1)Χάρτες. επιφάνειας 1.1) εδοµένα

Transcript

1 ΧΑΡΤΕΣ ΚΑΙΡΟΥ 1

2 1)Χάρτες επιφάνειας 1.1) εδοµένα 2

3 3

4 4

5 1.2) Τρόπος απεικόνισης - Σύµβολα 5

6 6

7 7

8 8

9 1.3) Υφέσεις - Βαροµετρικά χαµηλά Ύφεση ή βαροµετρικό χαµηλό είναι το βαροµετρικό σύστηµα, το οποίο στην επιφάνεια του εδάφους παρουσιάζει τιµές ατµοσφαιρικής πίεσης µικρότερες από εκείνες που παρουσιάζει η γύρω περιοχή. 9

10 1.3.1) Είδη Υφέσεων (που ενδιαφέρουν τη Συνοπτική Μετεωρολογία) i. Μετωπικές ii. iii. iv. Ορογραφικές Θερµικές Τροπικοί κυκλώνες v. Άλλες υφέσεις, όπως τα πολικά χαµηλά, οι υφέσεις της Μεσογείου µε χαρακτηριστικά τροπικών κυκλώνων και πολικών χαµηλών, τα Ανατολικά Κύµατα (Eastely Waves) στην Αφρική, τον τροπικό Ατλαντικό και τον τροπικό Ειρηνικό ωκεανό 10

11 ) Κύριες Μετωπικές υφέσεις είναι τα βαροµετρικά χαµηλά που δηµιουργούνται εκτός των τροπικών κατά µήκος µεγάλης-κλίµακας βαροκλινικών ζωνών (όπως το πολικό µέτωπο) και συνοδεύονται από µετωπική δράση. 11

12 ευτερεύουσες Μετωπικές υφέσεις είναι τα βαροµετρικά χαµηλά που δηµιουργούνται σε µικρής-κλίµακας κλίµακας βαροκλινικές ζώνες, όπως τα ψυχρά µέτωπα προϋπαρχόντων µετωπικών υφέσεων, και συνοδεύονται από µετωπική δράση. 12

13 Dace (2004). Climatology and development mechanisms of fontal waves. PhD thesis. Univesity of Reading 13

14 Dace (2004). Climatology and development mechanisms of fontal waves. PhD thesis. Univ. of Reading 14

15 ) Ορογραφικές υφέσεις είναι τα βαροµετρικά χαµηλά που σχηµατίζονται από διαταραχές της ροής λόγω της ύπαρξης ενός ορεινού όγκου. Παρατηρούνται στην υπήνεµη πλευρά του ορεινού όγκου. 15

16 ) Θερµικές υφέσεις είναι τα βαροµετρικά χαµηλά που σχηµατίζονται όταν ο αέρας υπερθερµανθεί από την υποκείµενη επιφάνεια. 16

17 ) Τροπικός κυκλώνας είναι ένα συνοπτικής κλίµακας βαροµετρικό χαµηλό χωρίς µέτωπα, που σχηµατίζεται σε τροπικές ή υποτροπικές θαλάσσιες περιοχές και εµφανίζει οργανωµένη κατακόρυφη µεταφορά (convective activity) και καλά σχηµατισµένη κυκλωνική κυκλοφορία στην επιφάνεια. Σε πολύ ισχυρούς τροπικούς κυκλώνες η ελάχιστη πίεση µπορεί να φτάσει περίπου τα 900 mb και η µέγιστη µέση ταχύτητα ανέµου στα 10µ περίπου τα 80 m/s (~290 km/h). Σε ορισµένους τροπικούς κυκλώνες η ελάχιστη πίεση και η µέγιστη ταχύτητα ανέµου έχουν πάρει ακόµα πιο ακραίες τιµές. 17

18 Υφέσεις µε χαρακτηριστικά τροπικών κυκλώνων και πολικών χαµηλών στη Μεσόγειο Αυτές οι υφέσεις έχουν τα χαρακτηριστικά των τροπικών κυκλώνων και των πολικών χαµηλών, όπως ίδια µορφή στις δορυφορικές εικόνες, έλλειψη µετώπων, έντονη κατακόρυφη µεταφορά, ισχυρές ταχύτητες ανέµου κοντά στο έδαφος, δοµή θερµού πυρήνα. Όµως όσον αφορά το µηχανισµό ανάπτυξής τους παρουσιάζουν µεγαλύτερες οµοιότητες µε τα πολικά χαµηλά καθώς έχει δειχθεί (Pythaoulis,, Caig, Ballad 2000) ότι σε αυτές τις υφέσεις οι επιφανειακές ροές λανθάνουσας και αισθητής θερµότητας παίζουν εξίσου σηµαντικό ρόλο. ορυφορική εικόνα του MeteoSat στο ορατό φάσµα στις 16 Ιανουαρίου 1995 Σύνθεση εικόνων δορυφόρων πολικής τροχιάς του NOAA στις 7 Οκτωβρίου

19 1.3.2) οµή των µετωπικών υφέσεων ΨΥΧΡΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΨΥΧΡΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΘΕΡΜΟΣ ΤΟΜΕΑΣ 19

20 ΘΕΡΜΟ ΜΕΤΩΠΟ Στα θερµά µέτωπα ο αέρας που ακολουθεί ανέρχεται πάνω από τον σχετικά ψυχρότερο που προηγείται. Αυτό οδηγεί στη δηµιουργία κυρίως στρατόµορφων νεφών και βροχόπτωσης κατά µήκος και προς τα βόρεια του θερµού µετώπου. Πριν το πέρασµα Καθώς περνά Μετά το πέρασµα Άνεµοι Νότιοι-Νότιοανατολικοί Μεταβλητοί Νότιοι-Νοτιοδυτικοί Θερµοκρασία Μικρή άνοδος Σταθερή άνοδος Σταθερή Πίεση Μικρή πτώση Σταθεροποίηση Μικρή άνοδος Βροχόπτωση Ψιχάλες-Ελαφριά βροχόπτωση Ψιχάλες ή τίποτα Συνήθως καθόλου βροχή 20

21 ΨΥΧΡΟ ΜΕΤΩΠΟ Στα ψυχρά µέτωπα οι ψυχρές αέριες µάζες εισχωρούν σαν σφήνα κάτω από τις θερµότερες αέριες µάζες που προηγούνται. Τα φαινόµενα είναι πιο έντονα από ότι στα θερµά µέτωπα καθώς οι θερµές αέριες µάζες εξαναγκάζονται σε άνοδο πιο απότοµα. Αυτό οδηγεί σε µία σχετικά περιορισµένη ζώνη ισχυρών καταιγίδων κατά µήκος ή ακριβώς πίσω από το µέτωπο. Πριν το πέρασµα Καθώς περνά Μετά το πέρασµα Άνεµοι Νότιοι-Νοτιοδυτικοί Ενισχυµένοι µεταβλητών διευθύνσεων υτικοί-βορειοδυτικοί Θερµοκρασία Σταθερή Σηµαντική πτώση Σταθερή πτώση Πίεση Σταθερή πτώση Ελάχιστη και µετά άνοδος Σταθερή άνοδος Βροχόπτωση Μικρή περίοδος καταιγίδας Ισχυρές βροχοπτώσεις µε πιθανό χαλάζι Καταιγίδες για µικρή περίοδο 21

22 ΣΥΝΕΣΦΙΓΜΕΝΟ ΜΕΤΩΠΟ Τα συνεσφιγµένα µέτωπα διακρίνονται σε θερµού και ψυχρού τύπου ανάλογα µε το αν οι αέριες µάζες πίσω από τη σύσφιξη είναι θερµότερες ή ψυχρότερες από τις αέριες µάζες µπροστά από τη σύσφιξη. 22

23 Είδη µετώπων Θερµό µέτωπο Ψυχρό µέτωπο Συνεσφιγµένο µέτωπο Στάσιµο µέτωπο

24 1.3.3) Κύκλος ζωής µίας ύφεσης (lifecycle) στα µέσα γεωγραφικά πλάτη Νορβηγικό µοντέλο (Bjeknes and Solbeg 1922) 24

25 Κύκλος ζωής µίας ύφεσης (lifecycle) στα µέσα γεωγραφικά πλάτη Μοντέλο των Shapio and Keyse (1990) Schultz et al. (1998) 25

26 1.4) Χάραξη µετώπων σε συνοπτικούς χάρτες επιφάνειας 1) Συνέχεια µετώπων Τα µέτωπα θα συνεχίσουν να κινούνται όπως κινούνταν στους προηγούµενους χάρτες (πριν 6 ή 12 ώρες) 2) Ασυνέχεια στο πεδίο των ανέµων Κίνηση των ανέµων σύµφωνα µε τη φορά των δεικτών του ρολογιού στο Βόρειο Ηµισφαίριο (και αντίστροφα στο Νότιο ηµισφαίριο) στα Βαροµετρικά υψηλά. Το αντίστροφο ισχύει στα Βαροµετρικά χαµηλά. Σε περιοχές µε απότοµη αλλαγή της διεύθυνσης του ανέµου υπάρχει υποψία µετώπου. Η ασυνέχεια του ανέµου είναι σπουδαίο κριτήριο αναγνώρισης µετώπου κυρίως στις θαλάσσιες περιοχές 3) Μεταβολή της ατµοσφαιρικής πίεσης Η ατµοσφαιρική πίεση είναι µεγαλύτερη µπροστά από ένα θερµό µέτωπο από ότι πίσω από αυτό. Η ατµοσφαιρική πίεση είναι µεγαλύτερη στην περιοχή της πολύ ψυχρής αέριας µάζας στα ψυχρά µέτωπα. Άρα, όταν περνάει ένα θερµό µέτωπο, η ατµοσφαιρική πίεση ελαττώνεται ενώ όταν περνάει ένα ψυχρό µέτωπο η ατµοσφαιρική πίεση αυξάνεται. 26

27 4) Ασυνέχεια στο σηµείο δρόσου Οι θερµές αέριες µάζες είναι συνήθως υγρότερες, ενώ οι ψυχρές είναι ξηρότερες. Άρα, µεγαλύτερη υγρασία στο θερµό τοµέα από ότι στον ψυχρό. 5) Περιοχές νεφών και υετού Αλληλουχία νεφών και φαινοµένων (υετού, καταιγίδων, ισχυρών ανέµων κλπ) µε το πέρασµα των ψυχρών και θερµών µετώπων. 6) Ασυνέχειες στο πεδίο των θερµοκρασιών Το µέτωπο καθορίζεται σαν το όριο µεταξύ δύο αερίων µαζών µε διαφορετική θερµοκρασία. Στα ισχυρά και απότοµα µέτωπα υπάρχει έντονη και µεγάλη µεταβολή του πεδίου της θερµοκρασίας. Στα ασθενή και διάχυτα µέτωπα υπάρχει βαθµιαία και µικρή µεταβολή του πεδίου της θερµοκρασίας. 7) Ισοβαρείς Τα δύο µέτωπα συναντώνται στο κέντρο της ύφεσης. Εκεί που οι ισοβαρείς παρουσιάζουν κάποιο «σπάσιµο» είναι τα µέτωπα. Η διαφορά πίεσης είναι µεγαλύτερη στο ψυχρό µέτωπο. 8) Συνδυασµός των παραπάνω 27

28 2) Χάρτες καιρού ισοβαρικών επιφανειών 2.1) εδοµένα Η εφεύρεση της ραδιοβολίδας τη δεκαετία του 1930 αύξησε τις διαθέσιµες πληροφορίες (πίεσης, θερµοκρασίας, ανέµου, υγρασίας) για την ανώτερη ατµόσφαιρα και οδήγησε σε εµπειρικές βελτιώσεις των προγνώσεων (εφαρµογή στην αναπτυσσόµενη αεροπορική βιοµηχανία). Η επιχειρησιακή τους καθιέρωση έγινε µετά το τέλος του Β Παγκοσµίου πολέµου. 28

29 Θεσσαλονίκη,, 1200 UTC 18/1/08 29

30 30

31 31

32 2.2) Τρόπος απεικόνισης - Σύµβολα 32

33 33

34 Ράχη Ridge Αυλώνας Tough Αντικυκλώνας Βαρ.Υψηλό High Ύφεση Βαρ. Χαµηλό Low Ισχυρότεροι άνεµοι σε περιοχές που οι ισοβαρείς (σε οριζόντιες επιφάνειες) ή οι ισοϋψείς (σε ισοβαρικές επιφάνειες) είναι πυκνότερες 34

35 3) Χρήση µετεωρολογικών χαρτών 1) Χάρτες καιρού επιφάνειας Απεικόνιση παρατηρήσεων επιφάνειας και χάραξη ισοβαρών συνήθως ανά 4 hpa. Παρουσίαση βαροµετρικών κέντρων και εντοπισµός θερµών και ψυχρών µετώπων 2) Χάρτης 850 hpa Βρίσκεται µεταξύ περίπου 1400 και 1600 gpm. Ισοϋψείς συνήθως ανά 40 γεωδυναµικά µέτρα (gpm). Ισόθερµες ανά 5 C. Περιοχές µε νεφοκάλυψη (δηλαδή T-T d < 5 C) 3) Χάρτης 700 hpa Βρίσκεται περίπου στα 3000 gpm. Ισοϋψείς συνήθως ανά 40 γεωδυναµικά µέτρα (gpm). Ισόθερµες ανά 5 C. Περιοχές µε νεφοκάλυψη (δηλαδή T-T d < 5 C) (& Ισόπυκνες κατακόρυφων κινήσεων) 35

36 4) Χάρτης 500 hpa Βρίσκεται περίπου στα 5500 gpm. Ισοϋψείς συνήθως ανά 80 γεωδυναµικά µέτρα (gpm) αρχίζοντας από τα 5400 gpm. Ισόθερµες ανά 5 C. Υπολογισµός στροβιλισµού και µεταφορά στροβιλισµού. 5) Χάρτης 300 hpa Ισοϋψείς ανά 80 γεωδυναµικά µέτρα (gpm). Ανεµολογικό πεδίο για εντοπισµό αεροχειµάρρων. 6) Χάρτης ισοπαχούς στρώµατος hpa Ισοπαχείς ανά 80 γεωδυναµικά µέτρα (gpm). 36

37 Οι χάρτες των διαφόρων ισοβαρικών επιπέδων επιτρέπουν τη µελέτη της κατακόρυφης δοµής των µετεωρολογικών συστηµάτων (π.χ. Βαροµετρικών χαµηλών και υψηλών) Κλίση των συστηµάτων µε το ύψος Κίνηση των µετωπικών συστηµάτων στην επιφάνεια µε την επίδραση του ανέµου των ανώτερων στρωµάτων Βαροµετρικά χαµηλά ψυχρού και θερµού πυρήνα Βαροµετρικά υψηλά ψυχρού και θερµού πυρήνα 37

38 38

39 39

40 40

41 41

42 42

43 4) Παράδειγµα Case study 43

44 MM5 44

45 MM5 45

46 MM5 46

47 MM5 47

48 SKIRON 48

49 SKIRON 49

50 SKIRON 50

51 SKIRON 51

52 SKIRON 52

53 5) Κίνηση συνοπτικών συστηµάτων Η παγκόσµια κυκλοφορία θα ήταν απλή και ο καιρός µονότονος εάν η Γη δεν περιστρεφόταν, αν ο άξονας περιστροφής δεν είχε κλίση και δεν υπήρχαν ανοµοιογένειες στην κατανοµή ξηράς-θάλασσας θάλασσας. Υπάρχουν τρεις βασικές κυκλοφορίες µεγάλης κλίµακας: Hadley cell ακτύλιος κυκλοφορίας µεταξύ του ισηµερινού και των υποτροπικών γεωγρ. πλατών Feel cell Στα µέσα γεωγραφικά πλάτη οι άνεµοι πνέουν προς τα ανατολικά και βόρεια κοντά στην επιφάνεια Pola cell ηµιουργεί υψηλές πιέσεις σε µεγάλα γεωγραφικά πλάτη 53

54 54

55 55

56 Κύµατα Rossby (C.G. Rossby 1939) 56

57 57

58 58

59 59

60 60

61 61

62 62

63 63

64 64

65 65

66 Υφέσεις Μεσογείου 66

67 67

68 Τροπικοί κυκλώνες στο Β. Ατλαντικό 68

69 Αντικυκλώνας Εµποδισµού Όταν στη µέση τροπόσφαιρα επικρατεί έντονη µεσηµβρινή (Βορράς- Νότος) κυκλοφορία δηµιουργούνται κύµατα συνοπτικού µήκους µε µεγάλο πλάτος. (α) «µεσηµβρινός εµποδισµός» (β) «εµποδισµός απορροής» (γ) «ωµέγα εµποδισµός» Αυτές οι µορφές εµποδισµού (στη µέση τροπόσφαιρα), σχετίζονται µε ένα ισχυρό, εκτεταµένο θερµό αντικυκλώνα στην επιφάνεια («αντικυκλώνας εµποδισµού») που εµποδίζει την προς ανατολάς κανονική πορεία των υφέσεων. 69

70 Σύστηµα «ωµέγα» 70

71 6) Θερµοδυναµικά διαγράµµατα Τα θερµοδυναµικά διαγράµµατα χρησιµοποιούνται για τη µελέτη των διαφόρων θερµοδυναµικών προβληµάτων, όπως: Τον προσδιορισµού της στατικής ευστάθειας µιας στήλης ατµοσφαιρικού αέρα Την εκτίµηση της διαθέσιµης ενέργειας Την αναγνώριση και διάκριση των αερίων µαζών Την γραφική επίλυση και προσδιορισµό θερµοδυναµικών ιδιοτήτων µετεωρολογικού ενδιαφέροντος Το Τεφίγραµµα (tephigam) είναι ένα από τα πλέον χρησιµοποιούµενα θερµοδυναµικά διαγράµµατα. Η αρχική του µορφή προτάθηκε από τον Άγγλο µετεωρολόγο Si Napie Shaw. Η Τετµηµένη αντιπροσωπεύεται από τη θερµοκρασία Τ Η Τεταγµένη αντιπροσωπεύεται από την εντροπία (s) που παλαιότερα χαρακτηριζόταν από το Ελληνικό γράµµα Φ Άρα διάγραµµα Τ-Φ = Tephigam 71

72 72

73 Από ένα τεφίγραµµα µπορούµε να πάρουµε τις ακόλουθες πληροφορίες: Κατακόρυφη κατανοµή της θερµοκρασίας Κατακόρυφη κατανοµή της υγρασίας Ευστάθεια της τροπόσφαιρας (π.χ. αναστροφές) Βάση νεφών Ύψος της τροπόπαυσης υνητικότητα εκδήλωσης καταιγίδων ιαθέσιµη υναµική Ενέργεια για καταιγίδες Ένταση ανοδικών και καθοδικών ρευµάτων σε καταιγίδες Κατακόρυφη έκταση καταιγίδων «Ψυχρή/θερµή µεταφορά (µόνο αν υπάρχουν δεδοµένα ανέµου)» 73

74 74

75 Tempeatue ( C)( 75

76 76

77 Τοπική ώρα 19:00, 2/5/

78 Τοπική ώρα 01:00, 3/5/

79 Τοπική ώρα 07:00, 3/5/

80 Τοπική ώρα 13:00, 3/5/

81 Τοπική ώρα 19:00, 3/5/

82 Τοπική ώρα 01:00, 4/5/

83 83

84 Nomand s s Rule 84

85 Stable sounding Unstable sounding 85

86 CAPE EL [ ( T ) ] p Te Te CAPE = g / i= LFC i z i CAPE < 0 0 CAPE CAPE 2500 Stable. Maginally unstable. Modeately unstable CAPE 3500 Vey unstable. CAPE > Extemely unstable. 86

87 CAPE= ιαθέσιµη δυναµική ενέργεια για ανωµεταφορά (ενέργεια) CIN=Παρεµπόδιση ανωµεταφοράς (ενέργεια) LCL=Επίπεδο συµπήκνωσης (βάση νεφών) (hpa ή χλµ) LFC=Επίπεδο ελεύθερης ανωµεταφοράς (hpa ή χλµ) EL=Επίπεδο ισορροπίας (κορυφή νεφών) (hpa ή χλµ) EL CAPE LCL LFC CIN 87

88 7) Μετεωρολογικά συστήµατα συντεταγµένων Σφαιρικό Πολικό Σύστηµα Ανεξάρτητες µεταβλητές: Γεωγραφικό πλάτος, φ Γεωγραφικό µήκος, λ Η απόσταση του σηµείου από το κέντρο της γης, Ο χρόνος, t 88

89 Προσανατολισµένο Τοπικό Σύστηµα Παραλείπεται η καµπυλότητα της γης Ανεξάρτητες µεταβλητές: i, ηµιάξονας Ox µε φορά προς την ανατολή j, ηµιάξονας Oy µε φορά προς το Βορρά k, ηµιάξονας Oz µε φορά προς το ζενίθ του τόπου t, ο χρόνος Ολική ταχύτητα V=u(x) u(x)i+v(y) +v(y)j+w(z) +w(z)k Σχέση u(x), v(y), w(z) µε τις συνιστώσες του σφαιρικού πολικού συστ.: u(x)= )=συνφdλ/dtdt v(y)=d )=dφ/dtdt w(z)= )=dz/dt (ζωνική ταχύτητα) (µεσηµβρινή ταχύτητα) (κατακόρυφη ταχύτητα) =R+z R=ακτίνα της γης (6378km km-6356km) z 10km<<Rz Οπότε µε λάθος <0.2% θεωρούµε ότι R 89

90 Φυσικό Σύστηµα Συντεταγµένων Ο(s,n) Περιστροφή του συστήµατος των συντεταγµένων έτσι ώστε Οx παράλληλος π.χ. των ισοβαρών Οy κάθετος σε αυτούς Εφαρµογή µόνο στο οριζόντιο επίπεδο. Ανεξάρτητες µεταβλητές: s, διεύθυνση της ροής του προς µελέτη ρευστού n, κάθετος στη διεύθυνση της ροής µε φορά προς τα δεξιά t, ο χρόνος 90

91 Ισοβαρικό Σύστηµα Συντεταγµένων O(x,y,P,t) Αντικατάσταση του z µε την πίεση Ισεντροπικό Σύστηµα Συντεταγµένων O(x,y,θ,t),t) Αντικατάσταση του z µε τη δυνητική (δυναµική) θερµοκρασία Σίγµα Σύστηµα Συντεταγµένων O(x,y,σ,t),t) Αντικατάσταση του z µε τη συντεταγµένη σ σ = p p S p= ατµοσφαιρική πίεση στο ύψος z p s =ατµοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια του εδάφους/θάλασσας 91

92 8) Ισεντροπική ανάλυση Στην ανάλυση των αερίων µαζών και στην κινηµατική ανάλυση είναι χρήσιµη η ύπαρξη επιφανειών πάνω στις οποίες κάποιες ποσότητες να διατηρούνται. Σε αυτή την περίπτωση είναι εφικτή, µέσω της λεπτοµερής ανάλυσης αυτής της επιφάνειας σε διαδοχικούς χρόνους, η µέτρηση της κίνησης του αέρα καθώς και άλλων ποσοτήτων στις 3-διαστάσεις. Παρότι δεν υπάρχουν επιφάνειες που να είναι σε όλες τις περιπτώσεις αυστηρά συντηρητικές, µπορούµε να βρούµε ποσότητες όπως οι θ e, θ w, θ που σε ορισµένες περιπτώσεις να διατηρούνται. Από αυτές, οι δύο πρώτες µεταβλητές διατηρούνται σχεδόν πάντα, αλλά είναι δύσχρηστες λόγω των πολλών τους αναδιπλώσεων και παραµορφώσεων. Επειδή οι ατµοσφαιρικές διαδικασίες είναι σε µεγάλο βαθµό ξηρές αδιαβατικές, τουλάχιστον σε µικρές χρονικές κλίµακες, και επίσης επειδή οι επιφάνειες θ είναι πιο οµοιόµορφες από εκείνες άλλων θερµοδυναµικών µεταβλητών, η ισεντροπική ανάλυση θεωρείται σηµαντική. Βέβαια πρέπει να σηµειωθεί ότι σαν «ισεντροπική ανάλυση» θεωρούµε ανάλυση σε επιφάνειες σταθερής δυναµικής θερµοκρασίας, θ, επειδή για την εντροπία, s, ισχύει s = c p lnθ + constant ηλαδή, επιφάνειες στις οποίες η δυναµική θερµοκρασία είναι σταθερή και εποµένως και η εντροπία είναι σταθερή καλούνται ισεντροπικές. Η πρώτη περιγραφή και εφαρµογή της συνοπτικής ισεντροπικής ανάλυσης έγινε από τον Si Napie Shaw στις αρχές του 20 ου αιώνα, ενώ λίγο αργότερα όταν υπήρχαν επαρκή δεδοµένα ανώτερης ατµόσφαιρας δόθηκε ώθηση στην ισεντροπική ανάλυση από το Rossby και τους συνεργάτες του στο ΜΙΤ. 92

93 93

94 Σχέση ευστάθειας και δυναµικής θερµοκρασίας: ΑνΑν θ/ z>0 => ευστάθεια (stable conditions) Τότε, η συχνότητα ταλάντωσης µιας αέριας µάζας που µετατοπίζεται κατακόρυφα δίνεται από τη συχνότητα Bunt-Vaisala Vaisala, Ν g θ 1 ΑνΑν θ/ z<0 => αστάθεια (unstable conditions) N = θ z ΑνΑν θ/ z= z=0 0 => ουδέτερη κατάσταση (neutal conditions) Μέσες συνθήκες ευσταθείς ( s ) Μέσες συνθήκες πολύ ευσταθείς Μέσες συνθήκες µεταξύ πολύ µικρής ευστάθειας και ουδέτερης κατάστασης Και τα 3 παραδείγµατα αφορούν την ευστάθεια σε κατακόρυφες µετατοπίσεις αερίων µαζών. Pythaoulis (1999) 94

95 Χαρακτηριστικά των ισεντροπικών επιφανειών: ΜίαΜία ισεντροπική επιφάνεια µπορεί σε κάποιες περιοχές να τέµνει το έδαφος και άρα εκεί να µην ορίζεται. Αυτό συµβαίνει είτε σε ισεντροπικές επιφάνειες που είναι γενικά κοντά στο έδαφος (ιδιαίτερα αν υπάρχει έντονη ορογραφία), είτε σε πολύ θερµές περιοχές του πλανήτη όπως οι έρηµοι. είτε για παράδειγµα την επιφάνεια των 310Κ στην εικόνα (α) της προηγούµενης διαφάνειας. Η περιοχή στην οποία η επιφάνεια των 310Κ είναι µέσα στο έδαφος αντιστοιχεί στην έρηµο Σαχάρα. ΜίαΜία ισεντροπική επιφάνεια είναι σε χαµηλότερο ύψος σε περιοχές µε θερµό αέρα από ότι σε περιοχές µε ψυχρό αέρα. ΥπάρχειΥπάρχει µεταβολή του ύψους στο οποίο βρίσκεται µία ισεντροπική επιφάνεια ανάλογα µε την ώρα, την εποχή και µε το γεωγραφικό πλάτος. Έτσι το χειµώνα η 300Κ είναι στο οριακό στρώµα στα τροπικά πλάτη, ενώ σε πολύ βόρεια πλάτη είναι κοντά στην τροπόπαυση (~8 km ύψος στις 65 ο Ν). 95

96 Χαρακτηριστικά των ισεντροπικών επιφανειών (Συνέχεια): εν εν υπάρχει κάποια συγκεκριµένη ισεντροπική επιφάνεια που να είναι κατάλληλη για τη µελέτη όλων των φαινοµένων, σε οποιαδήποτε εποχή και τοποθεσία. Η επιλογή της κατάλληλης ισεντροπικής επιφάνειας εξαρτάται από το φαινόµενο ή τη µεταβλητή που θέλουµε να µελετήσουµε, την εποχή και την περιοχή ενδιαφέροντος. Έτσι για παράδειγµα: Αν η ισεντροπική ανάλυση χρησιµοποιηθεί καθηµερινά για ανάλυση των συνοπτικών συνθηκών κοντά στο έδαφος µε έµφαση στην υγρασία, η επιλεγόµενη επιφάνεια πρέπει να είναι όσο το δυνατόν χαµηλότερα χωρίς να τέµνει το έδαφος. Για αυτό το σκοπό ο Namias πρότεινε τις ακόλουθες επιφάνειες για ισεντροπική ανάλυση στη Βόρεια Αµερική: Χειµώνας Κ, Άνοιξη Κ, Καλοκαίρι Κ, Φθινόπωρο Κ. Στον τροπικό και υποτροπικό Βόρειο Ατλαντικό η καταλληλότερη επιφάνεια για τη µελέτη των Αφρικανικών Ανατολικών Κυµάτων µέσω του ισεντροπικού δυναµικού στροβιλισµού (το καλοκαίρι και το φθινόπωρο) θεωρείται η 315Κ, καθώς αυτή η επιφάνεια βρίσκεται κάτω από τα µέγιστα διαβατικής θέρµανσης. Στη Μεσόγειο το χειµώνα οι πιο αντιπροσωπευτικές επιφάνειες για τη µελέτη του ΙPV θεωρούνται οι Ανώτερη Μέση Κατώτερη τροπόσφαιρα τροπόσφαιρα 330 Κ 315 Κ 300 Κ τροπόσφαιρα Οι τιµές των δύο τελευταίων σηµείων βασίζονται σε υποκειµενικές επιλογές και ο κάθε ερευνητής πρέπει να επιλέξει την πιο κατάλληλη ανάλογα µε τις ιδιαίτερες συνθήκες τις µελέτης του. 96

97 Πλεονεκτήµατα της ισεντροπικής ανάλυσης: Καλύτερη απεικόνιση της πραγµατικής τροχιάς µιας αέριας µάζας (όταν η κίνηση είναι ξηρή αδιαβατική). Πολύ καλή συσχέτιση µε τις δορυφορικές εικόνες. Έτσι µας δίνεται η δυνατότητα εντοπισµού λαθών στις αριθµητικές προγνώσεις και διόρθωσής τους. Καλύτερη απεικόνιση της 3-διάστατης µεταφοράς της υγρασίας καθώς και άλλων συστατικών της ατµόσφαιρας. Ευκολότερος εντοπισµός των διαβατικών διαδικασιών. Ευκολότερη κατανόηση περίπλοκων δυναµικών θεωριών καθώς και ευκολότερος υπολογισµός συγκεκριµένων δυναµικών και θερµοδυναµικών πεδίων, π.χ. δυναµικός στροβιλισµός, ατµοσφαιρική ευστάθεια, διαθέσιµη δυναµική ενέργεια. Μειονεκτήµατα της ισεντροπικής ανάλυσης: υσκολότερος υπολογισµός (από την ισοβαρική ανάλυση) σε επιχειρησιακή βάση ΟιΟι ισεντροπικές επιφάνειες µπορεί να τέµνουν το έδαφος Η κατάλληλη ισεντροπική επιφάνεια εξαρτάται από την ώρα (αν η µελέτη µας είναι σχετικά κοντά στο έδαφος), την εποχή, το γεωγραφικό πλάτος και το φαινόµενο που θέλουµε να µελετήσουµε. Για περισσότερες πληροφορίες δείτε τις προηγούµενες 2 διαφάνειες. 97

98 9) Ολική Μερική Παράγωγος ως προς το χρόνο dv dt V t Εκφράζει την ολική µεταβολή του πεδίου της ταχύτητας ως προς το χρόνο κατά την κίνηση στην ατµόσφαιρα Langangian Εκφράζει τη µεταβολή του πεδίου της ταχύτητας ως προς το χρόνο σε ένα συγκεκριµένο σηµείο στο χώρο Euleian dt dt = T t + V T dv dt = V t + V V Η παραπάνω σχέση ισχύει για οποιοδήποτε βαθµωτό ή διανυσµατικό πεδίο 98

99 dv dt = V t + V V Αν V t = 0 dv dt = V V η ροή χαρακτηρίζεται ως στρωτή και η ολική µεταβολή της ταχύτητας οφείλεται στη µεταφορά της ταχύτητας στη µονάδα του χρόνου 99

100 dt dt = T t + V T T t = dt dt V T V T V T > 0 < 0 µεταφορά θερµής αέριας µάζας (wam ai advection) µεταφορά ψυχρής αέριας µάζας (cold ai advection) 100

101 Εφαρµογή του 2ου νόµου του Newton στην ατµόσφαιρα n i= 1 F i = m α Για µοναδιαία µάζα έχουµε n α = Fi i= 1 = F T + F B + g ύναµης τριβής ύναµη βαροβαθµίδας ύναµη βαρύτητας F T g F B Ο 2ος νόµος του Newton ισχύει σε απόλυτα συστήµατα ή συστήµατα αδρανείας (µη-επιταχυνόµενα συστήµατα). Έτσι έχουµε: 3 dv α α α = = FT + FB + g = Fi dt i= 1 α 101

102 Απόλυτη και σχετική κίνηση V V α = σ + V 0 Ταχύτητα σηµείου στην επιφάνεια της γης, ως προς αδρανειακό σύστηµα αναφοράς Ταχύτητα του σχετικού συστήµατος, ως προς V σ απόλυτο (αδρανειακό) σύστηµα Ταχύτητα του σηµείου ως προς το σχετικό σύστηµα αναφοράς V α V 0 dv dt α V α α dv α = V dt + ω σ = V + ω R σ α dv... dt α α = dv dt + 2( ω V) + ω ( ω R) 102

103 dv dt α α = dv dt + 2( ω V) + ω ( ω R) Απόλυτη επιτάχυνση Σχετική επιτάχυνση Coiolis επιτάχυνση dv α dt dv dt α 2( ω V) Κεντροµόλος επιτάχυνση ω ( ω R) 103

104 T B B T F g F R) ( V) 2( dt dv R) ( V) 2( dt dv dt dv g F F dt dv = + + = + + = ω ω ω ω ω ω α α α α

105 B F T g F R) ( V) 2( dt V d = ω ω ω k dt dw j dt dv i dt du dt V d + + = k R v u dt dw j R vw R tan u dt dv i R uw R uvtan dt du dt V d = ϕ ϕ Λαµβάνοντας Λαµβάνοντας υπόψη υπόψη την την καµπυλότητα καµπυλότητα της της γης γης:

106 dv dt = 2( ω V) ω ( ω R) + F + g + B F T Coiolis επιτάχυνση: 2( ω V) Οφείλεται στην 3-D σχετική ταχύτητα του αέρα Εξαρτάται από τη σχετική ταχύτητα και από την ταχύτητα περιστροφής της γης Εάν η ταχύτητα είναι 0, δεν υπάρχει Coiolis επιτάχυνση Είναι διάνυσµα κάθετο στον 3-D άνεµο, µε φορά προς τα δεξιά του διανύσµατος του ανέµου στο Βόρειο ηµισφαίριο και προς τα αριστερά του διανύσµατος του ανέµου στο Νότιο ηµισφαίριο Έχει αµελητέα επίδραση σε φαινόµενα µε περίοδο πολύ µικρότερη από την περίοδο περιστροφής της γης 106

107 dv dt = 2( ω V) ω ( ω R) + F + g + B F T F c = 2( ω V) ω = 0i + ω cosϕj + ω sinϕk ω = ω = sec 1 F c i j k = 2 0 ω cosϕ ω sinϕ =... = u v w (fv ew)i fuj + euk f = 2ω sinϕ e = 2ω cosϕ 107

108 dv dt = 2( ω V) ω ( ω R) + F + g + B F T Κεντροµόλος επιτάχυνση: ω ( ω R) Οφείλεται στην περιστροφή της γης περί τον άξονά της και δεν προϋποθέτει την κίνηση του αέρα. Εποµένως υπάρχει πάντα Είναι διάνυσµα µε φορά προς τον άξονα της γης Το µέτρο της είναι 2 ω όπου είναι η απόσταση του σηµείου από τον άξονα της γης. Άρα εξαρτάται µόνο από το γεωγραφικό πλάτος και δεν έχει καµία σχέση µε τις διάφορες ιδιότητες του αέρα Μέγιστη τιµή της κεντροµόλου επιτάχυνσης 0.03 m/s 2 108

109 B F T g F R) ( V) 2( dt V d = ω ω ω g R) ( g MSL), 45 ( s m / g s 0.03m / R)} ( max{ o 2 2 = = = ω ω ϕ ω ω

110 B F T g F R) ( V) 2( dt V d = ω ω ω k z P j y P i x P P F B = = ρ ρ ρ ρ ύναµη ύναµη Βαροβαθµίδας Βαροβαθµίδας: k F j F i F F z y x T + + = ύναµη ύναµη Τριβής Τριβής:

111 dv dt = 2( ω V) ω ( ω R) + F + g + B F T dv = dt du dt i + dv dt j + dw dt k 2( ω V ) = ( fv ew )i fuj + euk g ω ( ω R ) g = 0i + 0 j gk F B F T 1 1 P 1 P = P = i ρ ρ x ρ y = F x i + F y j + F z k 1 P j k ρ z f = 2ω sinϕ e = 2ω cosϕ du 1 P = + fv ew + Fx dt ρ x dv 1 P = fu + Fy dt ρ y dw 1 P = + eu g + Fz dt ρ z 111

112 B F T g F R) ( V) 2( dt V d = ω ω ω k R v u dt dw j R vw R tan u dt dv i R uw R uvtan dt du dt V d = ϕ ϕ euk fuj ew )i fv ( ) V ( + = ω 2 f = 2ω sinϕ e = 2ω cosϕ k F j F i F F z y x T + + = z y x F g eu z P R v u dt dw F fu y P R vw R tan u dt dv F ew fv x P R uw R uvtan dt du + + = + + = = + ρ ρ ϕ ρ ϕ k z P j y P i x P P F B = = ρ ρ ρ ρ gk j i g R ) ( g + = 0 0 ω ω

113 Εξισώσεις κίνησης ως προς σχετικό σύστηµα συντεταγµένων: du 1 P = + fv ew + F dt ρ x dv 1 P = fu + Fy dt ρ y dw 1 P = + eu g + Fz dt ρ z x Εξισώσεις κίνησης ως συµπεριλαµβάνοντας και τους όρους λόγω της καµπυλότητας της γης: du uvtanϕ uw 1 P + = + fv ew + F dt R R ρ x 2 dv u tanϕ vw 1 P + + = fu + Fy dt R R ρ y 2 2 dw u + v 1 P = + eu g + Fz dt R ρ z x 113

114 10) Γεωστροφικός άνεµος Άνεµος βαροβαθµίδας Γεωστροφική ισορροπία (από σηµειώσεις υναµ. Μετ. του καθ. Θ. Καρακώστα): Χαρακτηρίζεται η κατάσταση εκείνη του ρευστού (αέρας) κατά την οποία, η οριζόντια συνιστώσα της δύναµης Coiolis και η οριζόντια συνιστώσα της βαροβαθµίδας βρίσκονται σε πλήρη ισορροπία. Τοπικό ππροσανατολισµένο ιφάνειασύστηµα Ισοβαραξόνων: ικεπί1ε p g z ug = u g = ρf y f y 1 p g z vg = v g = ρf x f x Φυσικό σύστηµα αξόνων: πιφάνειαισοβαρικόεπί1ε p v g = g z ρ f v g = όn f n πεπεδοδοz: γεωδυναµικό ύψος n: απόσταση µεταξύ των ισοϋψών (σε µέτρα) 114

115 Από τις παραπάνω σχέσεις προκύπτει το διάνυσµα του γεωστροφικού ανέµου: u g = u g i + v g j Είναι εµφανές από τις παραπάνω σχέσεις ότι όσο πυκνότερες είναι οι ισοβαρείς στην επιφάνεια ή οι ισοϋψείς σε ένα ισοβαρικό επίπεδο, τόσο πιο ισχυρός θα είναι ο γεωστροφικός άνεµος. Οι σχέσεις υπολογισµού του γεωστροφικού ανέµου δεν περιέχουν αναφορά στο χρόνο και εποµένως δεν µπορούν να χρησιµοποιηθούν για την πρόγνωση της εξέλιξης του πεδίου της ταχύτητας του ανέµου. Γι αυτό το λόγο και αναφέρονται ως διαγνωστικές σχέσεις. Η γεωστροφική ισορροπία είναι µία διαγνωστική έκφραση που δίνει µία προσεγγιστική σχέση ανάµεσα στο πεδίο της πίεσης και της οριζόντιας ταχύτητας του ανέµου σε µεγάλης κλίµακας µετεωρολογικά συστήµατα και κυρίως στα µέσα γεωγραφικά πλάτη. 115

116 Στα συνοπτικής-κλίµακας κλίµακας συστήµατα των µέσων-γεωγραφικών πλατών, οι οριζόντιες ταχύτητες του ανέµου κυρίως στην ανώτερη τροπόσφαιρα είναι κατά- προσέγγιση γεωστροφικές. Τέτοιες κινήσεις, οι οποίες συχνά αναφέρονται σαν σχεδόν-γεωστροφικές (quasi- geostophic) είναι απλούστερες στην ανάλυσή τους από αυτές πολλών τροπικών συστηµάτων ή συστηµάτων πλανητικής-κλίµακας κλίµακας. Ένα µέτρο της εγκυρότητας της γεωστροφικής προσέγγισης είναι ο αριθµός Rossby (R o ). U Ro = f L o Ο αριθµός Rossby είναι ο αδιάστατος λόγος του µεγέθους της επιτάχυνσης ως προς τον όρο της δύναµης Coiolis: : (U 2 /L)/(f o U). Όσο πιο µικρός (<<1) είναι ο αριθµός Rossby τόσο καλύτερα ο γεωστροφικός άνεµος προσεγγίζει τον πραγµατικό. 116

117 Συνοπτικά συστήµατα µέσων γεωγραφικών πλατών: L~1000 km, U~10 m/s,, f 0 ~10-4 s -1 => R o =0.1 <<1 Συνοπτικά συστήµατα τροπικών και υποτροπικών περιοχών (π.χ. Αφρικανικά Ανατολικά Κύµατα Afican Eastely Waves): L~1000 km, U~5 m/s,, f 0 ~ s -1 (~15 Ν) => R o ~0.13 <<1 Μετωπικά συστήµατα µέσων γεωγραφικών πλατών: L~50 km, U~10 m/s,, f 0 ~10-4 s - 1 => R o =2 Εποµένως σε αυτά τα συστήµατα δεν εφαρµόζεται η γεωστροφική προσέγγιση 117

118 Άνεµος βαροβαθµίδας (από σηµειώσεις υναµ. Μετ. του καθ. Θ. Καρακώστα): Σε µια ισοταχή και καµπυλόγραµµη κίνηση ο άνεµος βαροβαθµίδας χαρακτηρίζεται σαν το αποτέλεσµα της τέλειας ισορροπίας µεταξύ της δύναµης της πίεσης, της δύναµης Coiolis και της φυγόκεντρης δύναµης. v L f = f 4 2 δ + ρ δ P Για κυκλωνική ροή ο γεωστροφικός άνεµος είναι µεγαλύτερος από τον άνεµο βαροβαθµίδας, ενώ για αντικυκλωνική ροή ο γεωστροφικός άνεµος είναι µκρότερος από τον άνεµο βαροβαθµίδας. Επειδή ο άνεµος βαροβαθµίδας είναι περισσότερο γενικός από τον γεωστροφικό άνεµο αφού λαµβάνει υπόψη του την καµπυλότητα της ροής, αναµένεται ότι η συµφωνία µεταξύ του ανέµου βαροβαθµίδας και του πραγµατικού ανέµου θα είναι καλύτερη από ότι η σύγκριση µεταξύ του γεωστροφικού ανέµου και του πραγµατικού. Αυτό συµβαίνει ειδικά στην κυκλωνική ροή, όπου ο γεωστροφικός άνεµος είναι µια υπερεκτίµηση του πραγµατικού ανέµου. Ο κατά τι µικρότερος άνεµος βαροβαθµίδας είναι µια καλύτερη προσέγγιση σε αυτή την περίπτωση. Για συνοπτικά συστήµατα στα µέσα γεωγραφικά πλάτη, η διαφορά µεταξύ των ταχυτήτων του γεωστροφικού ανέµου και του ανέµου βαροβαθµίδας σπάνια υπερβαίνει το 10-15%. 15%. v H f = 2 f δ ρ δ P 118

119 25 knots 119

120 Παρουσιάσεις: 1. Θαλάσσια/απόγεια απόγεια αύρα Sea / Land beeze 2. Γέννηση, κύκλος ζωής και χαρακτηριστικά των τροπικών κυκλώνων Topical cyclogenesis,, lifecycle, chaacteistics, topical cyclones 3. Η µετάβαση των τροπικών κυκλώνων πάνω στην ξηρά Topical cyclones, Landfall, stom suge 4. Ο Τυφώνας Andew (1992) του Β. Ατλαντικού ωκεανού Huicane Andew (1992), Noth Atlantic ocean 5. Ο Τυφώνας Katina (2005( 2005) του Β. Ατλαντικού ωκεανού Huicane Katina (2005), Noth Atlantic ocean 6. Αµµοθύελλες Sand stoms, haboub 120

121 Παρουσιάσεις: 7. Ανεµοστρόβιλοι Σίφωνες Tonadoes - Watespouts 8. Αεροχείµαρροι Jet steams 9. Σύγχρονες µέθοδοι πρόγνωσης καιρού Αριθµητικά µοντέλα Moden methods, weathe pediction, atmospheic numeical models 10. Καύσωνες Heat waves 11. Ψυχρές εισβολές Cold intusions 12. Μετεωρολογικές Βόµβες Meteoological Bombs 13. Υφέσεις µε χαρακτηριστικά τροπικών κυκλώνων στη Μεσόγειο Mediteanean huicanes, topical cyclones 121