«ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΚΕΣ ΑΝΑΣΤΡΟΦΕΣ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΜΕ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΡΑΔΙΟΒΟΛΙΣΕΩΝ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΜΙΚΡΑΣ»

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ Πτυχιακή εργασία του φοιτητή ΜΠΟΝΙΟΥ ΚΩΝΣΤΑΝΤΙΝΟΥ Α.Ε.Μ. : με θέμα «ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΚΕΣ ΑΝΑΣΤΡΟΦΕΣ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΜΕ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΡΑΔΙΟΒΟΛΙΣΕΩΝ ΑΠΟ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΜΙΚΡΑΣ» Επιβλέπουσα Καθηγήτρια ΚΛΕΑΡΕΤΗ ΤΟΥΡΠΑΛΗ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ Ιούλιος

2 ( σελίδα ) ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΟ ΟΡΙΑΚΟ ΣΤΡΩΜΑ ΑΝΑΣΤΡΟΦΗΣ ΕΥΣΤΑΘΕΙΑ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΚΕΣ ΑΝΑΣΤΡΟΦΕΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗ ΡΥΠΑΝΣΗ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ ΑΛΛΕΣ ΠΕΡΙΟΧΕΣ ΠΕΙΡΑΜΑΤΙΚΕΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΗ & ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ 2.1. ΠΕΙΡΑΜΑΤΙΚΕΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ BΙΒΛΙΟΓΡΑΦΕΙΑ

3 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σκοπός αυτής της πτυχιακής εργασίας είναι να μελετηθεί το φαινόμενο της θερμοκρασιακής αναστροφής στην περιοχή της Θεσσαλονίκης. Για το σκοπό αυτό έχουν χρησιμοποιηθεί μετρήσεις από την περιοχή της Μίκρας στη Θεσσαλονίκη με την τεχνική των ραδιοβολίσεων. Στη συνέχεια ακολούθησε γραφική απεικόνιση και ανάλυση των αποτελεσμάτων. Η Θεσσαλονίκη είναι πρωτεύουσα της Κεντρικής Μακεδονίας και η δεύτερη σε πληθυσμό πόλη της Ελλάδας. Ο δήμος της Μίκρας ήταν δήμος του Νομού Θεσσαλονίκης. Με την εφαρμογή του προγράμματος Καλλικράτης καταργήθηκε και εντάχθηκε στον δήμο Θέρμης. Βρίσκεται στο νοτιοδυτικό τμήμα του νομού, νότια της Θεσσαλονίκης. Η θερμοκρασιακή αναστροφή αποτελεί πολύ σημαντική διαδικασία παίζοντας ουσιαστικό ρόλο στην ευστάθεια της ατμόσφαιρας καθώς και στη μεταφορά και διασπορά των ρύπων της ατμόσφαιρας. Με τον όρο αναστροφή εννοούμε την απόκλιση από την αναμενόμενη τιμή μιας μεταβλητής. Όσον αφορά στη θερμοκρασιακή αναστροφή έχει παρατηρηθεί ότι μερικές φορές η θερμοκρασία αντί να ελαττώνεται με το ύψος από ένα σημείο και επάνω αρχίζει να αυξάνει. Με λίγα λόγια, παρατηρείται αντιστροφή της πορείας της θερμοκρασίας. Έτσι, θερμοκρασιακή αναστροφή λέγεται το φαινόμενο κατά το οποίο η θερμοκρασία του αέρα αυξάνεται τοπικά με το ύψος, αντί να μειώνεται όπως κανονικά συμβαίνει. Οι κλιματικές συνθήκες χαρακτηρίζονται από τον άνεμο, τη θερμοκρασία, την ηλιακή ακτινοβολία και την υγρασία. Η μελέτη των παραγόντων αυτών από νωρίς προκάλεσε το ενδιαφέρον της επιστημονικής κοινότητας, καθιστώντας απαραίτητη και αναγκαία τη γνώση και την πορεία τους για κάθε περιοχή. Η θερμοκρασιακή αναστροφή, που εμπίπτει στον τομέα των μετεωρολογικών μελετών έχει ιδιαίτερη σημασία για την ημερήσια εξέλιξη του κλίματος, μιας και επηρεάζει άμεσα την ατμοσφαιρική ρύπανση πάνω από τις πόλεις. Ιδιαίτερα τα τελευταία χρόνια με την έξαρση της τεχνολογικής ανάπτυξης, η οποία έχει επηρεάσει καταλυτικά το περιβάλλον, οι περιβαλλοντικές επιστήμες ασχολούνται ιδιαίτερα με τις αλλαγές που προκαλούνται από τις ανθρώπινες δραστηριότητες, καθώς και τις άμεσες και τις μακροπρόθεσμες συνέπειές τους στην ευημερία των ζωντανών οργανισμών, 3

4 συμπεριλαμβανομένων των ανθρώπων. Τα περιβαλλοντικά προβλήματα που προκύπτουν, είναι γενικά στενά συνδεδεμένα με κοινωνικά προβλήματα και για την επίλυσή τους απαιτούνται πολιτικές αποφάσεις οι οποίες συνήθως αποφέρουν και οικονομικό κόστος. Για τους λόγους αυτούς η μελέτη των κλιματικών συνθηκών παίζει ουσιαστικό ρόλο για την πορεία της Γης. 4

5 5

6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο : ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Ατμόσφαιρα [1], [2], [3], [4], [5], [10] Η μετεωρολογία αποτελεί κλάδο των Φυσικών επιστημών, με κύριο αντικείμενο την έρευνα της ατμόσφαιρας στο σύνολό της και των φαινομένων που συμβαίνουν σε αυτή. Γενικά ατμόσφαιρα καλείται το αεριώδες περίβλημα που μπορεί να περιβάλλει κάποιο ουράνιο σώμα. Ειδικότερα όμως στην μετεωρολογία χαρακτηρίζεται αυτό που περιβάλλει τη Γη, ο προστατευτικός αέριος μανδύας του πλανήτη μας, ο οποίος συγκρατείται λόγω της βαρύτητάς και της θερμικής κίνησης των μορίων των αερίων. Η ατμόσφαιρα στη σημερινή της μορφή πιστεύεται ότι είναι αποτέλεσμα εξελικτικής προόδου λόγω της έκλυσης αερίων από το εσωτερικό της Γης, όπως γίνεται σε μικρογραφία σήμερα με τα ηφαίστεια. Φθάνει πρακτικά σε ύψος km. Διατηρείται σε αέρια κατάσταση και δε συσσωρεύεται στην επιφάνεια της Γης χάρη στις μοριακές κινήσεις των συστατικών της ενάντια στην ελκτική δύναμη του βαρυτικού πεδίου της Γης και στη σχετικά υψηλή της θερμοκρασία, που είναι ανώτερη από τη θερμοκρασία της υγροποίησης των συστατικών της. Ωστόσο περισσότερο από 99% της μάζας της βρίσκονται σε ύψος μικρότερο από 32 km. Μέχρι πού φτάνει το τελευταίο μόριο της ατμόσφαιρας δεν είναι με ακρίβεια καθορισμένο. Το πέρασμα από το πιο απομακρυσμένο στρώμα της ατμόσφαιρας, που είναι η εξώσφαιρα σε ύψος ή km από τη θάλασσα στο κοσμικό διάστημα γίνεται ανεπαίσθητα χωρίς να υπάρχει ανάμεσά τους μια καθαρή διαχωριστική γραμμή. Η σύσταση των αερίων που την αποτελούν είναι το άζωτο (Ν 2 ) σε ποσοστό 78%, το οξυγόνο (Ο 2 ) σε ποσοστό 21% και άλλα αέρια όπως το αργό (Ar), το διοξείδιο και το μονοξείδιο του άνθρακα (CO, CO 2 ) και του θείου (SΟ, S0 2 ), το μεθάνιο (CH 4 ), οι υδρατμοί (H 2 O) και άλλα σε ποσοστό 1% περίπου. 6

7 Η ατμόσφαιρα χωρίζεται σε μεγάλες περιοχές, ανάλογα με τη μεταβολή της πίεσης και της πυκνότητας της σύστασης των αερίων της κατά ύψος. Οι δύο μεγάλες περιοχές είναι η ομοιόσφαιρα και η ετερόσφαιρα. Η ομοιόσφαιρα παρομοιάζεται συνήθως με ένα ιδανικό αέριο μέσου μοριακού βάρους 28,96 και εκτείνεται από το έδαφος της Γης έως τα 100 km περίπου. Η ετερόσφαιρα εκτείνεται από τα 100 km και μετά, χαρακτηριζόμενη από τη διάχυση και τη μοριακή διάσπαση των ατμοσφαιρικών αερίων, που έχουν σαν αποτέλεσμα τη μεταβολή της σύστασης με το ύψος. Το μέσο μοριακό βάρος στη ετερόσφαιρα μειώνεται με το ύψος, οδηγώντας σε περιοχές που αποτελούνται μόνο από ένα αέριο και όχι από ενώσεις αερίων. Φυσικά η ετερόσφαιρα εξαρτάται από την ηλιακή δραστηριότητα, μεταβάλλοντας την θερμοκρασία και τη συγκέντρωση των αερίων. Ανάλογα με τη μεταβολή της θερμοκρασίας με το ύψος, η ατμόσφαιρα κατηγοριοποιείται σε περιοχές με κοινά χαρακτηριστικά. Έτσι, η ομοιόσφαιρα αποτελείται από την τροπόσφαιρα, την στρατόσφαιρα και τη μεσόσφαιρα, ενώ η ετερόσφαιρα από την θερμόσφαιρα και την εξώσφαιρα. Αξίζει να αναφερθεί ότι η περιοχή πάνω από την τροπόσφαιρα έως τα 100 km περίπου ονομάζεται διαφορετικά Μέση Ατμόσφαιρα. Παρακάτω παρουσιάζονται χαρακτηριστικά των περιοχών αυτών. Τροπόσφαιρα. Το πλησιέστερο στην επιφάνεια της Γης ατμοσφαιρικό στρώμα με πάχος από 7 έως 17 km, ανάλογα με την εποχή του έτους και το γεωγραφικό πλάτος. Έχει τη μεγαλύτερη πυκνότητα από όλα τα στρώματα και περιλαμβάνει περίπου το 80% των αερίων της ατμόσφαιρας και όλους τους υδρατμούς. Μέσα στην τροπόσφαιρα γεννιούνται οι βροχές, οι άνεμοι, οι ομίχλες. Η θερμοκρασία του αέρα πέφτει όσο ανεβαίνουμε ψηλότερα και φτάνει στους -80 o C στο άνω όριο της τροπόσφαιρας που ονομάζεται τροπόπαυση. Γενικά η θερμοκρασία της μειώνεται με ρυθμό 6,5 o C/km, μεταβολή η οποία ονομάζεται θερμοβαθμίδα. Πηγή θέρμανσης της τροπόσφαιρας αποτελεί η ηλιακή ακτινοβολία, ζεσταίνοντας τη βάση της και προκαλώντας ασταθείς μεταβολές. H κυριότερη διεργασία για τη ψύξη της αποτελεί η κατακόρυφη μεταφορά, μέσω της οποίας διασκορπίζεται η θερμοκρασία της βάσης στις παραπάνω περιοχές. Στρατόσφαιρα. Εκτείνεται σε ύψος 50 περίπου km πάνω από την τροπόπαυση και περιέχει σχεδόν ολόκληρο τον υπολειπόμενο αέρα. Η θερμοκρασία κυμαίνεται από τους 80 o C έως τους -3 o C στο ανώτερο όριό της που ονομάζεται στρατόπαυση. Η αύξηση της θερμοκρασίας μέσα στη στρατόσφαιρα, οφείλεται στη θέρμανση του όζοντος (Ο 3 ), από την απορρόφηση ενός μεγάλου τμήματος της υπεριώδους ακτινοβολίας του Ήλιου. Χωρίς αυτό το στρώμα του όζοντος η ζωή στη Γη θα ήταν αδύνατη. Τα τελευταία χρόνια το στρώμα όζοντος 7

8 έχει μειωθεί σημαντικά λόγω της ρύπανσης της ατμόσφαιρας (τρύπα όζοντος). Μεσόσφαιρα. Στο στρώμα αυτό, που εκτείνεται από την στρατόπαυση έως και 80 περίπου km, η θερμοκρασία είναι πολύ χαμηλή, γύρω στους -120 ο C. Χαρακτηρίζεται λοιπόν από μια δραματική μείωση της θερμοκρασίας. Το τέλος της σηματοδοτείται από τη μεσόπαυση, περιοχή σταθερής θερμοκρασίας για λίγα χιλιόμετρα. Θερμόσφαιρα. Φθάνει έως τα 400 km πάνω από τη μεσόπαυση. Μέσα σε αυτήν ο αέρας βρίσκεται σε πολύ υψηλή θερμοκρασία η οποία πολλές φορές φτάνει τους 2000 o C. Ο αέρας θερμαίνεται από την υπεριώδη ακτινοβολία του ήλιου που φτάνει σε αυτό το στρώμα. Το τέλος της αποτελεί η θερμόπαυση με σταθερή επίσης θερμοκρασία. Εξώσφαιρα. Πρόκειται για το τελευταίο στρώμα της ατμόσφαιρας, που εκτείνεται πάνω από τη θερμόπαυση έως τα 500 km περίπου. Τα μόρια των πολύ αραιών αερίων που το αποτελούν διαφεύγουν στο Διάστημα. Σχήμα 1 : Τα στρώματα της ατμόσφαιρας [3] Τέλος, η ατμόσφαιρα διαχωρίζεται με βάση τα ιονισμένα σωματίδια σε δύο περιοχές : Ιονόσφαιρα ή ιοντόσφαιρα. Εκτείνεται από τα 70 km έως και τα 300 km περίπου. Βασικό χαρακτηριστικό της είναι ο μερικός ιονισμός των ατμοσφαιρικών σωματιδίων από την ηλιακή ακτινοβολία και από σωματίδια που εκπέμπονται από τον ήλιο. Αυτή η στιβάδα αποτελείται κυρίως από ιόντα και είναι υπεύθυνη για τη ραδιοηλεκτρική επικοινωνία μεγάλης αποστάσεως και αυτό γιατί τα στρώματα αυτά έχουν ανακλαστική ικανότητα καθιστώντας δυνατή τη ραδιοεπικοινωνία. 8

9 Μαγνητόσφαιρα. Εκτείνεται από τα 1000 km έως και τις 10 γήινες ακτίνες περίπου. Χαρακτηρίζεται από την κίνηση των σωματιδίων υπό την επίδραση του γήινου μαγνητικού πεδίου. Η ανώτερη περιοχή της ονομάζεται μαγνητόπαυση. Στην ατμόσφαιρα της Γης οφείλεται η ύπαρξη της ζωής, εφόσον σε αυτήν οφείλονται η απορρόφηση μεγάλου τμήματος της υπεριώδους ακτινοβολίας και η μείωση της διαφοράς των ακραίων θερμοκρασιών που θα υπήρχαν μεταξύ ημέρας και νύχτας χωρίς αυτήν. Η σύνθεσή της από την επιφάνεια της θάλασσας και μέχρι τα 80 με 100 km ύψος, παραμένει σχεδόν αμετάβλητη. Αντίθετα η πυκνότητά της ελαττώνεται πολύ γρήγορα. Η ατμόσφαιρα είναι ένα δυναμικό σύστημα που διαρκώς μεταβάλλεται λόγω των φυσικών και χημικών μετασχηματισμών που λαμβάνουν χώρα. Η φυσική κίνηση των αερίων μαζών λόγω των διαφορετικών συνθηκών της θερμοκρασίας, της πίεσης και της υγρασίας δημιουργεί τον καιρό σε κάθε περιοχή του πλανήτη και κατά συνέπεια το κλίμα της περιοχής αυτής. Επίσης, η χημική σύνθεση της ατμόσφαιρας μεταβάλλεται συνεχώς έχοντας ως κινητήρια δύναμη την ηλιακή ακτινοβολία. Οι χημικές ενώσεις που εκπέμπονται ως ρύποι από τις ανθρώπινες δραστηριότητες συμμετέχουν ενεργά και μεταβάλλουν τη χημική σύνθεση της ατμόσφαιρας. Η ατμόσφαιρα είναι πολύ σημαντική για τη διατήρηση της ζωής πάνω στη Γη καθώς προσφέρει το μέσο για την ανακύκλωση της ενέργειας, των θρεπτικών συστατικών και του νερού στον πλανήτη [4]. 1.2 Ατμοσφαιρικό Οριακό Στρώμα [6], [9] To ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα ορίζεται ως το κατώτερο στρώμα της τροπόσφαιρας, το οποίο επηρεάζεται κυρίως από την θερμοκρασία του εδάφους. Σχηματίζεται σαν αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης ανάμεσα στην ατμόσφαιρα και την υποκείμενη στερεά ή υγρή επιφάνεια. H επίδραση της υποκείμενης επιφάνειας μεταφέρεται γρήγορα στο σύνολό του στρώματος μέσω τυρβωδών στροβίλων. Συγκεκριμένα, η διαφορά θερμοκρασίας μεταξύ της Γης ( 380Κ) και του καθαρού ουρανού ( 4Κ) προκαλεί μεταφορά θερμότητας από την επιφάνεια της Γης στον υπερκείμενο αέρα. Οι ροές αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας, επηρεάζουν την τροπόσφαιρα. Οι τιμές τους όμως, μειώνονται με το ύψος και η άμεση επίδρασή τους περιορίζεται σε ένα στρώμα πάχους περίπου 1 km (Σχ.2), το οποίο και ονομάζεται Ατμοσφαιρικό Οριακό Στρώμα, ΑΟΣ (Atmospheric Boundary Layer, ABL). Την ημέρα έχουμε μεγαλύτερο ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα από ότι τη νύχτα. Πράγματι την ημέρα το έδαφος δέχεται ενέργεια από τον Ήλιο και 9

10 θερμαίνεται, έτσι μια μεγάλη φυσαλίδα αέρα (θερμικά) ανέρχεται. Με αυτό τον τρόπο διατηρούνται οι τυρβώδεις στρόβιλοι. Η ενέργεια αυτή πριν τη δύση του Ήλιου αρχίζει να ελαττώνεται ώστε δεν μπορεί να συντηρήσει του στροβίλους. Την ώρα αυτή όλη η διαδικασία καταρρέει μέσα σε 15 με 20 λεπτά, διαλυόμενη από πάνω προς τα κάτω. Συμπερασματικά, η μεταφορά αυτή είναι περισσότερο αποτελεσματική κατά την διάρκεια της ημέρας και πιο βραδεία τη νύχτα όταν η ευστάθεια περιορίζει την αποτελεσματικότητα των στροβίλων με αποτέλεσμα η απόκριση του ΑΟΣ σε μεταβολές της επιφάνειας να γίνεται σε χρονικές κλίμακες πολλών ωρών (Katsoulis, 1988) Εφόσον η ανάπτυξη και η εξέλιξη του οριακού στρώματος εξαρτάται από τη ροή θερμότητας της επιφάνειας, κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού θα είναι παχύτερο λόγω της έντονης ηλιακής ακτινοβολίας αλλά και της ξηρότητας του εδάφους. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα τη μετατόπιση του ορίου σε μεγαλύτερο υψόμετρο. Έτσι, για την Ελλάδα, η οποία χαρακτηρίζεται κυρίως από έντονη ηλιοφάνεια κατά τη διάρκεια των καλοκαιρινών μηνών, το ABL μπορεί να φτάσει σε υψηλά επίπεδα πίεσης. Το χειμώνα, λόγω του ψυχρού εδάφους, το ABL είναι ρηχό, οδηγώντας σε χαμηλό ύψος του ανώτατου ορίου του σε σύγκριση με άλλες εποχές. Αυτό έχει σαν αποτέλεσα τη δημιουργία αναστροφών ανώτατου ορίου. Τη νύχτα το όριο του ABL υποβιβάζεται, κυρίως λόγω της απουσίας αναταραχής (Katsoulis, 1988). Η τριβή η οποία δημιουργείται από την επιφάνεια της γης είναι γενικά αμελητέα σε μεγαλύτερα ύψη ενώ έχει σημαντικές τιμές μόνο μέσα στο ΑΟΣ. H αποτελεσματική μεταφορά τόσο της ορμής όσο και της θερμότητας μέσα στο ΑΟΣ οφείλεται κατά κύριο λόγο στον τυρβώδη χαρακτήρα του. Με εξαίρεση τα χαμηλότερα λίγα χιλιοστά στα οποία η μεταφορά γίνεται μέσω μοριακών κινήσεων, μέσα στο ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα επικρατούν στρόβιλοι οι οποίοι είναι ιδιαίτερα αποτελεσματικοί στην κατακόρυφη ανάμειξη πακέτων αέρα που προέρχονται από διαφορετικές περιοχές και, με τον τρόπο αυτό, στην μεταφορά θερμότητας, ορμής και μάζας. Το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα, λοιπόν, είναι το χαμηλότερο τμήμα της τροπόσφαιρας το οποίο συνορεύει με την επιφάνεια της γης και το οποίο επηρεάζεται ευθέως από την κατάσταση της επιφάνειας μέσω των τυρβωδών ροών ορμής, θερμότητας και υγρασίας. H απόκριση του ΑΟΣ στις εξωτερικές επιδράσεις, όπως είναι η αντίσταση τριβής, η μεταφορά θερμότητας και η εξατμισοδιαπνοή, γίνεται σε χρονικές κλίμακες λίγων ωρών ή μικρότερες. 10

11 Σχήμα 2 : Το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα είναι το κατώτερο τμήμα της τροπόσφαιρας στο οποίο η επίδραση της επιφάνειας της γης είναι κυρίαρχη. Το οριακό στρώμα αποτελείται από τα εξής μέρη [9] : Το στρώμα επιφάνειας (surface layer) Είναι το κατώτερο στρώμα του ΑΟΣ και συνήθως ορίζεται ως το 10% του ύψους του. Ανάλογα με τη μεταβολή του ύψους του οριακού στρώματος, το επιφανειακό στρώμα έχει ύψος το οποίο κυμαίνεται από 50 έως 100 m. Πρόκειται για το πιο σημαντικό στρώμα γιατί ζούμε μέσα σε αυτό. Αποτελεί το στρώμα για το οποίο έχουμε τις περισσότερες πληροφορίες, αφού μπορούν να γίνουν μετρήσεις μέσα σε αυτό. Έτσι, είναι γνωστά πολλά από τα χαρακτηριστικά του. Επίσης, μέσα σε αυτό γίνονται οι περισσότερες εκπομπές. Στρώμα ανάμειξης (Mixed layer) Το ύψος ανάμειξης (mixing layer) είναι το ύψος που ξεκινά από την επιφάνεια της γης και φθάνει μέχρι εκείνο στο οποίο αναμειγνύονται οι αέριοι ρύποι από τις ατμοσφαιρικές αναταράξεις. Το ατμοσφαιρικό στρώμα που περιέχεται μεταξύ της επιφάνειας της γης και του ύψους ανάμειξης ονομάζεται στρώμα αναμείξεως (mixing layer). Σε πολλές περιπτώσεις θεωρείται ότι ταυτίζεται με το οριακό στρώμα. Ο υπολογισμός του ύψους ανάμειξης μπορεί να γίνει με πολλούς άμεσους ή έμμεσους τρόπους και είναι απαραίτητη η γνώση του σε συνεχή βάση για την παρακολούθηση της αέριας ρύπανσης σε μια περιοχή. 11

12 Ζώνη εισροής Η ζώνη εισροής είναι το ευσταθές στρώμα στην κορυφή του στρώματος ανάμιξης, το οποίο ενεργεί ως κάλυμμα στα ανερχόμενα θερμικά, έτσι περιορίζεται η κυριαρχία της τύρβης. Το στρώμα αυτό ονομάζεται ζώνη εισροής γιατί εκεί γίνεται η εισροή μέσα στο στρώμα ανάμιξης από την ελεύθερη ατμόσφαιρα. Μερικές φορές αυτό το ευσταθές στρώμα είναι αρκετό να οριστεί ως θερμοκρασιακή αναστροφή. Στην πραγματικότητα συχνά καλείται στρώμα αναστροφής σε συνάρτηση με το μέγεθος ευστάθειας. Αποκομμένο στρώμα (Residual Layer) Σχεδόν μισή ώρα πριν τη δύση του ήλιου τα θερμά, ανοδικά ρεύματα ζεστού αέρα με τη μορφή φυσαλίδων παύουν να δημιουργούνται με απουσία κρύου αέρα κατά τη μεταφορά, επιτρέποντας τη τύρβη να παρακμάσει στο διαμορφωμένο και καλά αναμιγμένο στρώμα. Το στρώμα αέρα που προκύπτει καλείται πολλές φορές στρώμα αποκοπής, επειδή οι μεταβολές της συγκέντρωσης των ρύπων με το ύψος είναι οι ίδιες με αυτές του πρόσφατα σε κατάπτωση στρώματος ανάμιξης. 1.3 Ευστάθεια Ατμόσφαιρας Στη Μετεωρολογία με τον όρο ευστάθεια ατμόσφαιρας νοούνται οι συνθήκες εκείνες κατά τις οποίες δεν παρατηρούνται φαινόμενα διέγερσης της κανονικής τιμής τόσο της βαροβαθμίδας (η μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης σε κάθετη διεύθυνση επί των ισοβαρών-ευθειών και καμπύλες που προκύπτουν από τη γραμμική ένωση των τόπων εκείνων οι οποίοι έχουν την αυτή ατμοσφαιρική πίεση κατά την αυτή στιγμή), όσο και της θερμοβαθμίδας (η κατά ύψος αναλογική ελάττωση της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας). Αυτό σημαίνει ότι δεν παρατηρούνται μεταφορές αερίων μαζών. Με λίγα λόγια ευστάθεια ονομάζεται η ευκολία με την οποία αυτά τα πακέτα αέρα μετακινούνται κατακόρυφα στον περιβάλλοντα αέρα. Ευσταθής αέρας ονομάζεται ο αέρας του οποίου η τιμή της κατακόρυφου θερμοβαθμίδας είναι μικρότερη των 0,64 C ανά 1000 m, γιατί η αναλογία αυτή αποκλείει τη δημιουργία ανοδικών ρευμάτων, δηλαδή «κατακόρυφου μεταφοράς» (Ζερεφός, 2005). Για να μελετηθεί η ευστάθεια της ατμόσφαιρας, προκειμένου να αποφευχθεί η χρήση ειδικών πολύπλοκων πειραματικών διατάξεων, συνήθως μετράται η κατακόρυφη δομή της θερμοκρασίας. Συμπερασματικά, η θερμοβαθμίδα αποτελεί σημαντικό παράγοντα της ατμοσφαιρικής ευστάθειας. Ορίζεται ως : Γ = - Τ/ z ΔΤ/Δz και μετριέται σε Κ/km ή 0 C/km. 12

13 Οι συνθήκες ευστάθειας της ατμόσφαιρας είναι άμεσα συνδεδεμένες με την ικανότητα που έχει η ατμόσφαιρα να ανακατεύει και να διασκορπίζει τους αέριους ρύπους που εισάγονται σε αυτήν είτε από τον άνθρωπο είτε από την ίδια τη φύση. Ο βαθμός ευστάθειας της ατμόσφαιρας καθορίζει το μέγεθος των αναταρακτικών κινήσεων δηλαδή της τυρβώδους ροής της ατμόσφαιρας. Το σχήμα 3 δείχνει την αντιστοιχία ανάμεσα στην ατμοσφαιρική και τη μηχανική ευστάθεια. Στην πρώτη περίπτωση, αν κάποιος προσπαθήσει να μετατοπίσει ένα σώμα κατά μια μικρή απόσταση από τη θέση του, αυτό θα κυλίσει πίσω υπό την επίδραση της βαρυτικής δύναμης. Κατά τη διάρκεια της κίνησής του, θα κερδίσει ορμή και θα ακολουθήσει μια ταλάντωση γύρω από τη θέση ισορροπίας μέχρι η τριβή να ανακόψει την κίνηση εντελώς. Πρόκειται για μια ευσταθή κατάσταση. Στη δεύτερη περίπτωση, το σώμα ισορροπεί στην κορυφή οπότε ακόμα και με μια ελάχιστη μετατόπιση, θα συνεχίσει να κινείται και να απομακρύνεται από τη θέση ισορροπίας. Αυτό ορίζει μια ασταθή κατάσταση. Στην περίπτωση τέλος, της ουδέτερης ισορροπίας αν το σώμα μετατοπισθεί κατά μια μικρή απόσταση θα παραμείνει εκεί. Η μετατόπιση δε δημιουργεί καμιά δύναμη, ούτε επαναφοράς ούτε απομάκρυνσης από τη θέση ισορροπίας. Σχήμα 3 : Αναλογία ανάμεσά στην ατμοσφαιρική ευστάθεια και την μηχανική ευστάθεια. Ευσταθείς (αριστερά) και ασταθείς (δεξιά) συνθήκες. 'Όπως εμφανίζεται στο σχήμα 4, σε ευσταθή ατμόσφαιρα η μετατόπιση ενός πακέτου αέρα δημιουργεί δυνάμεις οι οποίες τείνουν να το επαναφέρουν στην αρχική του θέση. Αντίθετα, σε ασταθή ατμόσφαιρα η αρχική μικρή μετατόπιση ενισχύεται και ευνοείται η απομάκρυνση από τη θέση ισορροπίας του πακέτου. 13

14 Σχήμα 4 : Κίνηση ενός πακέτου αέρα σε ευσταθή (αριστερά) και ασταθή ατμόσφαιρα (δεξιά). Η ατμοσφαιρική ευστάθεια έχει επίδραση στη δημιουργία και ανάπτυξη των νεφών, οπτικοποιώντας τα ατμοσφαιρικά φαινόμενα. Σε ευσταθή ατμόσφαιρα τα σύννεφα αναπτύσσουν οριζόντια στρωμάτωση, ενώ σε ασταθή ατμόσφαιρα ενισχύονται οι κατακόρυφες κινήσεις και τα σύννεφα αναπτύσσονται κατακόρυφα (Σχ. 5). Πίνακας 1 : Παρατηρήσεις οι οποίες δείχνουν την ατμοσφαιρική ευστάθεια και αστάθεια Ευσταθής ατμόσφαιρα Τα σύννεφα αναπτύσσονται σε στρώματα με μικρή κατακόρυφη ανάπτυξη O καπνός από καμινάδες παραμένει στο ύψος εκπομπής και διασπείρεται κυρίως οριζόντια Σε περιοχές με ρύπανση, κακή ορατότητα λόγω κακής διασποράς των ρύπων και ιδιαίτερα των σωματιδίων. Σταθεροί άνεμοι, συνήθως ελαφρείς Ασταθής ατμόσφαιρα Τα σύννεφα αναπτύσσονται κατακόρυφα O καπνός από καμινάδες παρουσιάζει καλή κατακόρυφη και οριζόντια ανάπτυξη. Σε συνθήκες μεγάλης αστάθειας ο θύσανος καπνού εμφανίζει βρόχους Σχετικά καλή ορατότητα λόγω καλής διασποράς των ρύπων. Βροχή με τη μορφή μπόρας και καταιγίδες με κεραυνούς Ρυπαίοι άνεμοι 14

15 Σχήμα 5 : H ατμοσφαιρική ευστάθεια επιδρά στην ανάπτυξη των νεφών. Σε συνθήκες ευστάθειας στο χαμηλότερο στρώμα της ατμόσφαιρας αναπτύσσονται πεπλατυσμένα νέφη, π.χ. stratus, (επάνω) ενώ η αστάθεια δημιουργεί νέφη με μεγαλύτερη κατακόρυφη ανάπτυξη, π.χ. cumulus congestus σε ελαφρά ασταθή ατμόσφαιρα (μέση) και cumulonimbus σε μεγάλη αστάθεια (κάτω). Η ημερήσια πορεία της ατμοσφαιρικής ευστάθειας στο χαμηλότερο κομμάτι της ατμόσφαιρας προσδιορίζεται από την ηλιακή ακτινοβολία. Συγκεκριμένα, όσον αφορά στους ωκεανούς, η ευστάθεια του αέρα που βρίσκεται από πάνω τους, δεν εμφανίζει μεγάλη ημερήσια ή εποχιακή πορεία εξαιτίας της απορροφώμενης ηλιακής ακτινοβολίας που χρησιμοποιείται για την εξάτμιση. Όσον αφορά στην πορεία της ευστάθειας πάνω από τη ξηρά παρατηρούνται τα εξής (Μελάς, ) : Συνθήκες αστάθειας εμφανίζονται όταν η επιφάνεια του εδάφους είναι θερμότερη από τον υπερκείμενο αέρα. Έτσι, η αρχική κίνηση του αέρα ευνοεί την απομάκρυνσή του από την αρχική του θέση. Αυτό είναι συνηθισμένο κατά τη διάρκεια ηλιόλουστων ημερών, ιδιαίτερα κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού. Σε αυτές τις περιπτώσεις η αστάθεια στο κατώτερο στρώμα της ατμόσφαιρας είναι μεγαλύτερη τις απογευματινές ώρες. Οι ευσταθείς συνθήκες συνδέονται συνήθως με ασθενείς ανέμους και εμφανίζονται στην ατμόσφαιρα όταν η επιφάνεια της γης είναι ψυχρότερη από τον 15

16 υπερκείμενο αέρα. Η κίνηση του πακέτου αέρα δημιουργεί δυνάμεις που τείνουν να το επαναφέρουν στην αρχική του θέση. Δηλαδή, ο περιβάλλοντας χώρος είναι θερμότερος από το πακέτο αέρα, οπότε επιστρέφει στην αρχική του θέση. Αυτό τυπικά συμβαίνει κατά την διάρκεια ανέφελων νυχτών. H εντονότερη ευστάθεια εμφανίζεται συνήθως κοντά στην ανατολή του ηλίου. Τέλος, ουδέτερες συνθήκες εμφανίζονται όταν οι άνεμοι είναι ισχυροί και/ή επικρατεί πυκνή νέφωση. Στην περίπτωση αυτή το πακέτο αέρα έχει την ίδια θερμοκρασία με το περιβάλλον, γεγονός το οποίο δεν ευνοεί την μετακίνησή του από την αρχική θέση. 1.4 Στοιχεία Μετεωρολογίας [10] Η μετεωρολογία ασχολείται με τα φαινόμενα που συμβαίνουν στο κατώτερο στρώμα της ατμόσφαιρας, που παρατηρούνται δηλαδή ως «τροπές», ως μεταβλητές αυτού του στρώματος, της τροπόσφαιρας. Επειδή όμως τα φαινόμενα αυτά οι αρχαίοι Έλληνες τα ονόμαζαν «μετέωρα» για αυτό και η επιστήμη που τα μελετά ονομάστηκε μετεωρολογία και τα φαινόμενα μετεωρολογικά φαινόμενα. Αυτά είναι που καθορίζουν τις κλιματικές συνθήκες, οι οποίες και χαρακτηρίζονται από τον άνεμο, τη θερμοκρασία, την ηλιακή ακτινοβολία και την υγρασία. 1.4α Άνεμος (Μελάς, ) Άνεμος είναι η οριζόντια κίνηση αερίων μαζών εξαιτίας της διαφοράς της θερμοκρασίας που έχουν. Αέρια μάζα είναι μια μάζα αέρα μεγάλων διαστάσεων με ομοιόμορφη κατανομή των φυσικών ιδιοτήτων, όπως είναι η θερμοκρασία και η υγρασία. Οι ιδιότητες αυτές μεταβάλλονται μάλλον κάπως απότομα στα όρια της αέριας μάζας, τα οποία ονομάζονται μέτωπα. Πρόκειται για διαχωριστικές επιφάνειες με διαφορετικές υδροδυναμικές συνθήκες. Καθορίζουν τα μετεωρολογικά συστήματα και διακρίνονται σε θερμά ή ψυχρά όταν η κινούμενη αέρια μάζα είναι αντίστοιχα θερμότερη ή ψυχρότερη από τις γειτονικές αέριες μάζες. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αερίων μαζών αποτελούν οι κυκλώνες. Πρόκειται για μια μεγάλης έκτασης αέρια μάζα με πίεση χαμηλότερη από τον περιβάλλοντα χώρο και η οποία λόγω των δυνάμεων Coriolis, παρουσιάζει στροβιλοειδή κίνηση, από την περιφέρεια προς το κέντρο, αντίθετη των δεικτών του ρολογιού στο Βόρειο ημισφαίριο και σύμφωνα στο Νότιο. Επιπρόσθετα, αντικυκλώνας είναι η αέρια μάζα με πίεση υψηλότερη από τον περιβάλλοντα χώρο και η οποία παρουσιάζει στροβιλοειδή κίνηση από το κέντρο προς τη περιφέρεια 16

17 κατά τη φορά των δεικτών του ρολογιού στο Βόρειο ημισφαίριο και αντίθετα στο Νότιο. Οι διαφορές στη θερμοκρασία των αερίων μαζών δημιουργούν διαφορετικές τιμές βαρομετρικής πίεσης μεταξύ παρακείμενων τόπων. Συγκεκριμένα, αν δύο περιοχές που είναι διπλανές μεταξύ τους, δεν έχουν την ίδια θερμοκρασία, τότε η ατμοσφαιρική πίεση της περισσότερο ψυχρής θα είναι μεγαλύτερη της θερμότερης, με αποτέλεσμα να κινηθεί αέρια μάζα από την πρώτη στη δεύτερη. Όταν μία μάζα αέρα θερμαίνεται, γίνεται πιο αραιή και πιο ελαφριά από τις περιβάλλουσες μάζες, ανεβαίνοντας ψηλότερα και εκτελώντας ανοδική κίνηση. Επομένως, άλλες, πιο ψυχρές και βαριές αέριες μάζες θα μετακινηθούν για να πάρουν τη θέση της. Από την αντίπερα όχθη, όταν μια μάζα αέρα ψύχεται γίνεται πιο πυκνή και πιο βαριά και τείνει να κατέβει (καθοδική κίνηση). Για να το πετύχει σπρώχνει τις πιο θερμές και πιο αραιές μάζες του αέρα προς τα πάνω, παίρνοντας έτσι τη θέση τους. Όσον αφορά στη κατακόρυφη κίνηση η ανάμειξη λαμβάνει χώρα μέσω της ανταλλαγής μικρών αερίων μαζών οι οποίες αναφέρονται ως «πακέτα αέρα» και μπορούν να έχουν οποιεσδήποτε διαστάσεις. Το πακέτο αέρα θεωρείται ότι είναι μονωμένο θερμικά από το περιβάλλον του ώστε η θερμοκρασία του να αλλάζει αδιαβατικά όπως κινείται κατακόρυφα στην ατμόσφαιρα. Κινείται σχετικά αργά, γι` αυτό και η κινητική του ενέργεια αποτελεί αμελητέο τμήμα της ολικής ενέργειας. Προσαρμόζεται ακαριαία στην πίεση του περιβάλλοντα αέρα και μπορεί να έχει οποιεσδήποτε διαστάσεις. Πρόκειται για μία έννοια πολύ χρήσιμη για τις ατμοσφαιρικές διεργασίες. 1.4β Θερμοκρασία [8] Μέχρι τη δεκαετία του 1950, πολλοί νόμιζαν πως η κατά ύψος ελάττωση της θερμοκρασίας συνέβαινε σε όλα τα στρώματα της ατμόσφαιρας. Τα σύγχρονα όμως μέσα έρευνας, καθώς και οι τεχνητοί δορυφόροι, πύραυλοι κλπ. απέδειξαν πως αυτό συμβαίνει μόνο στην τροπόσφαιρα και τη μεσόσφαιρα. Τόσο η θερμοκρασία όσο και η πίεση της ατμόσφαιρας μεταβάλλονται καθώς απομακρυνόμαστε από την επιφάνεια της γης. Όταν μπαίνουμε στη στρατόσφαιρα η θερμοκρασία αρχίζει να αυξάνεται (Σχ.6) 17

18 Σχήμα 6 : Τα στρώματα της ατμόσφαιρας, μεταβολή της θερμοκρασίας και της συγκέντρωσης του όζοντος ως συνάρτηση του υψομέτρου. Με τον όρο θερμοκρασία εννοούμε το βαθμό της μοριακής δράσης ή της ποσότητας της θερμότητας που περικλείει ένα υλικό σώμα. Η θερμοκρασία του αέρα είναι μια πολύ σημαντική παράμετρος για την Μετεωρολογία και την Κλιματολογία γιατί από τη μια εξουσιάζει τη φυσική εξάτμιση του ύδατος και τη διαπνοή των φυτών διαδραματίζοντας έτσι καθοριστικό ρόλο στο υδατικό και το ενεργειακό ισοζύγιο του πλανήτη και από την άλλη με την άνιση κατανομή της στην επιφάνεια της γης, ελέγχει την εξάπλωση των φυτικών και ζωικών οργανισμών, και καθορίζει την κίνηση του αέρα στην ατμόσφαιρα της γης (Μελάς, ). Η στιγμιαία μέτρηση της θερμοκρασίας γίνεται με ειδικά όργανα τα θερμόμετρα και η συνεχής καταγραφή με αυτογραφικά όργανα του θερμογράφους. Επειδή οι μετρήσεις που γίνονται την ίδια στιγμή σε διάφορους τόπους πρέπει να πραγματοποιούνται κάτω από ίδιες συνθήκες, τα όργανα τοποθετούνται σε ειδικό στέγαστρο, τον Μετεωρολογικό Κλωβό, για να προστατεύονται από τις καιρικές συνθήκες. Η θερμοκρασία διαφέρει σημαντικά από σημείο σε σημείο ή από στιγμή σε στιγμή. Οι διαφορές γίνονται πολύ μεγάλες όσο πλησιάζουμε επιφάνειες ενεργειακών ανταλλαγών που χωρίζουν δύο διαφορετικά μέσα (π.χ. έδαφος-αέρας, θάλασσα-αέρας). Επίσης, η θερμοκρασία του αέρα κατακόρυφα μετριέται με ειδικά όργανα τις ραδιοβολίδες. Η μέτρηση αυτής σε ένα τόπο σε δεδομένη χρονική 18

19 στιγμή δείχνει τη θερμοκρασιακή δομή της ελεύθερης ατμόσφαιρας. Η μετάδοση της θερμότητας στην ατμόσφαιρα γίνεται με τους ακόλουθους τρόπους: 1. Αγωγιμότητα, δηλαδή μεταφορά θερμότητας από μόριο σε μόριο. Γενικά η δια αγωγιμότητας μεταφορά θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα είναι πολύ μικρή. 2. Κατακόρυφη μεταφορά. Λέγεται η μεταφορά θερμότητας μέσα σε υγρό ή αέριο σώμα. Η διαδικασία γίνεται με τρεις τρόπους. Αρχικά με την ακτινοβολία, δηλαδή τη μεταφορά ενέργειας στην ατμόσφαιρα μέσω ηλεκτρομαγνητικών κυμάτων και με ταχύτητα που αγγίζει την ταχύτητα του φωτός. Στη συνέχεια με την αγωγή. Πρόκειται για μια διαδικασία μετάδοσης θερμότητας μέσα σε κάποιο υλικό μέσω της πρόσκρουσης μορίων τα οποία εκτελούν γρήγορες θερμικές κινήσεις. Τέλος με τη συναγωγή, η οποία είναι υπεύθυνη για τη μεταφορά θερμότητας στην ατμόσφαιρα από το σημείο στο οποίο η αγωγή παύει πλέον να είναι αποτελεσματική (λίγα εκατοστά πάνω από το έδαφος). 3. Οριζόντια μεταφορά. Λέγεται η μεταφορά θερμότητας εντός υγρού ή αερίου σώματος και πρόκειται για μία κίνηση πολύ διαδεδομένη. 4. Ακτινοβολία. Λέγεται η μεταφορά της θερμότητας υπό μορφή κυμάτων ενέργειας, όπως για παράδειγμα του Ηλίου προς τη Γη ή εκ της Γης προς τον υπερκείμενο ενός τόπου αέρα και το διάστημα. Αποτελεί και τον μοναδικό τρόπο με τον οποίο η γη δέχεται ενέργεια από τον ήλιο Κυριότεροι τρόποι μεταφοράς θερμότητας στην ατμόσφαιρα από την επιφάνεια της Γης είναι η κατακόρυφη και η οριζόντια μεταφορά. Η ξηρά και οι υδάτινες επιφάνειες παρουσιάζουν διαφορετική συμπεριφορά στην απορρόφηση και την επανακτινοβολία της θερμότητας του ηλίου. Η επιφάνεια της ξηράς θερμαίνεται εντονότερα και γρηγορότερα με την επίδραση των ηλιακών ακτινών. Στις υδάτινες επιφάνειες οι διαδικασίες αυτές γίνονται με βραδύτερους ρυθμούς και κάτω από τις ίδιες συνθήκες θερμαίνονται λιγότερο. Οι λόγοι για τους οποίους υπάρχουν τόσο μεγάλες θερμοκρασιακές αντιθέσεις μεταξύ ξηράς και υδάτων ποικίλουν. Καταρχήν, το νερό είναι διαφανές και διαπερατό και οι ακτίνες διεισδύουν σε μεγάλα βάθη. Έτσι, η ηλιακή ενέργεια κατανέμεται σε μεγάλη μάζα, ενώ η ξηρά θερμαίνεται επιδερμικά και η ενέργεια κατανέμεται σε πολύ μικρότερη μάζα. Επίσης, στις θάλασσες υπάρχει ανάμειξη των θερμών και κρύων υδάτων και άρα και ανακατανομή της ενέργειας. Η εξάτμιση, που είναι ένας από τους βασικούς παράγοντες ψύξης, χαρακτηρίζει κυρίως τις υδάτινες επιφάνειες. Τέλος, βασικό ρόλο παίζει η θερμοχωρητικότητα του κάθε υλικού, μιας και η ειδική θερμότητα του 19

20 νερού είναι πολύ μεγάλη σε σχέση με αυτή της ξηράς. Η θέρμανση της επιφάνειας της γης γίνεται άμεσα από την πρόσπτωση των ηλιακών ακτινών και στη συνέχεια ακολουθεί η έμμεση θέρμανση του αέρα. Δηλαδή, ο ατμοσφαιρικός αέρας θερμαίνεται από τις ηλιακές ακτίνες και από την επιφάνεια του εδάφους. Γι` αυτό και τα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας είναι θερμότερα των υπερκείμενων. Η θερμοκρασία λόγω της ηλιακής ακτινοβολίας ελαττώνεται "κατά ύψος" μέσα στη τροπόσφαιρα κάτι το οποίο αποτελεί βασικό χαρακτηριστικό του στρώματος αυτού. Το γεγονός αυτό είναι απόλυτα λογικό, μιας και όταν μια αέρια μάζα ανυψώνεται, ο όγκος της θα αυξάνεται, η πίεσή της θα ελαττώνεται με αποτέλεσμα να γίνεται ψυχρότερη. Ο ρυθμός μείωσης ποικίλλει, ωστόσο μία αποδεκτή τιμή της ελάττωσης αυτής είναι κατά μέσο όρο 6,5 C ανά 1000 m ύψος και ονομάζεται κανονική κατακόρυφη θερμοβαθμίδα (normal lapse rate). Ωστόσο, η ακριβής τιμή της παρουσιάζει πολύ σημαντικές μεταβολές τόσο στον χώρο όσο και στον χρόνο. Η εντονότερη μεταβολή της θερμοκρασίας κατά την οριζόντια έννοια γίνεται κατά μήκος του μεσημβρινού και η διαφορά αυτής σε ορισμένη απόσταση ονομάζεται οριζόντια θερμοβαθμίδα. Πάντως, ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας με το ύψος έχει αποφασιστική σημασία τόσο σε πολλά καιρικά φαινόμενα όπως είναι φυσικό, όσο και στη διασπορά των ρύπων στην ατμόσφαιρα. Και αυτό γιατί με τη μείωση της θερμοκρασίας με το υψόμετρο γίνεται καλύτερη ανάμειξη του αέρα και της διασποράς των ρύπων. Οι θερμότερες μάζες αέρα έχοντας μικρότερη πυκνότητα, έχουν την τάση να κινούνται προς μεγαλύτερα υψόμετρα, μέχρι να συναντηθούν με αέριες μάζες με τα περίπου ίδια χαρακτηριστικά θερμοκρασίας και πυκνότητας. Το αντίστροφο συμβαίνει με τις ψυχρότερες μάζες, οι οποίες όντας «βαρύτερες» παραμένουν σταθερές. Οι θερμές μάζες στα υψηλότερα στρώματα ψύχονται και αντικαθίστανται από θερμότερες μάζες που βρίσκονται πλησιέστερα στην επιφάνεια του εδάφους, εξασφαλίζοντας έτσι τη «φυσική κυκλοφορία» του αέρα. Σε περίπτωση όμως, που έχουμε κοντά στο έδαφος ψυχρότερο αέρα από ότι σε ψηλότερα στρώματα, οδηγούμαστε σε μια σταθεροποιημένη κατάσταση, και δεν έχουμε κίνηση των αερίων μαζών. Αυτό είναι μια απόκλιση από την κανονική κατάσταση και καλείται θερμοκρασιακή ή θερμική αναστροφή. Πάνω από το στρώμα της αναστροφής, ο αέρας ψύχεται κανονικά αυξανομένου του υψομέτρου. 20

21 1.4γ Ηλιακή Ακτινοβολία Είναι η κύρια πηγή ενέργειας στη γη. Η συνολική ηλιακή εκπομπή εξαρτάται από την Μεταβολή απόστασης γης-ήλιου Ύψος ήλιου (γεωγραφικό πλάτος) Διάρκεια ημέρας (εποχή του έτους, γεωγραφικό πλάτος) 1.4δ Υγρασία Είναι το ποσοστό υδρατμών στην ατμόσφαιρα που προέρχονται από την εξάτμιση υγρών επιφανειών, κυρίως των θαλασσών. 1.5 Θερμοκρασιακές Αναστροφές Στη μετεωρολογία ο όρος αναστροφή χρησιμοποιείται για να δηλώσει την απόκλιση από την συνηθισμένη μεταβολή μιας ατμοσφαιρικής μεταβλητής με το ύψος. Παρά το γεγονός ότι o όρος είναι γενικός, στην πράξη χρησιμοποιείται, σχεδόν πάντοτε, για να δηλώσει μια θερμοκρασιακή αναστροφή, δηλαδή την αύξηση της θερμοκρασίας με το ύψος (Ζερεφός, 2005). Από περιβαλλοντική άποψη μεγαλύτερο ενδιαφέρον παρουσιάζουν οι αναστροφές οι οποίες παρουσιάζονται στο κατώτερο μισό της τροπόσφαιρας, περιοχή όπου λαμβάνει χώρα σχεδόν το σύνολο των ανθρωπίνων δραστηριοτήτων. Αυτές οι αναστροφές είναι τυπικά πολύ εκτεταμένες καλύπτοντας ολόκληρες περιοχές, συχνά με διαστάσεις πολλών εκατοντάδων χιλιομέτρων. Οι θερμοκρασιακές αναστροφές είναι ευσταθείς και μάλιστα οι επιφανειακές αναστροφές θεωρούνται μετεωρολογική κατάσταση εξαιρετικής ευστάθειας. Ωστόσο, το αντίθετο δεν ισχύει, δηλαδή υπάρχει περίπτωση να επικρατούν ευσταθείς συνθήκες στην ατμόσφαιρα χωρίς την παρουσία αναστροφής. Μία αναστροφή χαρακτηρίζεται από την ένταση, το πάχος και το ύψος της βάσης και της κορυφής. Οι έννοιες αυτές επεξηγούνται στο σχήμα 7 (Μελάς, ): Η ένταση είναι η διαφορά θερμοκρασίας ανάμεσα στην κορυφή και τη βάση της αναστροφής. Το πάχος της αναστροφής είναι η διαφορά ανάμεσα στο ύψος της κορυφής και της βάσης της αναστροφής. 21

22 Σχήμα 7 : Χαρακτηριστικά στοιχεία μιας θερμοκρασιακής αναστροφής. Όπως προαναφέρθηκε, ο όρος αναστροφή σε κοινή χρήση απευθύνεται στην ατμοσφαιρική κατάσταση, όπου αυξάνεται η θερμοκρασία του αέρα με το ύψος. Το στρώμα του αέρα στο οποίο λαμβάνει χώρα το φαινόμενο αυτό ονομάζεται στρώμα αναστροφής. Τα αναστροφικά στρώματα ταξινομούνται ποικιλοτρόπως από τους μετεωρολόγους σύμφωνα με τη θέση τους, καθώς και το μηχανισμό σχηματισμού τους. Λόγω της ευστάθειας των θερμοκρασιακών αναστροφών, μέσα σε ένα στρώμα αναστροφής, οι κατακόρυφες κινήσεις καταστέλλονται σε σύγκριση με τις οριζόντιες κινήσεις και η κατακόρυφη διάχυση των ρύπων είναι περιορισμένη. Αυτό δεν οδηγεί κατ' ανάγκη σε υψηλές συγκεντρώσεις, ιδιαίτερα όταν η εκπομπή των ρύπων λαμβάνει χώρα σε μεγάλο ύψος. Ωστόσο, γεγονός είναι ότι υπάρχει ισχυρή σύνδεση των θερμοκρασιακών αναστροφών με τη ρύπανση της ατμόσφαιρας. Θερμοκρασιακή αναστροφή μπορεί να υπάρξει με διάφορους τρόπους. Γενικά, οι αναστροφές σχηματίζονται είτε όταν ένα στρώμα αέρα γίνεται ψυχρότερο από το υπερκείμενο στρώμα αέρα είτε όταν ένα στρώμα αέρα γίνεται θερμότερο από το υποκείμενο. Για παράδειγμα, σε μία καθαρή νύχτα, όταν το έδαφος ακτινοβολεί θερμότητα με υψηλό ρυθμό. Σε περίπτωση που ο αέρας είναι καθαρός, τότε μπορεί ο αέρας κοντά στο έδαφος να είναι ψυχρότερος από αυτόν σε υψηλότερα στρώματα. Ένας άλλος τύπος αναστροφής, προκαλείται μέσω μιας οριζόντιας εισροής ψυχρού αέρα, όπως για παράδειγμα η θαλασσινή αύρα σε μια παράκτια περιοχή. Τέλος, αναστροφή λαμβάνει χώρα τη νύχτα σε κοιλάδες, όταν κρύος αέρας ρέει από τις πλαγιές προς τον πυθμένα της κοιλάδας λόγω βαρύτητας. Ο αέρας εκεί είναι ψυχρότερος απ` ότι υψηλότερα. Ανάλογα με τις συνθήκες μπορεί να υπάρξουν και 22

23 άλλοι τύποι αναστροφής. Γενικότερα, οι μηχανισμοί δημιουργίας των θερμοκρασιακών αναστροφών διαφέρουν σε κάθε περιοχή και χρονική περίοδο του έτους. Αξιοσημείωτο είναι το γεγονός ότι ισχυρότερες αναστροφές εμφανίζονται το καλοκαίρι λίγο πριν την ανατολή, λόγω της έντονης ακτινοβόλησης σε ανέφελες συνθήκες. Από την άλλη πλευρά, οι περισσότερο ασταθείς συνθήκες εμφανίζονται λίγο μετά το μεσημέρι, με μέγιστο την περίοδο του καλοκαιριού. Στα σχήματα 8 έως 14 παρουσιάζονται διάφοροι λόγοι και μηχανισμοί με τους οποίους σχηματίζονται αναστροφές. Οι συνηθέστεροι μηχανισμοί δημιουργίας αναστροφών είναι η ακτινοβόληση υπέρυθρης ακτινοβολίας στο διάστημα, η κατάπτωση αέρα και η ανύψωση θερμού αέρα σε κάποια μετωπική επιφάνεια. Συγκεκριμένα υπάρχουν οι παρακάτω τύποι αναστροφής : α. Αναστροφές ακτινοβολίας ή νυχτερινές αναστροφές Κατά την διάρκεια της νύχτας σχηματίζεται συνήθως κοντά στο έδαφος ένα στρώμα μεγάλης ευστάθειας, λόγω της ακτινοβόλησης υπέρυθρης ακτινοβολίας από το έδαφος στο διάστημα. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα την ψύξη του εδάφους και κατ' επέκταση του αέρα που βρίσκεται ακριβώς από πάνω του ενώ ο αέρας σε μεγαλύτερα ύψη παραμένει θερμός. Κατά την διάρκεια της ημέρας το έδαφος ακτινοβολεί επίσης υπέρυθρη ακτινοβολία αλλά η απώλεια αυτή υπερκαλύπτεται από τη απορροφώμενη ηλιακή ακτινοβολία. Ο συνδυασμός τον ψυχρού αέρα κοντά στο έδαφος και του θερμού αέρα σε μεγαλύτερα ύψη δημιουργούν ένα στρώμα αναστροφής (Σχ.8). Οι αναστροφές ακτινοβολίας έχουν την βάση τους στο έδαφος και είναι συνήθως πολύ ρηχές. Συγκεκριμένα, το στρώμα της αναστροφής βρίσκεται συνήθως κάτω από τα 100 m, όπως φαίνεται στο πρώτο διάγραμμα του σχήματος. Με την ανατολή του ήλιου, το έδαφος αρχίζει να θερμαίνεται και το κατώτατο ατμοσφαιρικό στρώμα θερμαινόμενο από κάτω γίνεται ασταθές. Έτσι, αρχίζει να καταστρέφεται η χαμηλή αναστροφή και παραμένει εξασθενημένη με την πάροδο του χρόνου σαν ανυψωμένη αναστροφή (Σχ.8 μεσαίο διάγραμμα). Τις μεσημεριανές ώρες η αστάθεια επεκτείνεται μέσα στην ατμόσφαιρα και η αναστροφή εξαφανίζεται (Σχ.8 δεξί διάγραμμα). 23

24 Σχήμα 8: Εξήγηση της ανοικοδόμησης και αποικοδόμησης μιας αναστροφής της θερμοκρασίας λόγω ακτινοβολίας. Αναστροφές ακτινοβολίας σχηματίζονται κυρίως στις ανέφελες εαρινές ή χειμερινές νύχτες με μεγάλη διάρκεια, με χαμηλούς και ξηρούς ανέμους ή άπνοια και στα μέσα πλάτη, σε χιονοσκεπή εδάφη και σπάνια επάνω από τις θάλασσες. H αναστροφή παρουσιάζει την μεγαλύτερη ένταση τις πρωινές ώρες, κατά τη διάρκεια της ανατολής. Πάντως, σε πολλές περιπτώσεις, ιδιαίτερα σε αστικές περιοχές όπου υπάρχουν μεγάλες εκπομπές ρύπων κοντά στο έδαφος, υπάρχει η δυνατότητα παρατήρησης του στρώματος από μια σωστή οπτική θέση, για παράδειγμα από ένα λόφο ο οποίος είναι υψηλότερος από την κορυφή της αναστροφής. Οι συνθήκες διασποράς μέσα στο στρώμα αναστροφής είναι συνήθως πολύ κακές με αποτέλεσμα να παρουσιάζονται υψηλές συγκεντρώσεις ρύπων σε περιοχές στις οποίες υπάρχουν μεγάλες πηγές εκπομπών ρύπων κοντά στο έδαφος. Και αυτό γιατί οι ρύποι κοντά σε αστικές περιοχές, εγκλωβίζονται μέσα στην αναστροφή και δεν μπορούν να διαχυθούν σε μεγάλο ύψος. Πολλοί ρύποι, όπως τα οξείδια του αζώτου και τα σωματίδια σε υψηλές συγκεντρώσεις οδηγούν σε μείωση της ορατότητας. Το στρώμα της αναστροφής εμφανίζεται λοιπόν σαν ένα πυκνό στρώμα αιθαλομίχλης το οποίο σκεπάζει το έδαφος (Σχ.9). Μετά την ανατολή του ηλίου ξεκινά με αργό ρυθμό το «κάψιμο» της αναστροφής και η αραίωση των συγκεντρώσεων των ρύπων. Σχήμα 9 : Ο μηχανισμός δημιουργίας αναστροφών ακτινοβολίας καθώς αυξάνεται το ύψος σε συνάρτηση με την θερμοκρασία (Κ). 24

25 Το σχήμα 10 απεικονίζει περίπτωση ισχυρής αναστροφής ακτινοβολίας σε περιοχή όπου οι εκπομπές των ρύπων συμβαίνουν κυρίως κοντά στο έδαφος. H διάχυση μέσα στο στρώμα αναστροφής είναι πολύ ασθενής και οι ρύποι από τα αυτοκίνητα και τις χαμηλές καμινάδες συσσωρεύονται μέσα στο στρώμα δημιουργώντας σημαντικά προβλήματα ρύπανσης. Ο καπνός από τη ψηλότερη καμινάδα ανυψώνεται και διασπείρεται επάνω από την αναστροφή μέσα στο στρώμα το οποίο δεν είναι ευσταθές. Κατά συνέπεια, η διασπορά των ρύπων από τις ψηλότερες καμινάδες είναι πιο αποτελεσματική τοπικά, μιας και δημιουργούν μικρότερη επιβάρυνση στην ποιότητα του αέρα. Δεν βελτιώνουν όμως καθόλου την κατάσταση σε περιφερειακά προβλήματα. Σχήμα 10 : Αναστροφή ακτινοβολίας. Οι ρύποι οι οποίοι εκπέμπονται από πηγές κοντά στο έδαφος, όπως είναι τα αυτοκίνητα και οι χαμηλές καμινάδες, παγιδεύονται μέσα στο στρώμα αναστροφής δημιουργώντας προβλήματα στη ποιότητα του αέρα. Ο καπνός από ψηλότερες καμινάδες διασπείρεται στην ευρύτερη περιοχή και δεν δημιουργεί σημαντικά προβλήματα στην ποιότητα του αέρα κοντά στο έδαφος. β. Αναστροφές από κατάπτωση Η κατάπτωση του αέρα μπορεί να οδηγήσει σε σχηματισμό αναστροφής μέσω δύο κυρίως μηχανισμών: Κατάπτωση αέρα σε αντικυκλώνες, και Κατάπτωση αέρα στην υπήνεμη πλευρά τοπογραφικών εμποδίων Κατάπτωση αέρα σε αντικυκλώνες Σε συστήματα υψηλής πίεσης, όπως είναι οι αντικυκλώνες, αέρινες μάζες βυθίζονται προς την επιφάνεια και στη συνέχεια αποκλίνουν. Κατά συνέπεια, παρατηρείται η δημιουργία πολλών αναστροφικών καθιζήσεων, γεγονός που σημαίνει σταθερό στρωματοποιημένο αέρα που προλαμβάνει κάθε ανοδική κίνηση πακέτων αέρα πέρα από το ύψος της αναστροφής. Αναστροφές κάτω από αυτό το ύψος, λόγω των επιπτώσεων της καταστροφής των αναστροφών από την 25

26 επιφανειακή θέρμανση της ηλιακή ακτινοβολίας, δεν επιμένουν περισσότερο από μία ημέρα. Οι πιο σημαντικές επιπτώσεις από αυτές τις αναστροφές παρατηρούνται κοντά στο κέντρο ενός συστήματος υψηλής πίεσης ή στην κορυφή, όπου συναντώνται χαμηλοί άνεμοι. Η αργή καταβύθιση του αέρα μέσα σε αντικυκλώνες είναι ένας πολύ σημαντικός περιβαλλοντικός παράγοντας. H «κατάπτωση» αυτή του αέρα είναι κυρίως υπεύθυνη για τον σχηματισμό υπερυψωμένων αναστροφών στην ελεύθερη ατμόσφαιρα. Τα καταβυθιζόμενα αυτά στρώματα αέρα θερμαίνονται αδιαβατικά με αποτέλεσμα τον σχηματισμό αναστροφών (Σχ.11). Το υπερυψωμένο στρώμα αναστροφής που σχηματίζεται είναι σχετικά βαθύ, με μεγέθη της τάξης του 1 km. Έχει μεγάλη διάρκεια αφού μπορεί να φθάσει και τις λίγες εβδομάδες και δίνει άπνοιες, ασθενείς ανέμους και ηλιοφάνεια. Σχήμα 11 : H κατάπτωση και η αδιαβατική θέρμανση του αέρα δημιουργούν υπερυψωμένες αναστροφές. Αυτό που συμβαίνει κατά τη διάρκεια της εισχώρησης του αέρα σε ένα σύστημα υψηλής πίεσης είναι καταρχήν η τυρβώδης ανάμειξη. Εξελίσσεται στο στρώμα ανάμειξης όπως ονομάζεται και εξουδετερώνει την κατάπτωση του αέρα με αποτέλεσμα η κίνηση του αέρα να αποκόπτεται και να μη φτάνει στο έδαφος αλλά να σταματάει σε κάποιο ύψος. Έτσι, σχηματίζονται οι υπερυψωμένες αναστροφές της κατηγορίας αυτής. Το υπερυψωμένο στρώμα αναστροφής βρίσκεται ψηλότερα από το στρώμα ανάμειξης επικαλύπτοντάς το και εμποδίζοντας τους ρύπους να διαφύγουν στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας. Όταν το στρώμα αναστροφής χαμηλώνει συμπιέζει το στρώμα ανάμειξης και περιορίζει τη διασπορά των ρύπων σε μικρότερο όγκο αέρα με αποτέλεσμα την αύξηση της συγκέντρωσής τους και κατ` επέκταση τη δημιουργία μιας βεβαρυμμένης ατμόσφαιρας. 26

27 Σχήμα 12 : Συμπιεσμένο στρώμα ανάμειξης και υπερυψωμένο στρώμα αναστροφής. Κατάπτωση αέρα στην υπήνεμη πλευρά τοπογραφικών εμποδίων Σε αντικυκλωνικό καιρικό σύστημα, δηλαδή σε σύστημα το οποίο η ατμοσφαιρική πίεση αυξάνει προς το κέντρο του, η βαθμίδα της πίεσης είναι τέτοια ώστε να δημιουργείται κατακόρυφη κίνηση του αέρα με μικρή ταχύτητα προς το έδαφος. Η κατακόρυφη αυτή κίνηση ονομάζεται κατάπτωση (subsidence) και έχει σαν επακόλουθο τη συμπίεση και την θέρμανση του αέρα με ταυτόχρονη μείωση της σχετικής υγρασίας. Η αναστροφή αυτού του τύπου ονομάζεται αναστροφή από κατάπτωση (subsidence inversion) και συνδέεται με τα μεγαλύτερα επεισόδια ρύπανσης του αέρα. Τυπικές ταχύτητες κατάπτωσης σε ένα αντικυκλωνικό τροποσφαιρικό σύστημα είναι της τάξης των 10-2 ms -1 ή περίπου 1 km ανά ημέρα. Αν ο αέρας δεν είναι κορεσμένος από υδρατμούς, η κατάπτωση του θα τον θερμάνει σύμφωνα με την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα και επομένως η θερμοκρασία του θα αυξάνει με ρυθμό περίπου 10 km ανά ημέρα με την προϋπόθεση ότι το αντικυκλωνικό σύστημα παραμένει ακίνητο. Αξιοσημείωτο είναι ότι τα ακίνητα αντικυκλωνικά συστήματα (stagnating anticyclones) είναι φαινόμενα αρκετά συνηθισμένα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Συμπερασματικά, όταν ο αέρας ρέει πάνω από ένα εμπόδιο, όπως είναι ένας λόφος ή ένα βουνό μπορεί να σχηματισθεί στην υπήνεμη πλευρά αναστροφή λόγω κατάπτωσης. Ο κατερχόμενος αέρας θερμαίνεται λόγω αδιαβατικής συμπίεσης. Ο αέρας στην περίπτωση κατάπτωσης στην υπήνεμη πλευρά τοπογραφικών εμποδίων είναι τυπικά πολύ ξηρός. Αν μάλιστα ο κατερχόμενος ζεστός αέρας συναντήσει ψυχρότερο αέρα κοντά στην επιφάνεια ίσως δεν μπορεί να σπρώξει αυτό τον πυκνότερο αέρα και αναγκάζεται να εξαπλωθεί πάνω από αυτό το επιφανειακό στρώμα (Σχ.13). 27

28 Σχήμα 13 : Σχηματισμός στρώματος αναστροφής λόγω κατάπτωσης θέρμανσης του αέρα στην υπήνεμη πλευρά τοπογραφικών εμποδίων. Οι αναστροφές από κατάπτωση μπορούν σε πολλές περιπτώσεις να αναγνωρισθούν οπτικά. Όταν ο καιρός είναι καθαρός η κορυφή του στρώματος αχλύδας, σκόνης ή καπνού δείχνει την βάση μιας ανυψωμένης αναστροφής. Τις πρώτες απογευματινές ώρες τα μικρά σύννεφα που εμφανίζονται τείνουν να έχουν μια επίπεδη κορυφή η οποία υποδηλώνει βάση μιας αναστροφής κατάπτωσης. Σε περιπτώσεις που ένας μεγάλος αντικυκλώνας επικρατεί σε μία περιοχή, οι αναστροφές κατάπτωσης που αναπτύσσονται την ημέρα τείνουν να βυθίζονται κατά την διάρκεια της νύχτας. Παρατηρήσεις πουλιών τα οποία «πλέουν» χωρίς να κουνάν τα φτερά τους μπορεί να δώσουν μια ένδειξη για τη βάση της υπερυψωμένης αναστροφής. Κατά τη διάρκεια τον μεσημεριού και το απόγευμα, η ανεμοπορία των πουλιών λαμβάνει χώρα λίγο επάνω από την κορυφή ενός θερμικού. Τα θερμικά τερματίζουν την ανοδική τους πορεία στο κατώτερο τμήμα της αναστροφής οπότε η πτήση των πουλιών σημαδεύει περίπου τη βάση της αναστροφής. γ. Μετωπικές αναστροφές Η συνάντηση δύο αερίων μαζών με διαφορετικά θερμοκρασιακά χαρακτηριστικά δημιουργεί αναστροφή της θερμοκρασίας, αφού ο θερμότερος αέρας αναρριχάται επάνω στον ψυχρότερο, ή ο ψυχρότερος σφηνώνεται κάτω από τον θερμότερο. Έτσι, ένα ψυχρό μέτωπο είναι η προπορευόμενη οριακή επιφάνεια μιας ψυχρής αέριας μάζας, η οποία κινούμενη εκτοπίζει μια θερμή αέρια μάζα. Τα μέτωπα σχηματίζονται γύρω από κέντρα χαμηλής πίεσης, ιδιαίτερα στους κυκλώνες των μέσων γεωγραφικών πλατών. Στο ψυχρό μέτωπο ο ψυχρός, πυκνός αέρας εξαναγκάζει τον αέρα στη ζεστή αέρια μάζα να ανέλθει δημιουργώντας μια μετωπική αναστροφή (ζεστός αέρας πάνω από το ψυχρό). Η διαδικασία οδηγεί στη δημιουργία μετώπων κακοκαιρίας και η αναστροφή που προκαλείται ονομάζεται μετωπική ανάστροφη. Συναντάται ψηλότερα από την επιφάνεια του εδάφους και η διάκριση της σε σχέση με την προηγούμενη γίνεται από τα ποσά της υγρασίας που εδώ είναι πολύ 28

29 αυξημένα. Οι μετωπικές αναστροφές σχετίζονται κυρίως με συστήματα χαμηλής πίεσης και δεν συνδέονται συνήθως με σημαντικά επεισόδια ρύπανσης. Στρώμα αναστροφής Σχήμα 14 : Σχηματισμός μετωπικής αναστροφής Κρύος αέρας Ζεστός αέρας δ. Αναστροφές λόγω μεταφοράς Αναστροφές λόγω μεταφοράς σχηματίζονται όταν θερμός αέρας πνέει πάνω από μια ψυχρότερη επιφάνεια (θερμό μέτωπο) ή ψυχρός αέρας κάτω από θερμό αέρα (ψυχρό μέτωπο) ή τέλος θερμός αέρας πάνω από ψυχρή επιφάνεια (π.χ. χιόνι, νερό), οπότε η βάση της αναστροφής βρίσκεται πάνω στην κρύα επιφάνεια. Περιβαλλοντική αξία έχει μόνο το πρώτο είδος αναστροφής, δηλαδή η διέλευση ενός θερμού μετώπου και αυτό γιατί τα θερμά μέτωπα έχουν μικρή κλίση. Έτσι, η αναστροφή εμφανίζεται σε χαμηλό ύψος πάνω από αρκετά εκτεταμένη επιφάνεια. Ο θερμός αέρας ψύχεται στη ζώνη επαφής ενώ ψηλότερα παραμένει θερμός. Η διαδικασία αυτή δημιουργεί συνθήκες αναστροφής θερμοκρασίας που είναι γνωστή ως αναστροφή οριζόντιας μεταφοράς. Μοιάζει με τις αναστροφές ακτινοβολίας, αλλά έχει μεγαλύτερη διάρκεια. Αυτά τα μέτωπα κινούνται πολύ αργά. Με αυτές τις συνθήκες η διάχυση των αερίων ρύπων σε ένα τόπο θα είναι περιορισμένη ώσπου να γίνει η διέλευση του μετώπου. Αν ο αέρας είναι υγρός τότε η συνθήκη αυτή ευθύνεται για τη δημιουργία και τη διατήρηση ομιχλών που καλύπτουν μεγάλη έκταση και διαρκούν όσο διαρκεί η αναστροφή. Μια χαρακτηριστική περίπτωση τέτοιας αναστροφής εμφανίζεται κατά την διάρκεια του χειμώνα όταν θερμός και υγρός αέρας μεταφέρεται από την θάλασσα πάνω από την ξηρά, η επιφάνεια της οποίας είναι συνήθως ψυχρότερη. Ένας τέτοιος τύπος ομίχλης ονομάζεται θαλάσσιος καπνός που σχηματίζεται όταν πολύ ψυχρός αέρας εισβάλει απότομα πάνω από πολύ θερμότερη θαλάσσια επιφάνεια. Η αναστροφή, όμως αυτή, πρέπει ήδη να υφίσταται άνωθεν της θάλασσας πριν φθάσει ο ψυχρός αέρας σε αυτήν. Παρατηρείται συνηθέστερα στα ύδατα της Αρκτικής, της Ανταρκτικής (εξ ου και η ονομασία "καπνός της Αρκτικής"), καθώς και σε άλλες περιοχές όπως η Βαλτική, Ακτές της Νέας Γης, ακτές του Αγίου Λαυρεντίου, στα Φιόρδ της Ισλανδίας και Νορβηγίας και στη θάλασσα των Αλεουτίων νήσων. 29

30 Ένας ακόμη τύπος θαλάσσιου καπνού που αποτελείται όμως από παγοκρυστάλλους είναι η ομίχλη πάγου (ice fog), όπως την αποκαλούν οι αμερικανοί [13]. Καταστάσεις σταθερότητας στο κατώτερο τμήμα της τροπόσφαιρας είναι ένας σημαντικός παράγοντας για την μόλυνση του αέρα, τη διασπορά των ρύπων καθώς και για άλλα φαινόμενα όπως η μετάδοση της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας. Κατά τη διάρκεια της μέρας ακριβώς πάνω από το οριακό ατμοσφαιρικό στρώμα μέσα στο οποίο η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα είναι συνήθως αδιαβατική ή υπεραδιαβατική, ένα στρώμα αναστροφής συχνά σχηματίζεται, το οποίο ονομάζεται ανώτατο όριο αναστροφής. Μελέτες μεγάλου βεληνεκούς μεταφοράς ρύπων έχουν επικεντρωθεί σε αυτό το ανώτατο όριο αναστροφής, το οποίο σχηματίζεται ακριβώς πάνω από το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα και επιδρά σαν καπάκι για την κάθετη διάχυση των ρύπων. Στην πραγματικότητα, αυτή η αναστροφή χωρίζει το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα, ένα στρώμα στο οποίο εκτυλίσσονται ταραχώδεις διαχύσεις από την ελεύθερη ατμόσφαιρα όπου συμβαίνουν πιο στρωτές ροές. Ωστόσο, εκπομπές με υψηλές αρχικές τιμές ορμής και πλευστότητας διεισδύουν στο ανώτατο όριο αναστροφής και στη συνέχεια περνούν στην ελεύθερη ατμόσφαιρα (Millionis and Davis, 2002). Μία αναστροφή μπορεί να έχει τη βάση της στην επιφάνεια της Γης, επιφανειακή αναστροφή, ή ψηλά, ανυψωμένη αντιστροφή. Το ύψος της αναστροφής είναι (Μαυράκης et al., 2004): Χαμηλότερο από το ύψος κορυφής του χαμηλότερου λόφου που περιβάλλει τη περιοχή. Συγκρίσιμο με το ύψος των υψηλότερων καμινάδων των μεγάλων βιομηχανιών. 1.5α Επιφανειακές Θερμοκρασιακές Αναστροφές Ο σχηματισμός των επιφανειακών αναστροφών ευνοείται από ελαφριές συνθήκες ανέμου αίθριου ουρανού και δημιουργείται κυρίως από την ακτινοβολία ψύξης του εδάφους. Ο αριθμός τους κατά τη διάρκεια του έτους είναι μεγάλος, αποτελώντας αναπόσπαστο κομμάτι της ατμόσφαιρας. Όλες οι εποχές του έτους παρουσιάζουν αναστροφές με μέγιστη δύναμη στο έδαφος, λόγω των ευνοϊκών προϋποθέσεων που εμφανίζονται. Το καλοκαίρι, οι επικρατούσες αντικυκλωνικές συνθήκες, με τους συνεχείς ανέφελους ουρανούς και το αυξημένο ποσοστό ηρεμίας, ευνοούν τον σχηματισμό επιφανειακών αναστροφών (Kassomenos et al., 1995). Ωστόσο, οι επιφανειακές αναστροφές που δημιουργούνται κατά τη διάρκεια της νύχτας διαλύονται γρήγορα λόγω της έντονης ηλιακής ακτινοβολίας της ημέρας, που σε συνδυασμό με την ξηρότητα του εδάφους 30