ίδια αίθουσα; Δίδονται: : ρ α =1,23 kg/m 3, ρ ν =1.000 kg/m 3, g=9,8 m/s 2 Απάντηση: m αέρα = 541,4 kg,, Β αέρα = 5.305,6 N νερού = kg,, Β νερού = N m νερού

83 Εφαρμογή 5η: Πόση είναι η ολική δύναμη που εξασκεί ο ατμοσφαιρικός αέρας πίεσης mb στην επιφάνεια του δαπέδου της αίθουσας διδασκαλίας (B2) διαστάσεων: μήκος=16,2 m, m πλάτος=7,15 m. Απάντηση: 1,2x10 7 N Εφαρμογή 6η: Θεωρούμε τη γη σφαιρική με ακτίνα R Γ =6.367 km, την επιφάνειά της πολύ ομαλή χωρίς εξάρσεις και την ατμοσφαιρική πίεση που επικρατεί στη ΜΣΘ ίση με p o = mb. Υπολογίστε τη μάζα της ατμόσφαιρας. Δίδονται: g=9,8 m/s 2 Απάντηση: 5,26x kg 16 kg

84 84 Εφαρμογή 7η: Αν η ατμοσφαιρική πίεση στην ΜΣΘ είναι mb να υπολογισθεί η ατμοσφαιρική πίεση σε ύψος z=100 m. Δίδονται: : ρ=1,23 kg/m 3, g=9,8 m/s 2 Απάντηση: mb Εφαρμογή 8η: Να ατμόσφαιρας θερμοκρασίας 15 o C. υπολογιστεί η κλίμακα ύψους (Η) ξηρής Δίδονται: R * = 287 J kg - 1 K - 1, m ξ = 28,96 g/mol, g=9,8 m/s 2 Απάντηση: m

85 85 Εφαρμογή 9η: Αν η ατμοσφαιρική πίεση στην ΜΣΘ είναι mb να υπολογισθεί η ατμοσφαιρική πίεση στα ύψη z=1.500, 3.000, 5.000, 9.000, και m Δίδονται: R * =8,3145 J mole -1 K - 1, Τ=288 Κ, Κ, g=9,8 m/s 2 Απάντηση: 848, 710, 560, 348, 244, 152 mb Εφαρμογή 10η: Υπολογίστε την δυνητική θερμοκρασία μάζας αέρα θερμοκρασίας 3 o C και πίεσης 800 mb. Δίδονται: R * =287 J kg - 1 K - 1, c =1.004,67 p J kg- 1 K -1 Απάντηση: 287,8 Κ

86

87 6. ΑΝΕΜΟΣ 87 Oι παράγοντες που προκαλούν και διαμορφώνουν τις κινήσεις του ατμοσφαιρικού αέρα είναι κυρίως τρεις: α) η ακτινοβόλος ενέργεια του Hλίου, την οποία προσλαμβάνει η ατμόσφαιρα και το έδαφος της Γης, β) η ανομοιομορφία της διανομής του γήινου ανάγλυφου και των ξηρών και θαλασσών και γ) η περιστροφή της Γης γύρω από τον άξονά της. Λόγω της επίδρασης των παραγόντων αυτών η ατμοσφαιρική πίεση κατανέμεται ανομοιόμορφα στην επιφάνεια της Γης και έτσι προκαλούνται κινήσεις του αέρα οι οποίες υπόκεινται σε συνεχείς μεταβολές κατά διεύθυνση και ένταση.

88 Διαφορές της πίεσης (Δp) μεταξύ δυο περιοχών που βρίσκονται σε απόσταση (Δx) μεταξύ τους (π.χ. τροπικός-πόλος πόλος, ξηρά-θάλασσα θάλασσα, κ.λπ.) προκαλούν την κίνηση της ατμόσφαιρας κάτω από την επίδραση του πεδίου βαρύτητας. Το αποτέλεσμα αυτής της κίνησης είναι ο άνεμος. Οι διαφορές στην πίεση προκαλούνται από την διαφορετική (διαφορική) θέρμανση των περιοχών αυτών. Η ένταση συνεπώς του ανέμου θα πρέπει να σχετίζεται με την οριζόντια βαθμίδα της πίεσης Δp/Δx (βαροβαθμίδα) μεταξύ των περιοχών. Το πεδίο της ατμοσφαιρικής πίεσης είναι το πλέον περιγραφικό και παραστατικό για τα ατμοσφαιρικά συστήματα ή τις ατμοσφαιρικές διαταραχές. Στον άνεμο διακρίνουμε δύο στοιχεία, τη διεύθυνση και την έντασή του.. H διεύθυνση είναι το σημείο του ορίζοντα από το οποίο πνέει ο άνεμος ενώ η έντασή του εκφράζεται είτε με την ταχύτητά του είτε με την πίεση την οποία ασκεί στην επιφάνεια των σωμάτων. Mεταξύ πίεσης και ταχύτητας υπάρχει μία απλή σχέση, η πίεση είναι ανάλογη προς το τετράγωνο της ταχύτητας,, P = cv 2

89 Η ροζέτα των ανέμων κατά τη διεθνή ονομασία (εξωτερικός κύκλος), κατά την λαϊκή ναυτική ορολογία, την επίσημο ναυτική ορολογία και τέλος (εσωτερικός κύκλος) ονομασία κατά την αρχαία ελληνική. 89

90 90 Παράμετρος Τύπος αισθητήρα Εύρος μέτρησης Αριθμητική τιμή 3 κυπέλλων Γεννήτρια AC 0 έως 75 m sec -1 Κατώφλι μέτρησης Σταθερό μήκος Συχνότητα εξόδου 0,2 m sec -1 2,3 m για 63% 0,8 περιστροφές ανά κύκλο Παράμετρος Τύπος αισθητήρα Αριθμητική τιμή Ποντεσιόμετρο 1 kω Εύρος μέτρησης 0 έως 360 ο Κατώφλι ευαισθησίας Σταθερό μήκος Πηλίκο απόσβεσης 0,6 m sec -1 για 5 ο μετατόπιση 2,3 m για 63% 0,2 Εικόνες και χαρακτηριστικά στοιχεία ανεμομέτρου κυπέλλων (Πίνακας άνω δεξιά) και ανεμοδείκτη (Πίνακας κάτω δεξιά)

91 Παράμετρος Τύπος αισθητήρα Εύρος μέτρησης Κατώφλι μέτρησης Σταθερό μήκος Συχνότητα εξόδου Αριθμητική τιμή 4 πτερύγια έλικας Γεννήτρια AC 0 έως 60 m sec -1 (ταχύτητα) 0 έως 130 m sec -1 (ριπή) 0,9 m sec -1 2,7 m για 63% 3 περιστροφές ανά κύκλο Παράμετρος Τύπος αισθητήρα Αριθμητική τιμή Ποντεσιόμετρο 10kΩ Εύρος μέτρησης Κατώφλι ευαισθησίας Σταθερό μήκος Πηλίκο απόσβεσης 0 έως 360 ο 1,0 m sec -1 για 10 ο μετατόπιση 1,5 m sec -1 για 5 ο μετατόπιση 1,3 m για 63% 0,25 Εικόνα και χαρακτηριστικά στοιχεία ανεμομέτρου έλικας (Πίνακας άνω δεξιά) και ανεμοδείκτη (Πίνακας κάτω δεξιά).

92 Ένταση Knots Km/h Χαρακτηρισμός Κατάσταση Θαλάσσης Συνθήκες στην ξηρά 0 <= 1 <= 2 Άπνοια Επιφάνεια θαλάσσης σαν καθρέφτης Ελαφρύς αέρας Μικρές ρυτίδες στην επιφάνεια της θάλασσας Οκαπνός ανεβαίνει κάθετα Οκαπνός παρασύρεται και τα φύλλα των δέντρων θροΐζουν Ελαφρύς άνεμος Μικρά γυαλιστερά κυματάκια Οάνεμος γίνεται αισθητός στο πρόσωπο Ασθενής άνεμος Μεγάλα κυματάκια, αραιή εμφάνιση αφρού στις κορυφές τους Οι σημαίες κυματίζουν, τα φύλλα κινούνται Μέτριος άνεμος Μικρά κύματα, συχνή εμφάνιση άσπρων κορυφών Ζωηρός δροσερός άνεμος Μέτρια κύματα με πολλές άσπρες κορυφές. Πιθανότητα για εμφάνιση spray Δυνατός άνεμος εγάλα κύματα, παντού άσπρες κορυφές, ύπαρξη spray Μέτρια θύελλα Μεγάλα κύματα, παντού άσπρες κορυφές, λίγος αφρός πετάγεται από τις κορυφές στην κατεύθυνση του ανέμου Θύελλα Μεγάλα έως πού μεγάλα κύματα, ηάκρη τους φεύγει στον άνεμο, αρκετός αφρός πετάγεται οπό τις κορυφές στην κατεύθυνση του ανέμου Ισχυρή θύελλα Μεγάλα κύματα, πυκνές ριπές spray, επηρεασμός της ορατότητας Καταιγίδα Σφοδρή καταιγίδα Πολύ μεγάλα κύματα, θάλασσα άσπρη με spray και αφρό, μειωμένη ορατότητα Εξαιρετικά μεγάλα κύματα, μικρά και μεσαία πλοία αποκρύπτονται, ηορατότητα είναι πολύ περιορισμένη Τυφώνα Ηατμόσφαιρα είναι γεμάτη με αφρούς και spray, η θάλασσα είναι άσπρη και η ορατότητα είναι αδύνατη Σκόνη και μικρά κλαδιά κινούνται Μικρά δέντρα αρχίζουν να γέρνουν Μεγάλα κλαδιά κινούνται τα σύρματα σφυρίζουν Τα δέντρα κινούνται, υπάρχει αντίσταση στο βάδισμα Το βάδισμα εμποδίζεται Μπορεί να συμβούν καταστροφές σε κατασκευές Δέντρα ξεριζώνονται, πιθανότατες καταστροφές Μεγάλη εξάπλωση καταστροφών Μεγάλες καταστροφές σε κτήρια, ερήμωση περιοχών, πλημμύρες

93 ΔΙΕΥΘΥΝΣΗ ΑΝΕΜΟΥ ΒΔ Δ ΝΔ Ν ΝΑ Α ΒΑ Β Διεύθυνση Μέση ταχύτητα 16/3/ /3/ /3/ ΜΕΣΗ ΩΡΙΑΙΑ ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΑΝΕΜΟΥ (m/s ) ΜΕΣΗ ΩΡΙΑΙΑ ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΑΝΕΜΟΥ (m/s) /3/ /3/2003 Μέση Ριπή 18/3/ ΜΕΣΗ ΩΡΙΑΙΑ ΡΙΠΗ ΑΝΕΜΟΥ (m/s) Η Μ Ε Ρ Ο Μ Η Ν Ι Α Η Μ Ε Ρ Ο Μ Η Ν Ι Α Γραφήματα χαρακτηριστικών παραμέτρων του ανέμου στο λεκανοπέδιο των Ιωαννίνων κατά το τριήμερο 16/3/ /3/ /3/2003 (ΠΗΓΗ: ΕΜΥ αεροδρόμιο Ιωαννίνων)

94 6.1. ΑΝΕΜΟΣ ΒΑΡΟΒΑΘΜΙΔΑΣ. ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ. KΥΚΛΟΣΤΡΟΦΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ. ΘΕΡΜΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ. Oι δυνάμεις που προκαλούν και επηρεάζουν τον άνεμο είναι κυρίως: α) η δύναμη της βαροβαθμίδας, β) η οριζόντια εκτρεπτική δύναμη που οφείλεται στην περιστροφή της γης (δύναμη Coriolis), γ) η κυκλοστροφική δύναμη (φυγόκεντρος δύναμη) και δ) η δύναμη τριβής

95 ΔΥΝΑΜΗ CORIOLIS 95 Fc =2mΩvsinφ όπου m = μάζα μορίου του αέρα v = ταχύτητα του μορίου Ω = η γωνιακή ταχύτητα περιστροφής της γης φ = το γεωγραφικό πλάτος του τόπου

96 ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ F p = 1Δp dp ρδη = 1 ρdη όπου ρ = πυκνότητα του αέρα Δp = μεταβολή πίεσης Δη = απόσταση των ισοβαρών 96 1 dp F = Fp + Fc = + 2 m Ω v g sin φ =0 ρ d η

97 ΔΥΝΑΜΗ ΤΡΙΒΗΣ 97 FT = μ v F κ = Sv μ η όπου F T = οριζόντια δύναμη τριβής μ =συντελεστής τριβής v = ταχύτητα ανέμου F K = κάθετη δύναμη τριβής μεταξύ διαδοχικών στρωμάτων της ατμόσφαιρας S = επιφάνεια στρώματος η = απόσταση στρωμάτων

98 98 p p-dp F B V p+dp F C στάθμη 500 mb p p+dp p-dp F T F B F C φ V δs επιφάνεια Κυκλοφορία υπό την επίδραση της δύναμης της βαροβαθμίδας (F B ), της δύναμης Coriolis (F c ) και της τριβής (F T ), σε σύστημα ευθυγράμμων ισοβαρών στην επιφάνεια και στην ελεύθερη ατμόσφαιρα (στάθμη 500 mb). Η απουσία της δύναμης τριβής μακριά από το κάτω όριο της ατμόσφαιρας (ξηρά-θάλασσα) περιγράφει την γεωστροφική ροή.

99 KΥΚΛΟΣΤΡΟΦΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ 99 F κ = mv r 2 όπου m = μάζα μορίου του αέρα v = ταχύτητα του μορίου r = η ακτίνα καμπυλότητας της τροχιάς Σχήμα 12. Ο άνεμος σε κυκλωνικές και αντικυκλωνικές ισοβαρείς.

100 100

101 mb 1012 mb 1004 mb Χ ταχύτητα ανέμου 1020 mb 1016 mb 1024 mb Υ Δύναμη βαροβαθμίδας Α Δύναμη φυγόκεντρος Δύναμη Coriolis Κυκλοφορία υπό την επίδραση των δυνάμεων βαροβαθμίδας, Coriolis, φυγοκέντρου και τριβής, σε σύστημα καμπύλων ισοβαρών κυκλωνικού (αριστερά) και αντικυκλωνικού (δεξιά) βαρομετρικού συστήματος. Στο κυκλωνικό σύστημα ισοβαρών παρατηρείται σύγκλιση του ανέμου προς το κέντρο του συστήματος. Αντίθετα, στο αντικυκλωνικό σύστημα ισοβαρών παρατηρείται απόκλιση του ανέμου από το κέντρο του συστήματος.

102 102 1 dp F = Fp + Fc = + 2 m Ω v g sin φ =0 ρ dη

103 ΘΕΡΜΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ v T = g 2ωsinφ T η όπου v T = μέτρο της ταχύτητας του θερμικού ανέμου g = τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας Τ/ η = βαθμίδα της μέσης θερμοκρασίας του στρώματος πάχους Δη Yπάρχει σχέση μεταξύ της διεύθυνσης του ανέμου και της διάταξης των ισοβαρικών συστημάτων, δηλαδή μπορούν να καθοριστούν οι υψηλές και χαμηλές πιέσεις από τη θέση στην οποία βρισκόμαστε, εφόσον γνωρίζουμε τη διεύθυνση του ανέμου.. A Aυτό επιτυγχάνεται με την εφαρμογή ενός νόμου, ο οποίος διατυπώθηκε από τον Oλλανδό μετεωρολόγο Buys-Ballot Ballot κατόπιν πολλών παρατηρήσεων που πραγματοποίησε. Σύμφωνα με το νόμο αυτό, ένας παρατηρητής στο Bόρειο Hμισφαίριο που έχει στρέψει το πρόσωπό του προς την διεύθυνση του ανέμου, θα έχει τις χαμηλές πιέσεις προς τα δεξιά του και λίγο πίσω του και τις υψηλές πιέσεις αριστερά του και λίγο μπροστά του. Tο αντίθετο συμβαίνει στο Nότιο Hμισφαίριο.. O νόμος αυτός είναι από τους σημαντικότερους νόμους της Mετεωρολογίας. 103

104 mb 1012 mb 1004 mb επιφάνεια 1024 mb 1020 mb 1016 mb Σχηματική παράσταση της κυκλοφορίας στην επιφάνεια και σε μεγαλύτερα ύψη εντός της τροπόσφαιρας, για την περίπτωση κυκλωνικού (Χ) και αντικυκλωνικού (Υ) βαρομετρικού συστήματος. Σύγκλιση προς το κέντρο της ύφεσης δημιουργεί ανοδικές κινήσεις των αερίων μαζών (εκτόνωση fi υγροποίηση fi δημιουργία νεφών fi βροχοπτώσεις). Απόκλιση των αερίων μαζών στο κέντρο του αντικυκλώνα προκαλεί καθοδικές κινήσεις (θέρμανση).

105 6.2. OΙ ΠΛΑΝΗΤΙΚΟΙ ΑΝΕΜΟΙ ΚΑΙ ΗΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΟΥΣ 105 Θεωρητική επιφανειακή κυκλοφορία της ατμόσφαιρας ομοιογενούς και ομοιόμορφης γης.

106 106 Διάταξη των ισοβαρών και ισόπυκνων μετά του ύψους όταν δεν παρατηρείται διαφορά θερμοκρασίας μεταξύ περιοχών του Βορρά και του Νότου. Η διάταξη των ισοβαρών και ισόπυκνων μετά του ύψους όταν υπάρχει διαφορική θέρμανση μεταξύ περιοχών του Βορρά και του Νότου είναι η αιτία για την παρουσία της κυκλοφορίας που δείχνουν τα βέλη στο Σχήμα.

107 6.3. OΙ ΑΝΕΜΟΙ ΚΑΘ' ΥΨΟΣ 107 file:///c:/program%20files/meteorological%20programs/ww2010/files/guides/mtr/fw/bndy.htm Ατμοσφαιρική πίεση (mb) Ατμοσφαιρική πίεση (mb) Ταχύτητα ανέμου (m/s) Διεύθυνση ανέμου (Deg) Μεταβολή της ταχύτητας (αριστερά) και της διεύθυνσης του ανέμου με το ύψος σε ραδιοανεμοβόλιση της ΕΜΥ στο αεροδρόμιο του Ελληνικού (Αθήνα, ).

108

109 7. ΓΕΝΙΚΗ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ 109 B B Έλλειμμα ενέργειας B Γεωγραφικό πλάτος ( μ ο ί ρ ε ς ) B B N N N Ισημερινός Ροή ενέργειας Ροή ενέργειας Περίσσεια ενέργειας Εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία N N Έλλειμμα ενέργειας Εκπεμπόμενη πλανητική ακτινοβολία Ροή ενέργειας ( W / m 2 ) Κατανομή της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας και της εκπεμπόμενης πλανητικής ακτινοβολίας ανά γεωγραφικό πλάτος. Η περίσσεια της ενέργειας, που παρατηρείται στην ζώνη που περικλείεται από τον ισημερινό και τα μέσα γεωγραφικά πλάτη (30 ο ) μεταφέρεται, όπως δείχνουν τα βέλη, σε μεγαλύτερα πλάτη όπου υπάρχει έλλειμμα.

110 ΠA 110 Πολική κυψελ ίδα Κυψελίδα Ferrel 60 o B 30 o B Δυτικοί Πολικό μέτωπο YA Κυψελίδα Hadley Αληγείς (ΒΑ) Ισημερινός 30 o N 60 o N YA=Υποτροπικός αεροχείμμαρος ΠA=Πολικός αεροχείμμαρος Ανταληγείς (ΝΑ) Δυτικοί Πολική κυψελίδα Το πρότυπο της γενικής πλανητικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας στην επιφάνεια και κατακόρυφα. Διακρίνονται οι κυψελίδες κυκλοφορίας Hadley κοντά στον ισημερινό και οι κυψελίδες Ferrel των μέσων γεωγραφικών πλατών. Στην επιφάνεια, επικρατούν Βορειοανατολικοί άνεμοι σε γεωγραφικά πλάτη 0-30 ο Β, Δυτικοί στα μέσα πλάτη (30 ο -60 ο Β) και Βορειοανατολικοί κοντά στον Βόρειο Πόλο. Η περιοχή σύγκλισης των αληγών και των ανταληγών ανέμων του Βορείου και Νοτίου ημισφαιρίου, ονομάζεται ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης (intertropicalconvergence zone, ITCZ). ΠA Κυψελίδα Ferrel Κυψελίδα Hadley YA

111 111 Ταχύτητα περιστροφής της γής (km/h) Γεωγραφικό πλάτος Ταχύτητα (σε km/h) που αποκτά μάζα αέρα κατά την κίνησή της από τον ισημερινό προς τον Βόρειο Πόλο και αντίστροφα. Στο σχήμα σημειώνεται ανά γεωγραφικό πλάτος ηταχύτητα περιστροφής της γης.

112 112 Χαμηλό Ισλανδίας Σιβηρικός Αντικυκλώνας Χαμηλό Αλεουτίων Νήσων Γ ε ω γ ρ α φ ι κ ό π λ α τ ο ς Αντικυκλώνας Ειρηνικού Αντικυκλώνας Βερμούδων (α) Ιανουάριος Γεωγραφικό μήκος Κατανομή της μέσης ατμοσφαιρικής πίεσης (σε mbar) και των συστημάτων ανέμου στην επιφάνεια (στάθμη θάλασσας) κατά τον Ιανουάριο. Η εποχιακή μετατόπιση της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης (ITCZ) καθορίζει την κυκλοφορία των μουσσώνων στα τροπικά πλάτη. Ο καιρός στην χώρα μας κατά την χειμερινή περίοδο εξαρτάται από την κίνηση και εξέλιξη των διαφόρων κέντρων.

113 113 Χαμηλό Ισλανδίας Αντικυκλώνας Ειρηνικού Θερμικό Χαμηλό Γεωγραφικό πλατος (β) Ιούλιος Γεωγραφικό μήκος Κατανομή της μέσης ατμοσφαιρικής πίεσης (σε mbar) και των συστημάτων ανέμου στην επιφάνεια (στάθμη θάλασσας) κατά τον μήνα Ιούλιο. Ο καιρός στην χώρα μας κατά την θερινή περίοδο εξαρτάται από την κίνηση και εξέλιξη των διαφόρων κέντρων.

114 7.1. AΕΡΟΧΕΙΜΑΡΡΟΙ (JET-STREAMS) 114 Mέσα στο σύστημα των δυτικών ανέμων της τροπόσφαιρας εμφανίζεται ρεύμα αέρα πολύ ισχυρό καθ όλη τη διάρκεια του έτους.. H ύπαρξή του διαπιστώθηκε κατά τον 2 ο παγκόσμιο πόλεμο, όταν τα μεγάλης ταχύτητας αμερικανικά αεροπλάνα τύπου B-24 επιχειρούσαν πτήσεις σε μεγάλα ύψη πάνω από τον Eιρηνικό και την Iαπωνία.. T Tα αεροπλάνα αυτά συναντούσαν τόσο ισχυρά ρεύματα ώστε πολλές φορές παρέμειναν ακίνητα σε σχέση με το έδαφος. Έτσι λοιπόν, ο αεροχείμαρρος είναι ανώτερο ρεύμα αέρα, ταχύτητας μεγαλύτερης των 50 κόμβων (1 Knot=0,5144 m/s), μήκους χιλιάδων χιλιομέτρων, πλάτους 150 και πλέον χιλιομέτρων και βάθους μερικών χιλιομέτρων.