Μετεωρολογία-Κλιματολογία

ΧΑΡΟΚΟΠΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΓΡΑΦΙΑΣ ΕΛ. ΒΕΝΙΖΕΛΟΥ 70, 176 71 ΑΘΗΝΑ Μετεωρολογία-Κλιματολογία Πέτρος Κατσαφάδος pkatsaf@hua.gr Τμήμα Γεωγραφίας Χαροκόπειο Πανεπιστήμιο Αθηνών 2015

ΑΝΤΙΚΕΙΜΕΝΟ ΤΟΥ ΜΑΘΗΜΑΤΟΣ Σύσταση και φυσικές ιδιότητες του ατμοσφαιρικού συστήματος Χαρακτηριστικά του συστήματος ατμόσφαιρας-υδρόσφαιραςλιθόσφαιρας Καιρός και κλίμα Βασικές αρχές θερμοδυναμικής της ατμόσφαιρας Κλίμακες εξέλιξης ατμοσφαιρικών διεργασιών Κινηματική της ατμόσφαιρας Παγκόσμιο κλιματικό σύστημα Παράγοντες που επηρεάζουν το κλίμα και την εξέλιξη του Κλιματικά φαινόμενα Ασκήσεις-Συζήτηση http://meteoclima.gr

ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΗΣ (384-322 π.χ.) Ο Αριστοτέλης κατέστησε την Μετεωρολογία κλάδο γνώσεως ανεξάρτητο της Αστρονομίας και γράφοντας το πρώτο παγκοσμίως εγχειρίδιο Μετεωρολογίας Αυτή η εργασία, μέχρι και τον 17ο μ.χ. αιώνα, αποτελούσε το μοναδικό παγκοσμίως μετεωρολογικό εγχειρίδιο. Για τον λόγο αυτό, ο Αριστοτέλης ονομάστηκε ΠΑΤΕΡΑΣ ΤΗΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ Στο σύγγραμμά του αυτό, ο Αριστοτέλης περιλαμβάνει όλες τις υπάρχουσες κατά την εποχή του γνώσεις, τις οποίες αφού έλεγξε και συμπλήρωσε με δικές του παρατηρήσεις και θεωρίες καθώς και με παρατηρήσεις των μαθητών του, τις κατέταξε σε ένα σύστημα

ΟΙ ΠΡΩΤΕΣ ΕΡΕΥΝΗΤΙΚΕΣ ΠΡΟΣΠΑΘΕΙΕΣ ΣΤΗΝ ΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΑΛΛΑΓΗ 1896: Ο Σουηδός χημικός Svante Arrhenius υποστήριξε πως μεταβολές του CO 2 θα μπορούσαν να επηρεάσουν το ενεργειακό ισοζύγιο της Γης και εκτίμησε πως οι βιομηχανικές εκπομπές θα μπορούσαν να προκαλέσουν παγκόσμια θέρμανση 1939: Ο Βρεταννός επιστήμονας Guy Steward Callendar συνέδεσε την αύξηση της θερμοκρασίας και της συγκέντρωσης του CO 2 για τα προηγούμενα 60 έτη 1957: Οι Roger Revelle και Hans Suess μετρώντας 14 C ανακάλυψαν περιορισμούς στη δυνατότητα των ωκεανών να απορροφήσουν CO 2

ΠΡΩΤΗ ΠΡΟΣΠΑΘΕΙΑ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΚΑΙΡΟΥ Το 1949 οι Jules Charney, R. Fjortoft και John von Neumann πραγματοποίησαν την πρώτη 48-ωρών πρόγνωση καιρού τρέχοντας ένα βαροτροπικό μοντέλο στον ENIAC

ΟΡΙΣΜΟΙ-ΕΝΝΟΙΕΣ Ατμόσφαιρα ονομάζεται το αέριο τμήμα του πλανήτη που τον περιβάλλει και τον ακολουθεί στο σύνολο των κινήσεων του Η ατμόσφαιρα μπορεί να θεωρηθεί σαν ένα κέντρο θερμοδυναμικών και μηχανικών λειτουργιών που είναι υπεύθυνες για τη δημιουργία διαφόρων φαινομένων. Τα φαινόμενα αυτά που συμβαίνουν μέσα στην ατμόσφαιρα ονομάζονται μετεωρολογικά φαινόμενα Η ατμόσφαιρα εμφανίζει συνεχώς εναλλασόμενες καταστάσεις. Τα αποτελέσματα αυτών των καταστάσεων αποδίδονται ως καιρικές καταστάσεις Η κατάσταση της ατμόσφαιρας πάνω από μία περιοχή για ορισμένη χρονική στιγμή, συμπεριλαμβανομένης και της εξέλιξης αυτής της κατάστασης από τη γένεση έως το πέρας των συγκεκριμένων ατμοσφαιρικών διαταραχών ονομάζεται καιρός http://meteoclima.gr

ΟΡΙΣΜΟΙ-ΕΝΝΟΙΕΣ Η μέση καιρική κατάσταση σε μία συγκεκριμένη περιοχή και για μεγάλη χρονική περίοδο καθορίζει το κλίμα της περιοχής Δηλαδή η σύνθεση του καιρού για εκτεταμένη χρονική περίοδο που είναι απαραίτητη για την απαλοιφή των σφαλμάτων και την εδραίωση των στατιστικών παραμέτρων αποτελεί το κλίμα Το κλίμα μπορεί να παραλληλιστεί με τον χαρακτήρα ενός ανθρώπου ενώ ο καιρός με τη στιγμιαία συμπεριφορά του

ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΒΙΟΣΦΑΙΡΑ Η ακτίνα της Γης είναι περίπου 6400 χλμ. Το 99% της ατμόσφαιρας που περιβάλλει τη Γη εκτείνεται στα πρώτα 50χλμ. Οι ζώντες οργανισμοί κατοικούν σε ένα στρώμα πάχους 9χλμ. το οποίο εκτείνεται από μερικά χιλιόμετρα πάνω από την επιφάνεια της Γης και μερικά χιλιόμετρα κάτω από την επιφάνεια της Γης και των ωκεανών. Βιόσφαιρα είναι το τμήμα του πλανήτη στο οποίο εντοπίζονται όλες οι γνωστές μορφές ζωής. Περιλαμβάνει ένα μικρό μέρος της ατμόσφαιρας, του νερού (υδρόσφαιρα) και της ξηράς (λιθόσφαιρα). Και τα τρία συστήματα θα πρέπει να διαχειρίζονται ως ένα ενιαίο δυναμικό σύστημα. http://meteoclima.gr The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΚΑΙ ΑΛΛΗΛΕΠΙΔΡΑΣΕΙΣ ΜΕ ΤΗΝ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑ ΤΗΣ ΓΗΣ Οι ωκεανοί καλύπτουν τα ¾ της γήϊνης επιφάνειας. Το μεγαλύτερο ποσοστό υδρατμών στην ατμόσφαιρα προέρχεται από τους ωκεανούς. Το μεγαλύτερο ποσοστό υδάτινων κατακρυμνισμάτων στην ξηρά επιστρέφει στους ωκεανούς ενώ περίπου τα 2/3 επιστρέφουν στην ατμόσφαιρα μέσω του υδρολογικού κύκλου. Οι ωκεανοί δεν δρουν αποκλειστικά ως σημαντική πηγή υγρασίας προς την ατμόσφαιρα αλλά και ως πηγή και αποθήκη θερμότητας. Τα ωκεάνια ρεύματα μεταφέρουν θερμότητα προς τους πόλους και συνεισφέρουν στην διαμόρφωση του καιρού και του κλίματος. Το σύνολο της ενέργειας που φτάνει στη Γη προέρχεται από τον Ήλιο. Εισερχόμενη η ηλιακή ακτινοβολία στην ατμόσφαιρα ένα μέρος της απορροφάται από το όζον και τους υδρατμούς και ένα άλλο μέρος της ανακλάται προς το διάστημα από τα νέφη και την επιφάνεια της Γης. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΚΑΙΡΟΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑ Ως καιρός αναφέρεται το σύνολο των γεγονότων που συμβαίνουν σε καθημερινή βάση στην ατμόσφαιρα όπως η μεταβολή της θερμοκρασίας, η βροχόπτωση και η μεταβολή της υγρασίας. Ο καιρός δεν είναι παντού και πάντα ο ίδιος. Πιθανώς να είναι ζεστός, ξηρός και ηλιόλουστος εδώ αλλά σε κάποιο άλλο μέρος του κόσμου (οχι απαραίτητα μακριά...) να είναι κρύος, υγρός και συννεφιασμένος. Σε καθημερινή βάση ο καιρός καταγράφεται και γίνεται προσπάθεια εκτίμησης της εξέλιξης του (Πρόγνωση). Το κλίμα είναι η μέση καιρική κατάσταση σε μία περιοχή για αρκετά χρόνια. Συνεπώς το κλίμα της Ανταρκτικής είναι αρκετά διαφορετικό από το κλίμα ενός Τροπικού νησιού. Τα χαρακτηριστικά του κλίματος σε πολλές περιοχές του κόσμου αλλάζουν λόγω της αύξησης της μέσης θερμοκρασίας της επιφάνειας της Γης. Η συμβολή του ανθρώπου σε αυτή την κλιματική αλλαγή είναι δεδομένη. Το εύρος της όμως είναι άγνωστο... http://meteoclima.gr

ΣΥΣΤΑΣΗ ΚΑΙ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ άζωτο σε ποσοστό 78% και οξυγόνο σε ποσοστό 21% Η ατμόσφαιρα διαιρείται κατακόρυφα σε τέσσερα βασικά στρώματα με βάση τη θερμοκρασιακή κατατομή: την τροπόσφαιρα, τη στρατόσφαιρα, τη μεσόσφαιρα και την θερμόσφαιρα. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved. http://meteoclima.gr

ΦΥΣΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΩΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ- ΤΡΟΠΟΣΦΑΙΡΑ Η τροπόσφαιρα εκτείνεται έως τα 12 χλμ. περίπου και η διακύμανση της ατμοσφαιρικής πίεσης από 1000 έως 200 hpa. Το τμήμα της τροπόσφαιρας που εκτείνεται από την επιφάνεια μέχρι το ύψος των 1500m περίπου, αποτελεί το στρώμα τριβής και ονομάζεται ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα (ΑΟΣ). Κατώτερη τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από την επιφάνεια έως 1.5km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0.3-0.4 C/100m. Μέση τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από 1.5 έως 6km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0.5-0.6 C/100m. Ανώτερη τροπόσφαιρα, η οποία εκτείνεται από 6 έως 9km και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0.65-0.75 C/100m. Όρια τροπόπαυσης, η οποία εκτείνεται από 9km και άνω και παρουσιάζει τιμή θερμοβαθμίδας 0.2-0.5 C/100m The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΦΥΣΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΩΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ- ΣΤΡΑΤΟΣΦΑΙΡΑ Το ατμοσφαιρικό στρώμα που ακολουθεί πάνω από την τροπόπαυση και μέχρι το ύψος των 50km από την επιφάνεια της Γης καλείται στρατόσφαιρα Στην κατώτερη στρατόσφαιρα η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα λαμβάνει σχεδόν μηδενικές τιμές και συνεπώς το στρώμα αυτό χαρακτηρίζεται από μεγάλη ευστάθεια και περιορισμένες κατακόρυφες κινήσεις αερίων μαζών Η ανώτερη στρατόσφαιρα εκτείνεται από τα 35-50km και βασικό χαρακτηριστικό είναι η συνεχής αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα, η οποία σε ύψη κοντά στα 50km φτάνει τους 0 C. Η σημαντική αύξηση οφείλεται στις υψηλές συγκεντρώσεις όζοντος (Ο 3 ) που παρατηρούνται σε αυτά τα ύψη, το οποίο απορροφά το μεγαλύτερο μέρος της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας (0.2μm<λ<0.3μm) http://meteoclima.gr The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΦΥΣΙΚΗ ΣΤΡΩΜΑΤΩΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ- ΜΕΣΟΣΦΑΙΡΑ-ΘΕΡΜΟΣΦΑΙΡΑ Το ατμοσφαιρικό στρώμα πάνω από την στρατόπαυση και μέχρι το ύψος των 85km από την επιφάνεια της Γης αποτελεί τη μεσόσφαιρα Βασικό χαρακτηριστικό του συγκεκριμένου στρώματος είναι οι πολύ χαμηλές θερμοκρασίες (-80 C) οι οποίες οφείλονται κυρίως στην απουσία του όζοντος από την περιοχή. Η ζώνη μεταξύ της μεσόπαυσης και του ύψους των 400km περίπου από την επιφάνεια της Γης ονομάζεται θερμόσφαιρα. Στη βάση της επικρατεί σταθερή θερμοκρασιακή δομή, αυτή της μεσόπαυσης, ενώ στη συνέχεια αυξάνει προσεγγίζοντας στα ανώτατα όριά της τους 700 C. Στη θερμόσφαιρα απορροφάται το μεγαλύτερο μέρος της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας σε μήκη κύματος λ<0.2μm κυρίως από το μοριακό οξυγόνο. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΠΙΕΣΗΣ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ Η ατμοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια της Γης ορίζεται ως το βάρος της υπερκείμενης στήλης αέρα που εφαρμόζεται στη μονάδα επιφανείας 1bar=100000Nt m -2 1bar=10 3 mbar Pascal (Pa)=1Nt m -2 P 1bar=1000mb=100000Pa=1000hPa???mb=???hPa Στην επιφάνεια της θάλασσας: 1013.25mb=1013.25hPa=101.325Pa Κοντά στην επιφάνεια ρυθμός μείωσης της πίεσης 10mb ανά 100m ύψους Από τα 16km ο ρυθμός μείωσης γίνεται 0.56mb ανά 100m ύψους B S

ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ Ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας με το ύψος εκφράζεται με την κατακόρυφη θερμοβαθμίδα η οποία ορίζεται ως η ελλάτωση της θερμοκρασίας του ατμοσφαιρικού αέρα στη μονάδα του ύψους T z Κατά μέσο όρο η τιμή της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας στην τροπόσφαιρα είναι περίπου 0.6 C/100m ή 6 C/1km Γιατί μειώνεται η θερμοκρασία με το ύψος? Απόλυτη θερμοκρασία Fahrenheit K C 273.16 5 C ( F 32) 9 http://meteoclima.gr The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΑΔΙΑΒΑΤΙΚΕΣ ΜΕΤΑΒΟΛΕΣ Οι μεταβολές της θερμικής κατάστασης μίας μετακινούμενης καθ ύψος μονωμένης αέριας μάζας καλούνται αδιαβατικές μεταβολές καθώς η ψύξη ή η θέρμανσή της προέρχεται από αντίστοιχες μεταβολές της πίεσής της Η άνοδος μίας αέριας μάζας στην ατμόσφαιρα συνδυάζεται με μείωση της θερμοκρασίας της λόγω εκτόνωσης ενώ η κάθοδος μίας αέριας μάζας συνδυάζεται με αύξηση της θερμοκρασίας της λόγω συμπίεσης Οι μεταβολές της θερμοκρασίας μέσω εναλλαγών θερμότητας με τον περιβάλλοντα αέρα είναι στην πραγματικότητα σχεδόν αμελητέες καθώς η ψύξη ή η θέρμανση λόγω ακτινοβολίας και μοριακής αγωγιμότητας στην ατμόσφαιρα είναι βραδείες http://meteoclima.gr

ΝΟΜΟΙ ΤΩΝ ΑΕΡΙΩΝ Το σύνολο των αερίων ακολουθούν την καταστατική εξίσωση, η οποία αναφέρεται και ως εξίσωση ιδανικών αερίων. pv mrt p: πίεση (Pa) V: όγκο (m 3 ) m: μάζα (kgr) T: απόλυτη θερμοκρασία (σε Kelvin, K=C+273.16) R: η σταθερά των αερίων η οποία εξαρτάται από τη μοριακή δομή του κάθε αερίου. Νόμος του Boyle: ο όγκος ενός αερίου είναι αντιστρόφως ανάλογος της πίεσης για συγκεκριμένη μάζα του αερίου σε σταθερές συνθήκες θερμοκρασίας. 1ος νόμος του Charles: ο όγκος ενός αερίου είναι ανάλογος της απόλυτης θερμοκρασίας του για συγκεκριμένη μάζα του αερίου και σε σταθερές συνθήκες πίεσης

ΚΑΤΑΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ ΤΩΝ ΑΕΡΙΩΝ Γραμμομοριακό βάρος (mole) ορίζεται το ΜΒ ενός αερίου εκφρασμένο σε gr n το πλήθος των moles του αερίου (m/m, μάζα/μοριακό βάρος) R* η παγκόσμια σταθερά των αερίων (=8.3145 J K -1 mol -1 ) pv Η καταστατική εξίσωση των αερίων προκύπτει από τη σχέση των ιδανικών αερίων Επειδή ρ=m/v P nr T R T R d η ειδική σταθερά των αερίων που για τον ξηρό αέρα είναι 287.05 J Kg -1 K -1 d *

ΦΥΣΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΗΣ ΚΑΤΑΣΤΑΤΙΚΗΣ ΕΞΙΣΩΣΗΣ Μία αέρια μάζα η οποία ανέρχεται σε μεγαλύτερα ύψη στην ατμόσφαιρα εκτονώνεται και ψύχεται. Το πλήθος των μορίων που περιέχει παραμένει το ίδιο ενώ αυξάνεται ο όγκος που καταλαμβάνει με αποτέλεσμα να μειώνεται η πυκνότητά της. Κατά την εκτόνωση της αέριας μάζας καταναλώνεται η κινητική ενέργεια των μορίων της με αποτέλεσμα τη μείωση της θερμοκρασίας της. Καθώς ο ίδιος αριθμός μορίων πλέον καταλαμβάνει μεγαλύτερο όγκο συνεπώς μειώνεται και η πίεση της. Η καταστατική εξίσωση των αερίων είναι η σχέση που συνδέει την ατμοσφαιρική πίεση, την πυκνότητα και την θερμοκρασία. P R T d

ΥΔΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑ Η πίεση του αέρα σε κάθε ύψος στην ατμόσφαιρα προέρχεται από τη δύναμη ανά μονάδα επιφάνειας λόγω του βάρους της υπερκείμενης στήλης αέρα. Συνεπώς η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται με την αύξηση του ύψους από την επιφάνεια. Η δύναμη με φορά προς τα πάνω, που εφαρμόζεται σε ένα λεπτό στρώμα αέρα, λόγω ελλάτωσης της ατμοσφαιρικής πίεσης ονομάζεται δύναμη βαροβαθμίδας. Στο συγκεκριμένο στρώμα αέρα εφαρμόζεται και η δύναμη της βαρύτητας που ασκεί η Γη και έχει φορά προς τα κάτω. Η ισορροπία των δυνάμεων προς τα πάνω και προς την επιφάνεια της Γης σε μία αέρια μάζα ονομάζεται υδροστατική ισορροπία. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

Υδροστατική εξίσωση: η πίεση σε ύψος z κατακόρυφης στήλης αέρα μοναδιαίας διατομής εξαρτάται από το βάρος του υπερκείμενου αέρα Σε μία ομογενή ατμόσφαιρα η πίεση στη μέση στάθμη θάλασσας θα είναι 1.013x10 5 Pa=1013hPa=1 atm. http://meteoclima.gr ΥΔΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ Σε ένα ατμοσφαιρικό στρώμα που βρίσκεται σε υδροστατική ισορροπία, η ισορροπία των δυνάμεων στο κατακόρυφο δίνεται από: p g z Για δz->0 προκύπτει η υδροστατική εξίσωση p z g Εάν η πίεση σε ύψος z είναι p(z) p( ) p( z) dp z p( ) 0 g dz p( z) z gdz

ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΟ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΟ ΥΨΟΣ Γεωδυναμικό: το έργο που παράγεται για την ανύψωση της μονάδας της μάζας του αέρα από τη μέση στάθμη θάλασσας σε ύψος z. Το γεωδυναμικό είναι η δυναμική ενέργεια της μονάδας μάζας του αέρα. Γεωδυναμικό ύψος: d H gdz ( z) ( z) / g g 0 είναι η μέση τιμή της επιτάχυνσης της βαρύτητας στην επιφάνεια της Γης (=9.81 m s -1 ) Tο γεωδυναμικό σε συγκεκριμένο ύψος στην ατμόσφαιρα εξαρτάται μόνο από τη θέση και όχι από τη διαδρομή z(km) Z(km) g(m s -2 ) 0 0 9.81 1 1.00 9.80 10 9.99 9.77 100 98.47 9.50 500 463.6 8.43 0 1 g z 0 0 gdz z 0 gdz http://meteoclima.gr

ΒΑΡΥΤΗΤΑ G M g,g 6, 67x10 2 r G: βαρυτική σταθερά 11 Nm 2 kg Μ: η μάζα του σώματος που περικλύεται στην ακτίνα r 2 Αν η Γη έχει σταθερή πυκνότητα ρ τότε M 4 3 r 3 g 4 G r 3 Η βαρύτητα της Γης όπως έχει αποτυπωθεί από το πείραμα GRACE της NASA. http://meteoclima.gr

ΠΑΧΟΣ ΣΤΡΩΜΑΤΟΣ Από την υδροστατική εξίσωση: και την καταστατική εξίσωση: p dp dz g R T d dp dz pg R T d R d : η ειδική σταθερά των αερίων που για τον ξηρό αέρα είναι 287.05 Joule Kg -1 K -1 Από τον ορισμό του γεωδυναμικού: Ολοκληρώνοντας: Διαιρώντας με g 0 προκύπτει το πάχος Ζ 2 -Ζ 1 του στρώματος 2 1 d p p 2 1 R T d d dp p Z 2 Z gdz 2 1 1 R T R g R d 0 p p 1 2 d T p d 2 p 1 T dp dp p dp p p http://meteoclima.gr

H ΥΨΟΜΕΤΡΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ Σε μία ισόθερμη ατμόσφαιρα T=σταθερή ισχύει: p 1 2 Z1 H ln p2 p1 exp p2 κλίμακα ύψους και εξαρτάται από τη θερμοκρασία του στρώματος Από την υψομετρική εξίσωση προκύπτει ότι το πάχος του στρώματος μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών p 1 και p 2 είναι ανάλογο με τη μέση θερμοκρασία T του ατμοσφαιρικού στρώματος. Καθώς η μέση θερμοκρασία του στρώματος αυξάνει, ο αέρας μεταξύ των δύο επιπέδων πίεσης διαστέλλεται και το στρώμα γίνεται πιο παχύ Z Z H 2 1 Z RT 29. 3T g 0 http://meteoclima.gr

ΚΑΝΟΝΙΚΟΠΟΙΗΣΗ ΤΗΣ ΠΙΕΣΗΣ ΣΤΗ ΜΕΣΗ ΣΤΑΘΜΗ ΘΑΛΑΣΣΑΣ Σε ορεινές περιοχές η διαφοροποίηση της ατμοσφαιρικής πίεσης στην επιφάνεια από έναν μετεωρολογικό σταθμό σε έναν άλλον γειτονικό είναι μεγάλη λόγω της διαφοράς του υψομέτρου Η υψομετρική εξίσωση για ύψος Z 1 =0 λαμβάνει τη μορφή: 0 Z g H ln pg όπου οι δείκτες g και 0 αντιστοιχούν στις συνθήκες στο έδαφος και στη ΜΣΘ αντίστοιχα Λύνοντας ως προς p 0 προκύπτει η κανονικοποιημένη πίεση στη ΜΣΘ Z g p p 0 pg exp g exp H p g 0 Z R T d g

ΑΣΚΗΣΕΙΣ 1. Να υπολογιστεί το γεωδυναμικό ύψος ισοβαρικής επιφάνειας 1000-hPa όταν η πίεση στη ΜΣΘ είναι 1014 hpa. Δίνεται η κλίμακα ύψους της ατμόσφαιρας H=8 km. 2. Να υπολογιστεί το πάχος του ατμοσφαιρικού στρώματος μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών 1000-500 hpa (a) σε περιοχή των τροπικών με μέση θερμοκρασία στρώματος 15 C και (b) σε πολική περιοχή με μέση θερμοκρασία στρώματος -40 C.

1 ος ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΟΣ ΝΟΜΟΣ Έστω ένα κλειστό σύστημα μοναδιαίας μάζας το οποίο λαμβάνει συγκεκριμένη ποσότητα θερμικής ενέργειας q (σε joule), το οποίο μπορεί ληφθεί από αγωγιμότητα ή ακτινοβολία. Ως αποτέλεσμα το σύστημα αποδίδει έργο w (επίσης σε joule). Η επιπλέον ενέργεια που λαμβάνεται από το σύστημα πέρα από την απόδοση έργου είναι q-w. Συνεπώς, εάν δεν υπάρξει κάποια μεταβολή της κινητικής και δυναμικής ενέργειας του συστήματος τότε, με βάση την αρχή διατήρησης της ενέργειας, θα αυξηθεί η εσωτερική ενέργεια u του συστήματος κατά q-w. q w u u 2 1 dq dw du u 1 και u 2 είναι οι εσωτερικές ενέργειες του συστήματος πριν και μετά τη μεταβολή. Η μεταβολή της du εξαρτάται αποκλειστικά από την αρχική και τελική κατάσταση του συστήματος και συνεπώς είναι ανεξάρτητη από τον τρόπο με τον οποίο το σύστημα μεταβαίνει από την μία κατάσταση στην άλλη http://meteoclima.gr

ΕΙΔΙΚΗ ΘΕΡΜΟΤΗΤΑ Ειδική θερμότητα σε σταθερό όγκο Επίσης σε σταθερό όγκο ισχύει (γιατί?) c c v v dq dt du dt vconst vconst Ειδική θερμότητα σε σταθερή πίεση pconst Το αέριο με την προσφορά θερμότητας διαστέλλεται με ανάλογη αύξηση της θερμοκρασίας του αλλά υπό σταθερή πίεση. Η σχέση που συνδέει τις δύο ειδικές θερμότητες c v 717 J K 1 c p 1004 J K c p 1 dq dt c p c v R d

Έστω μηχανικό ανάλογο σταθερής διατομής χωρίς απώλειες Ο όγκος του αερίου είναι ανάλογος της απόστασης από τη βάση του κυλίνδρου έως την επιφάνεια του πιστονιού Εάν το πιστόνι κινηθεί προς τα έξω κατά dx με δύναμη F το έργο που παράγεται είναι dw=fdx=padx=pdv Όταν το αέριο περνά από την κατάσταση Α με όγκο V 1 στην κατάσταση Β με όγκο V 2, με αντίστοιχη μεταβολή της πίεσης p, το έργο W που παράγεται ισούται με το εμβαδό ΑΒV 1 V 2. 1 ος ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΟΣ ΝΟΜΟΣ W V 2 V 1 pdv

ΕΣΩΤΕΡΙΚΗ ΕΝΕΡΓΕΙΑ ΚΑΙ ΕΦΑΡΜΟΓΗ Η εσωτερική ενέργεια δίνεται U=ΔΕ+ΚΕ 3 Για αέρια ισχύει ΚΕ>>ΔΕ, συνεπώς U KE kt 2 k=1.38x10-23 J/K, η σταθερά Boltzmann Για ιδανικό αέριο που περιέχει Ν μόρια η εσωτερική του ενέργεια είναι N U 3 3 3 NkT 6. 02 10 k 23 T nrt 23 2 2 6. 0210 2 όπου R=8.315 J/mol K Η σχέση ισχύει για μονοατομικά ιδανικά αέρια Να υπολογιστεί η εσωτερική ενέργεια του αέρα σε ένα δωμάτιο εμβαδού 10 m 2 και ύψους 4 m. Να θεωρήσετε τον αέρα ως μονοατομικό ιδανικό αέριο πίεσης 1atm=1.01x10 5 Pa.

ΕΣΩΤΕΡΙΚΗ ΕΝΕΡΓΕΙΑ ΚΑΙ ΕΦΑΡΜΟΓΗ 1 mole μονοατομικού ιδανικού αερίου ακολουθεί αρχικά ισοβαρή διαδρομή ΑΒ, στη συνέχεια ισόχωρη BC και στο τέλος αδιαβατική CA. Να βρεθούν a. Οι θερμοκρασίες στα σημεία Α, Β και C b. Η μεταβολή στην εσωτερική ενέργεια σε κάθε διαδρομή c. Το παραγόμενο από το αέριο έργο σε κάθε διαδρομή

ΔΥΝΗΤΙΚΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ Δυνητική θερμοκρασία θ μίας αέριας μάζας ορίζεται ως η θερμοκρασία που θα είχε κατά την αδιαβατική εκτόνωση ή συμπίεσή της από συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας σε πίεση p 0 =1000 hpa T p p R / 0 c p Η δυνητική θερμοκρασία μπορεί να θεωρηθεί σταθερή υπό συνθήκες που θεωρούνται αδιαβατικές

ΞΗΡΗ ΑΔΙΑΒΑΤΙΚΗ ΘΕΡΜΟΒΑΘΜΙΔΑ Ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας με το ύψος εκφράζεται με την κατακόρυφη θερμοβαθμίδα η οποία ορίζεται ως η ελάττωση της θερμοκρασίας του ατμοσφαιρικού αέρα στη μονάδα του ύψους. Επειδή μία αέρια μάζα διαστέλλεται καθώς ανέρχεται στην ατμόσφαιρα, η θερμοκρασία της μειώνεται με το ύψος και συνεπώς η Γ d είναι θετική ποσότητα. Για g=9.81 m s -1 και c p =1004 J K -1 προκύπτει Γ d =0.0098 K m -1 ή 9.8 K km -1 που αντιστοιχεί στην αριθμητική τιμή της αδιαβατικής θερμοβαθμίδας για ξηρό αέρα. Η πραγματική θερμοβαθμίδα σε τυπικές ατμοσφαιρικές συνθήκες εμφανίζει στην τροπόσφαιρα τιμές της τάξης 6-7 K km -1 και παρουσιάζει μεγάλη μεταβλητότητα ανά περιοχές

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ (ΕΥΣΤΑΘΕΙΑ) Γ = πραγματική θερμοβαθμίδα περιβάλλοντος Γ d = ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γ<Γ d Μία ακόρεστη από υδρατμούς στοιχειώδης μάζα αέρα που βρίσκεται αρχικά στο επίπεδο Ο ανέρθει στο ύψος που ορίζεται από τα σημεία Α και Β, η θερμοκρασία της θα πέσει στην Τ Α, η οποία είναι μικρότερη από την αντίστοιχη θερμοκρασία του περιβάλλοντος Τ Β στο ίδιο επίπεδο. Η συνθήκη Γ<Γ d αντιστοιχεί σε ευσταθή στρωμάτωση της ατμόσφαιρας (ή θετική στατική ευστάθεια) για μη κορεσμένες αέριες μάζες. Όσο μεγαλύτερη η διαφορά Γ-Γ d τόσο ισχυρότερη η δύναμη επαναφοράς και μεγαλύτερη η στατική ευστάθεια

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ (ΑΣΤΑΘΕΙΑ) Γ = πραγματική θερμοβαθμίδα περιβάλλοντος Γ d = ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γ>Γ d Μία ακόρεστη μάζα αέρα που εκτρέπεται προς τα πάνω από το σημείο ισορροπίας Ο θα φτάσει στο σημείο Α με θερμοκρασία μεγαλύτερη από την αντίστοιχη του περιβάλλοντος. Συνεπώς, θα έχει μικρότερη πυκνότητα σε σχέση με τον περιβάλλοντα αέρα και χωρίς επιπλέον εκτροπή θα συνεχίσει να ανέρχεται. Όμοια, αν η μάζα εκτραπεί προς τα κάτω θα είναι ψυχρότερη από τον περιβάλλοντα αέρα και θα συνεχίσει να κατέρχεται.

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ-ΑΝΑΣΤΡΟΦΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΕΥΣΤΑΘΕΙΑ ΑΣΤΑΘΕΙΑ Στρώματα αέρα με αρνητική θερμοβαθμίδα (δηλαδή η θερμοκρασία να αυξάνει καθ ύψος) ονομάζονται αναστροφές. Χαρακτηρίζονται από ισχυρή στατική ευστάθεια και δεν επιτρέπουν την έναρξη κατακόρυφων ανοδικών κινήσεων. Οι αναστροφές λειτουργούν ως καπάκι που παγιδεύει την αέρια ρύπανση μέσα σε αυτό και δεν διευκολύνει την κατακόρυφη ανάμιξη. http://meteoclima.gr The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΑΝΑΛΟΓΙΑ ΜΙΓΜΑΤΟΣ Η αναλογία της μάζας m v των υδρατμών προς τη μάζα του ξηρού αέρα w m d Εκφράζεται συνήθως σε γραμμάρια υδρατμών ανά χιλιόγραμμο ξηρού αέρα αλλά σε ασκήσεις εκφράζεται αδιάστατα δηλαδή σε kg υδρατμών ανά kg ξηρού αέρα. Στην ατμόσφαιρα οι τιμές του w κυμαίνονται από 0.5-5 gr/kg σε μέσα γεωγραφικά πλάτη και περίπου 20 gr/kg στους τροπικούς. m Η μάζα των υδρατμών m v στην μονάδα μάζας του αέρα (ξηρού και υδρατμών) καλείται ειδική υγρασία q q m v m v m d w 1 w

Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΤΑΣΗ ΚΟΡΕΣΜΕΝΩΝ ΥΔΡΑΤΜΩΝ Έστω ξηρός αέρας σε κλειστό μονωμένο δοχείο η βάση του οποίου είναι καλυμμένη με καθαρό νερό σε θερμοκρασία Τ. Όσο ο ρυθμός συμπύκνωσης είναι μικρότερος από τον ρυθμό εξάτμισης, τότε ο αέρας στο δοχείο καλείται ακόρεστος σε θερμοκρασία Τ. Όταν η πίεση των υδρατμών στο δοχείο αυξηθεί στον βαθμό που ο ρυθμός συμπύκνωσης είναι ίσος με τον ρυθμό εξάτμισης τότε ο αέρας στο δοχείο θεωρείται κορεσμένος σε σχέση με μία επίπεδη επιφάνεια νερού σε θερμοκρασία Τ. Η πίεση των υδρατμών e s καλείται τάση κορεσμένων υδρατμών πάνω από επίπεδη επιφάνεια καθαρού νερού σε θερμοκρασία Τ e R T v R ν =461.51 J Kg -1 K -1 http://meteoclima.gr

Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΑΝΑΛΟΓΙΑ ΜΙΓΜΑΤΟΣ ΚΟΡΕΣΜΟΥ Η αναλογία μίγματος κορεσμού w s ορίζεται ως η αναλογία μάζας m vs των υδρατμών σε συγκεκριμένο κορεσμένο όγκο αέρα προς τη μάζα m d του ξηρού αέρα mvs ws md Αποδεικνύεται ws 0. 622 Καθώς η τάση των υδρατμών e s εξαρτάται μόνο από τη θερμοκρασία T τότε και η αναλογία μίγματος κορεσμού w s θα είναι συνάρτηση της θερμοκρασίας T και της πίεσης p. Υπό σταθερή πίεση η w s αυξάνει με την αύξηση της θερμοκρασίας, ενώ υπό σταθερή θερμοκρασία αυξάνει με την ελλάτωση της πίεσης. es p

Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΣΧΕΤΙΚΗ ΥΓΡΑΣΙΑ Σχετική υγρασία RH ορίζεται ο λόγος της πραγματικής αναλογίας μίγματος του αέρα προς την αναλογία μίγματος κορεσμού του συγκεκριμένου δείγματος αέρα σε συγκεκριμένες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας w RH 100 100 w s e s Σημείο δρόσου T d είναι η θερμοκρασία στην οποία πρέπει ο αέρας να ψυχθεί υπό σταθερή πίεση ώστε να φτάσει σε κορεσμό. Δηλαδή το σημείο δρόσου είναι η θερμοκρασία στην οποία η αναλογία μίγματος κορεσμού w s γίνεται ίση με την πραγματική αναλογία μίγματος w. e Αν RH>50% τότε το T d μειώνεται κατά 1C για κάθε 5% ελλάτωσης της RH. RH 100 5( T Td )

Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ-ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΤΑΣΗΣ ΤΩΝ ΥΔΡΑΤΜΩΝ Η τάση των υδρατμών αυξάνει με την θερμοκρασία Όσο μεγαλύτερη είναι η τάση των υδρατμών τόσο αυξάνει η υγρασία στην ατμόσφαιρα Υπό σταθερή πίεση υδρατμών, η υγρασία του αέρα μειώνεται με την αύξηση της θερμοκρασίας 0 C 32 F 6 mb 10 C 50 F 12 mb 20 C 68 F 23 mb 30 C 86 F 42 mb 40 C 104 F 74 mb 50 C 122 F 123 mb http://meteoclima.gr

ΑΣΚΗΣΕΙΣ Έστω ότι στους 0⁰C η πυκνότητα του ξηρού αέρα είναι 1.275 kg m -3 και η πυκνότητα των υδρατμών 4.770x10-3 kg m -3. Ποιά η ολική πίεση ενός μίγματος ξηρού αέρα και υδρατμών στους 0⁰C? Η θερμοκρασία του αέρα πάνω από τον βόρειο πόλο είναι Tπ=5C και πάνω από τον ισημερινό Tι=25C. Να εξεταστεί, εάν η τροπόπαυση πάνω από τον ισημερινό είναι ψυχρότερη από την αντίστοιχη πάνω από τον βόρειο πόλο. Η τιμή της κατακόρυφης θερμοβαθμίδας είναι ίδια και στις δύο περιοχές με Γ=6.5C km -1. Δίνεται το ύψος της τροπόπαυσης πάνω από α) τον βόρειο πόλο Zπ=8km και β) τον ισημερινό Zι=12 km.

ΑΣΚΗΣΕΙΣ Μία ακόρεστη αέρια μάζα μοναδιαίου όγκου έχει πυκνότητα ρ και θερμοκρασία Τ. Εάν η αντίστοιχη πυκνότητα του περιβάλλοντος είναι ρ και η θερμοκρασία Τ, να υπολογιστεί η κατακόρυφη επιτάχυνση της αέριας μάζας

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ-ΥΓΡΗ ΑΔΙΑΒΑΤΙΚΗ ΘΕΡΜΟΒΑΘΜΙΔΑ Έστω αέρια μάζα η οποία είναι κορεσμένη από υδρατμούς Η θερμοκρασία της θα μειώνεται με το ύψος ακολουθώντας την υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γ s Οι θερμοβαθμίδες Γ d και Γ s είναι διακριτές και έχουν διαφορετική μεταβολή με το ύψος στην ατμόσφαιρα Γ d = ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γ s = υγρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα Γ d >Γ s

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ-LCL-LFC Επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου (Lifted Condensation Level-LCL) ορίζεται ως το επίπεδο όπου θα πρέπει να ανέλθει αδιαβατικά μία ακόρεστη αέρια μάζα ώστε να θεωρηθεί κορεσμένη από υδρατμούς. Κατά τη διάρκεια της ανόδου η αναλογία μίγματος w και η δυνητική θερμοκρασία παραμένουν σταθερές, αλλά η αναλογία μίγματος κορεσμού w s μειώνεται μέχρι να γίνει ίση με w στο LCL. Αν συνεχίσει η εξαναγκασμένη άνοδος της αέριας μάζας πάνω από το LCL φτάνει σε ένα επίπεδο πάνω από το οποίο η αέρια μάζα είναι ασταθής και ανέρχεται λόγω ανάπτυξης θετικής ανοδικής μεταφοράς (buoyancy). Το συγκεκριμένο επίπεδο καλείται επίπεδο ελεύθερης ανοδικής μεταφοράς (Level of Free Convection, LFC).

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ-ΥΠΟ ΣΥΝΘΗΚΗ ΑΣΤΑΘΕΙΑ Έστω Γ s <Γ<Γ d H αέρια μάζα ανέρχεται από το σημείο ισορροπίας Ο, ψύχεται ξηρά αδιαβατικά μέχρι να φτάσει στο επίπεδο συμπύκνωσης λόγω εξαναγκασμένης ανόδου Α (LCL). Περαιτέρω άνοδος της μάζας συνοδεύεται με μικρότερη ψύξη ακολουθώντας πλέον την υγρή αδιαβατική ΑΒ. Εάν η αέρια μάζα είναι αρκούντως υγρή, η υγρή αδιαβατική άνοδος από το επίπεδο Α θα τέμνει την θερμοβαθμίδα Γ του περιβάλλοντος στο σημείο Β.

ΣΤΑΤΙΚΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ-ΥΠΟ ΣΥΝΘΗΚΗ ΑΣΤΑΘΕΙΑ Μέχρι αυτό το σημείο B η μάζα ήταν ψυχρότερη και πυκνότερη από τον περιβάλλοντα αέρα, ενώ απαιτήθηκε και κατανάλωση ενέργειας για την άνοδο της. Εάν η εξαναγκασμένη άνοδος είχε σταματήσει πριν από το σημείο Β η μάζα θα επέστρεφε στο σημείο ισορροπίας Ο. Το επίπεδο LFC εξαρτάται από την ποσότητα της υγρασίας της αέριας μάζας που ανέρχεται και από την κατανομή της θερμοβαθμίδας περιβάλλοντος Γ. http://meteoclima.gr