ΜΑΘΗΜΑ ΠΡΩΤΟ ΤΟ ΑΝΩΤΑΤΟ ΟΡΙΟ-ΥΨΟΣ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Η έρευνα έχει δείξει ότι δεν υπάρχει σαφές και καθορισμένο ανώτατο όριο της ατμόσφαιρας του πλανήτη μας. Τα ανώτατο αυτό όριο θα πρέπει να είναι, φυσικά, μια επιφάνεια όπου ο αριθμός των σωματιδίων-μορίων που διαφεύγουν να είναι ίσος με εκείνον που επιστρέφουν στη μονάδα του χρόνου. Ωστόσο διάφορα ατμοσφαιρικά φαινόμενα (πολικό σέλας, διάττοντες αστέρες, μετεωρίτες ) που έχουν οπωσδήποτε σχέση με την ατμόσφαιρα της γης, δεν μας επιτρέπουν να εκτιμήσουμε το ύψος αυτό της ατμόσφαιρας μεγαλύτερο από 3000 Κm. Μια προσέγγιση του ως άνω προβλήματος, με βάση μετρήσεις της επιφανειακής ατμοσφαιρικής πίεσης, έχει ως εξής: Ως γνωστόν για την επιφανειακή ατμοσφαιρική πίεση ισχύει η σχέση: P = F/S = M g /4π R 2 (1) Όπου Μ είναι η συνολική μάζα της ατμόσφαιρας, R είναι η ακτίνα της γης και g η μέση ένταση του πεδίου βαρύτητας της γης. Από τη σχέση (1) προκύπτει ότι η ατμοσφαιρική μάζα M a που περιέχεται μεταξύ της επιφάνειας του εδάφους (πίεση P) και μιας ισοβαρικής επιφάνειας ( πίεση P z και ύψος z ) θα δίδεται από τη σχέση: Ως γνωστόν η ατμοσφαιρική πίεση σε ύψος z = 30 Km είναι περίπου 10 hpa ενώ η τυπική τιμή της επιφανειακής ατμοσφαιρικής πίεσης είναι 1000 hpa. Έτσι η σχέση (2), για το ατμοσφαιρικό στρώμα των πρώτων 30 Km δίνει: M a = (990/1000) M = 0.99 M = 99% M Αφού λοιπόν στα πρώτα 30 Km περιλαμβάνεται το 99% της ολικής ατμοσφαιρικής μάζας Μ, σημαίνει ότι η ατμόσφαιρα εκτείνεται, ουσιαστικά, καθ ύψος μέχρι τα πρώτα 30 έως 50 Km. Πάνω από τα 50 Km δεν υπάρχει βέβαια κενό αλλά όμως η ατμόσφαιρα εκεί είναι πολύ-πολύ αραιή. Γενικώς, γράφεται στις εγκυκλοπαίδειες, ότι το ανώτατο όριο της ατμόσφαιρας της γης είναι περίπου στα 1000 Km. Κάτι τέτοιο θα λέγαμε ότι αποτελεί πολύ καλή προσέγγιση του ως άνω προβλήματος. Η ΣΥΝΟΛΙΚΗ ΜΑΖΑ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Η συνολική μάζα της ατμόσφαιρας M μπορεί να εκτιμηθεί ως εξής: Θεωρώντας τη γη σφαιρική, χωρίς εξάρσεις, με ακτίνα R=6360 Km και επιφανειακή ατμοσφαιρική πίεση P=1000 hpa = 10 5 Nt/m 2 (τυπική τιμή), η εξίσωση ορισμού της πίεσης δίνει: P=F/S = M g/4πr 2 και Μ=4π(6360.10 3 ) 2 /9.81*10 5 =5,18.10 18 Kgr Η τιμή αυτή είναι μια τυπική τιμή της ατμοσφαιρικής μάζας. Αξίζει να σημειωθεί ότι η συνολική μάζα των ωκεανών εκτιμάται σε 1,35.10 21 Kgr ενώ η συνολική μάζα της γης εκτιμάται σε 5,98.10 24 Kgr Με βάση τη σχέση (2) προκύπτει ότι η ατμοσφαιρική μάζα μέχρι το ύψος των 5 Km (P=550 hpa) αντιπροσωπεύει το 45% της συνολικής ατμοσφαιρικής μάζας. Ομοίως μέχρι το ύψος των 10 Km (P=270 hpa) το ποσοστό είναι 73% ενώ μέχρι το ύψος των 30 Km (P=10 hpa) το ποσοστό αυτό, όπως άλλωστε αναφέρθηκε και παραπάνω, είναι 99%. Συνεπώς η ατμοσφαιρική μάζα δεν κατανέμεται ομοιόμορφα με το ύψος.
Η ΧΗΜΙΚΗ ΣΥΣΤΑΣΗ ΤΟΥ ΑΕΡΑ ΤΗΣ ΚΑΤΩΤΕΡΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Η ατμόσφαιρα της γης, στα κατώτερα κυρίως στρώματά της, αποτελείται από: ένα μίγμα αερίων (πίνακας 1.1) που αποτελούν το λεγόμενον «ξηρό» αέρα, νερό στις τρεις του φάσεις (στερεή, υγρή και αέρια) και από στερεά και υγρά σωματίδια που ονομάζονται «αερολύματα». Πίνακας 1.1. Η σύνθεση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα Αέρια Σύμβολα Περιεκτικότητα κατ' όγκο Άζωτο Ν 78.08 Οξυγόνο Ο 20,95 Αργό Ar 0,93 Διοξείδιο Άνθρακα CO 2 0.03 Νέο Ne 18,18x10-4 Ήλιο He 5.24x10-4 Μεθάνιο CH 4 2,2x10-4 Κρυπτό Kr 1.14x10-4 Οξείδ. Αζώτου N 2 O 0.5x10-4 Υδρογόνο H 2 0.5x10-4 Ξένο Xe 0.087x10-4 Όζο O 3 0-0.07x10-4 Στον πίνακα 1.1 δεν περιλαμβάνονται οι υδρατμοί. Στην πραγματικότητα όμως ο ατμοσφαιρικός αέρας περιέχει πάντοτε μία ποσότητα υδρατμών. Υπό την έννοια αυτή ο αέρας ονομάζεται συνήθως «υγρός» σε αντιδιαστολή με το «ξηρό» αέρα χωρίς δηλ. τους υδρατμούς. Τα συστατικά του ατμοσφαιρικού αέρα που παρουσιάζουν ιδιαίτερο, μετεωρολογικό, ενδιαφέρον είναι: Το οξυγόνο (Ο 2 ), το όζον (Ο 3 ) και το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ). To O 2 της ατμόσφαιρας (πηγή ζωής) καταναλώνεται και ανανεώνεται συνεχώς με τις χημικές αντιδράσεις της λιθόσφαιρας, της βιόσφαιρας και των υδρατμών. Εκτιμάται ότι το οξυγόνο, στην κατώτερη τουλάχιστον ατμόσφαιρα, παραμένει ποσοτικά σταθερό. Οι διαδικασίες παραγωγής οξυγόνου στην ατμόσφαιρα είναι: 1. Η φωτοδιάσταση των υδρατμών. Η χημική αντίδραση που λαμβάνει χώρα είναι: 2H 2 O 2H 2 + O 2 Η αντίδραση αυτή λειτουργεί στην ανώτερη, κυρίως, ατμόσφαιρα. 2. Η φωτοσύνθεση. Στη διεργασία της φωτοσύνθεσης λαμβάνει χώρα η αντίδραση: φως 6CO 2 + 12H 2 O-------------------------------------- C 6 H 12 O 6 + 6H 2 O +6O 2 χλωροφύλλη
Είναι γενικώς αποδεκτό ότι η διεργασία της φωτοσύνθεσης είναι κυρίαρχη σε σχέση με τη φωτοδιάσταση. Από τη χημική αυτή αντίδραση είναι προφανής η ανυπολόγιστη πράγματι αξία του «πράσινου» γενικώς στο περιβάλλον που ζούμε, μια και η χλωροφύλλη είναι όπως ξέρουμε άμεσα συνδεδεμένη μ αυτό. Από την άλλη πλευρά η κατανάλωση του οξυγόνου της ατμόσφαιρας πραγματοποιείται, κυρίως, με τις κάθε είδους καύσεις μέσα στη βιόσφαιρα. Μεταξύ των διαδικασιών παραγωγής και κατανάλωσης του οξυγόνου της ατμόσφαιρας θεωρείται ότι υπάρχει δυναμική ισορροπία γενικώς, με εξαιρέσεις κατά τόπους. Το όζον Ο 3 Το όζον είναι η αλλοτροπική μορφή του οξυγόνου. Υπάρχει, κυρίως, στα πρώτα 60 Km της ατμόσφαιρας. Η συγκέντωσή του είναι σχετικώς πολύ μικρή. (πίνακας 1.1.) Υπολογίζεται ότι σε κανονικές συνθήκες αν το σύνολο του όζοντος της ατμόσφαιρας συγκεντρωνόταν θα σχημάτιζε, στην επιφάνεια του εδάφους, στρώμα "ισοδύναμου πάχους" του όζοντος μόνο 4 mm. Το όζον που υπάρχει στην ατμόσφαιρα, μεταξύ 15 και 35 Km (στρατόσφαιρα) είναι γνωστό ως «στρατοσφαιρικό» όζον. Η μέγιστη τιμή της συγκέντρωσης αυτού του όζοντος σημειώνεται στο ύψος των 25 Κm περίπου. Το όζον αυτό είναι πράγματι «ο φύλακας άγγελος «της ζωής στον πλανήτη μας. Αυτό γιατί απορροφά έντονα την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία με μήκη κύματος μεταξύ 200 και 300 nm ή 0.2 και 0.3 μm, δηλ. μία φασματική περιοχή η οποία είναι, ως γνωστόν, θανατηφόρος για όλα τα έμβια όντα. Έτσι το όζον προστατεύει τους ζωντανούς οργανισμούς της γης από την έκθεσή τους στη θανατηφόρο αυτή ακτινοβολία και άρα αποτελεί παράγοντα ζωής. Οι μηχανισμοί γένεσης του στρατοσφαιρικού όζοντος είναι: α) Η φωτοδιάσταση του οξυγόνου σύμφωνα με την αντίδραση: [Ο] + Ο 2 + Μ Ο 3 + Μ όπου Μ είναι ένα τρίτο μόριο του οποίου η παρουσία είναι απαραίτητη προκειμένου να διατηρηθεί η ενέργεια και η ορμή κατά την εξώθερμη αυτή αντίδραση. Η αντίδραση αυτή πραγματοποιείται στο ύψος εκείνο όπου η πιθανότητα της τριπλής αυτής κρούσης είναι αρκετά μεγάλη. (25-30 Km) β) Το όζον μπορεί επίσης να παράγεται και με τη διεργασία: Οι μηχανισμοί καταστροφής του όζοντος είναι: Ο 2 + Ο 2 Ο 2 + [Ο] + [Ο] Ο 3 + [Ο] [Ο] + Ο 3 Ο 2 + Ο 2 ή Ο 3 Ο 2 + [Ο] Σήμερα η ανθρωπογενής επίδραση έχει δημιουργήσει και έναν άλλο, πολύ σημαντικό δυστυχώς, παράγοντα καταστροφής του στρατοσφαιρικού όζοντος που είναι τα διάφορα προωθητικά αέρια που χρησιμοποιούνται στα spray και στα ψυκτικά μηχανήματα. Τα πιο γνωστά και ευρέως χρησιμοποιούμενα προωθητικά αέρια είναι οι χλωροφθοράνθρακες, Freon 11 (CCl 3 F) και Freon 12 (CCl 2 F 2 ). Στο ύψος των 20-30 Κm όταν υπάρχουν οι χλωροφθοράνθρακες αυτοί λαμβάνουν χώρα οι εξής αντιδράσεις: CCl 2 F 2 + hν CClF 2 + Cl CCl 3 F + hν CCl 2 F + Cl
O 3 + Cl ClO + O 2 ClO + [O] O 2 + Cl Όπως είναι φανερό το Cl διασπά το όζον αλλά τελικώς ξαναδημιουργείται έτσι ώστε να μπορεί να διασπάσει και πολλά άλλα μόρια όζοντος. Σημειώνεται ότι ο χρόνος ζωής των χλωροφθορανθράκων αυτών είναι μέχρι 10 χρόνια, πράγμα που σημαίνει ότι η καταστροφική του,τελικως, δυνατότητα είναι πολύ μεγάλη. Το όζον που υπάρχει στα πρώτα 15 Km (Τροπόσφαιρα) ονομάζεται συνήθως τροποσφαιρικό όζον. Χαρακτηρίζεται στην περιοχή αυτή ως φωτοχημικό, οξειδωτικό μέσο και συμβάλλει γενικώς στη ρύπανση του κατώτερου αυτού τροποσφαιρικού στρώματος της ατμόσφαιρας. Υπάρχει στο στρώμα αυτό : Α) λόγω διάχυσης του αέρα από τη στρατόσφαιρα και β) από ανθρωπογενείς παράγοντες. Είναι τελικώς δευτερογενής ρύπος της ατμόσφαιρας και παράγεται όχι άμεσα από κινητήρες καυστήρες αλλά ύστερα από αντιδράσεις πρωτογενών ρύπων. Από τους κινητήρες των αυτοκινήτων, χωρίς καταλύτη, εκπέμπονται στην ατμόσφαιρα οξείδια του Αζώτου (ΝΟ x ) τα οποία με το ηλιακό φως βάζουν εφαρμογή μια σειρά χημικών αντιδράσεων που όλες μαζί ονομάζονται "φωτοχημική ρύπανση". Δηλαδή: ΝΟ 2 +φως με λ<385nm NO +[ O] O 2 + [O] + M O 3 + M O 3 + NO O2 + NO 2 Η ταχύτητα της δεύτερης ως άνω αντίδρασης είναι πολύ μεγαλύτερη εκείνης της τρίτης αντίδρασης γι αυτό τελικώς όταν υπάρχουν υψηλές συγκεντρώσεις πρωτογενών ρύπων ( ΝΟ 2, ΝΟ ) πετυχαίνονται υψηλές συγκεντρώσεις τροποσφαιρικού όζοντος. Το όζον αυτό όπως και κάθε φωτοχημικό μέσο έχει σημαντικές επιδράσεις στην υγεία μας. Οι επιδράσεις αυτές εντοπίζονται ειδικότερα στο αναπνευστικό μας σύστημα και στην όρασή μας. Η «τρύπα» του όζοντος. Τα τελευταία χρόνια, αρχής γενομένης από το 1985, κατά τη διάρκεια της Άνοιξης του Ν. ημισφαιρίου, δηλ. (Σεπτ.-Οκτ.) σε μια περιοχή της Ανταρκτικής διαπιστώνεται μία δραματική ελάττωση της ποσότητας του όζοντος της στρατόσφαιρας σε ποσοστό 45 έως 50% σε σχέση με τη μέση τιμή των τελευταίων 30 έτών. Δεν πρόκειται λοιπόν για μια πραγματική «τρύπα» με την έννοια του κενού ή της μηδενικής δηλ. συγκέντρωσης του όζοντος αλλά απλά για μια ποσοστιαία ελάττωση της ποσότητας του στρατοσφαιρικού όζοντος. ( Σχ. 1.1 )
Σχήμα 1.1 Το διοξείδιο του άνθρακα CO2 Όπως προκύπτει από τον πίνακα 1.1 η συγκέντρωση του CO 2 στην ατμόσφαιρα είναι σχετικώς πολύ μικρή. Φυσικές δεξαμενές του αερίου αυτού, εκτός της ατμόσφαιρας, είναι: Οι ωκεανοί, η βιόσφαιρα και τα ιζηματογενή ανθρακικά πετρώματα. Ανάμεσα στις 4 αυτές πηγές υπάρχουν κύκλοι σχηματισμού και καταστροφής του CO 2 με τελικό αποτέλεσμα το ποσοστό του CO 2 που υπάρχει να είναι αυτό που είναι. Σχήμα 1.4 Στο Σχ. 1.4 παρουσιάζεται η χρονοσειρά της συγκέντρωσης του CO 2 στην ατμόσφαιρα (1958-1986). Διαπιστώνεται πράγματι μια εκθετικής μορφή αύξηση της συγκέντρωσης από 315 στα 340 ppm. Η αύξημένη αυτή συγκέντρωση συσχετίζεται με την έξαρση του φαινομένου "του ατμοσφαιρικού θερμοκηπίου" γιατί το CO 2 έχει τη φυσική ιδιότητα να απορροφά σημαντικά την μεγάλου μήκους κύματος (>12μm) θερμική γήινη ακτινοβολία χωρίς όμως να εμποδίζει σημαντικά την μικρού μήκους κύματος ηλιακή ακτινοβολία να εισέρχεται στη γη. Έτσι καθώς αυξάνεται η περιεκτικότητα σε CO μέσα στην ατμόσφαιρα μικρότερα ποσά της θερμικής
2 ακτινοβολίας ακτινοβολούνται προς το διάστημα. Το τελικό αποτέλεσμα είναι η επιπλέον θέρμανση των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων καθώς και της επιφάνειας της γης. Το φαινόμενο αυτό είναι γνωστό με τον όρο "φαινόμενο του ατμοσφαιρικού θερμοκηπίου".
ΜΑΘΗΜΑ ΔΕΥΤΕΡΟ Η ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΒΑΣΙΚΩΝ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ 1. Η ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΤΟΥ ΑΕΡΑ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ Στο Σχ. 2.1 απεικονίζεται η μεταβολή της θερμοκρασίας του αέρα με το ύψος μέχρι τα πρώτα 110 Κm.Είναι προφανές ότι μέχρι τα πρώτα 10Κm υπάρχει συνεχής ελάττωση της θερμοκρασίας του αέρα (από τους 15 C μέχρι 60 C κατά μέσο όρο). Σχήμα 2.1 Το πρώτο αυτό ατμοσφαιρικό στρώμα ονομάζεται «Τροπόσφαιρα». Στη συνέχεια υπάρχει ένα σχεδόν ισόθερμο στρώμα, μέχρι τα 15 Κm, που ονομάζεται «Τροπόπαυση». Στο επόμενο ατμοσφαιρικό στρώμα, μέχρι τα 50 Κm περίπου, διαπιστώνεται συνεχής αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα ( από 60 μέχρι 0 C περίπου). Το στρώμα αυτό ονομάζεται «Στρατόσφαιρα». Το στρώμα των επόμενων 5 Κm περίπου είναι σχεδόν ισόθερμο και ονομάζεται «Στρατόπαυση». Στη συνέχεια και μέχρι τα 80 Κm περίπου διαπιστώνεται και πάλι συνεχής ελάττωση της θερμοκρασίας του αέρα (από 0 μέχρι 80 C περίπου). Το στρώμα αυτό ονομάζεται «Μεσόσφαιρα». Το στρώμα των επόμενων 10Κm περίπου είναι σχεδόν ισόθερμο και ονομάζεται «Μεσόπαυση». Προφανώς η μεσόπαυση είναι η ψυχρότερη περιοχή της ατμόσφαιρας με 80 C περίπου. Στη συνέχεια και μέχρι τα 400 Κm περίπου διαπιστώνεται συνεχής αύξηση της θερμοκρασίας του αέρα που φθάνει τους 700 C περίπου. Πρέπει στο σημείο αυτό να αναφερθεί ότι: με τα υδραργυρικά θερμόμετρα είναι δυνατόν να μετράται η θερμοκρασία του αέρα μόνο μέχρι τα πρώτα 60 Κm περίπου. Από εκεί και πάνω λόγω της εξαιρετικής αραιότητας της ατμόσφαιρας δεν μπορούν τα θερμόμετρα να χρησιμοποιηθούν και έτσι οι τιμές θερμοκρασίας στις περιοχές αυτές είναι απλά «κινητικής» φύσεως. Προκύπτουν δηλ. έμμεσα με εφαρμογή σχέσεων γνωστών από την κινητική θεωρία των αερίων
όπως: Τ= 2Ε κ / f k Όπου Τ η μέση θερμοκρασία ενός μορίου αερίου, Εκ η κινητική ενέργεια του μορίου αυτού, f οι βαθμοί ελευθερίας του μορίου και κ η σταθερά Boltzman. Άρα οι τιμές αυτές της θερμοκρασίας είναι ενδεικτικές της μέσης κινητικής ενέργειας των μορίων σωματιδίων που υπάρχουν στις περιοχές αυτές της ανώτερης ατμόσφαιρας. Είναι τέλος γνωστό ότι η χημική σύσταση του αέρα παραμένει σταθερή μέχρι τη μεσόπαυση οπότε το όλο αυτό ατμοσφαιρικό στρώμα λέγεται και «Ομοιόσφαιρα». Στην περιοχή πάνω από την μεσόπαυση δεν ισχύει η συνθήκη αυτή και γι αυτό η περιοχή αυτή ονομάζεται «Ετερόσφαιρα». Ο ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας του αέρα με το ύψος μέσα στην ατμόσφαιρα. Όπως προκύπτει από τη μελέτη του Σχ. 2.1 η θερμοκρασία του αέρα μέσα στην ατμόσφαιρα και ελαττώνεται και αυξάνει καθ ύψος. Άρα ο ζητούμενος ρυθμός είναι και αρνητικός και θετικός. Για την εκτίμηση του ρυθμού αυτού χρησιμοποιείται η παράμετρος της «κατακόρυφης θερμοβαθμίδας» (γ) Αυτή ορίζεται ως η μεταβολή της θερμοκρασίας (θ) του αέρα ανά μονάδα ύψους (z) δηλ. γ= δθ/δz Για την τροπόσφαιρα ισχύει γ= -0.6 C/100m = - 6 C/Km To (-) δηλώνει την ελάττωση της θερμοκρασίας του αέρα με το ύψος μέσα στην τροπόσφαιρα. Όμως και μέσα στην τροπόσφαιρα είναι σύνηθες το φαινόμενο της εμφάνισης θετικών θερμοβαθμίδων, περιοχών δηλ. όπου η θερμοκρασία αυξάνει με τούψος. Οι περιοχές αυτές ονομάζονται περιοχές «θερμοκρασιακής αναστροφής» ή απλά «αναστροφής» και εμφανίζονται κυρίως στα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας κάτω από ειδικές καιρικές συνθήκες. Αφού η θερμοκρασία ελαττώνεται συνήθως με το ύψος μέσα στην τροπόσφαιρα προκύπτει εύλογα το ερώτημα : γιατί συμβαίνει αυτό; Η απάντηση, κατ αρχήν, δεν είναι απλή. Η τροπόσφαιρα ως γνωστόν θερμαίνεται: α) κατά ένα μικρό σχετικώς ποσοστό (15%) από την απορρόφηση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας και β) κατά το υπόλοιπο ποσοστό : από την γήινη ακτινοβολία, από τη θερμότητα που μεταφέρεται προς τα πάνω με αναταράξεις και από την «λανθάνουσα θερμότητα» που μεταφέρεται προ τα πάνω με τους υδρατμούς ύστερα απο εξάτμιση των επιφανειακών νερών. Υπό αυτήν την έννοια είναι προφανές ότι η τροπόσφαιρα θερμαίνεται, κατά κύριο λόγο, εκ των κάτω προς τα άνω. Η ροή αυτή ενέργειας εξασθενεί προφανώς όσο ανέρχεται μέσα στην τροπόσφαιρα και συνεπώς και η θερμοκρασία του αέρα ως έκφραση της θερμικής του κατάστασης ελαττώνεται με το ύψος. Ωστόσο πρέπει να σημειωθεί ότι η μείωση αυτή της θερμοκρασίας με το ύψος, συνολικά μέσα στην τροπόσφαιρα, είναι αποτέλεσμα του ενεργειακού ελλείμματος που παρουσιάζει η τροπόσφαιρα. Η ακτινοβολία δηλ. που εκπέμπει η τροπόσφαιρα είναι μεγαλύτερη ποσοτικά από εκείνη που απορροφά σε μια χρονική μονάδα. Το ως άνω ενεργειακό έλλειμμα, αν θεωρηθεί κατά επί μέρους ατμοσφαιρικά στρώματα, αυξάνει με το ύψος. 2. Η ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ ΤΟΥ ΑΕΡΑ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ Στο Σχ. 2.2 απεικονίζεται η μεταβολή της πυκνότητας του αέρα από το ύψος μηδέν μέχρι τα πρώτα 700 Km. Η τιμή της πυκνότητας (ρ) του αέρα, σε ύψος μηδέν και υπό κανονικές συνθήκες, εκτιμάται σε ρ=1,293 Kgr/m 3 ενώ σε ύψος 3 Km είναι ρ=0,909kgr/m 3, σε ύψος 5 Km είναι ρ=0,736kgr/m 3, σε ύψος 10 Km είναι ρ=0,413 Kgr/m 3 και στα 100 Km είναι ρ=10-9 Kgr/m 3.
Σχήμα 2.2 Το μαθηματικό πρότυπο που ισχύει για την ως άνω μεταβολή είναι: ρ z = ρ 0 exp (- gz/rt) (1) όπου R η ειδική σταθερά του αέρα και Τ η μέση θερμοκρασία του αέρα του θεωρούμενου ατμοσφαιρικού στρώματος πάχους z. Η εκθετικής μορφής αυτή συνάρτηση δηλώνει ότι ο ρυθμός ελάττωσης της πυκνότητας του αέρα με το ύψος είναι σημαντικός. Έτσι γίνεται κατανοητό γιατί οι ορειβάτες όταν βρίσκονται σε μεγάλα υψόμετρα αναγκάζονται να επιταχύνουν το ρυθμό της αναπνοής τους έτσι ώστε να εισπνέουν την κανονική και απαραίτητη ποσότητα οξυγόνου. Σε μεγάλα δηλ. υψόμετρα το οξυγόνο που περιέχεται σε 1 m 3 αέρα είναι ποσοτικά λιγότερο από εκείνο που περιέχεται σε 1 m 3 αέρα σε μικρότερα υψόμετρα. Σημειώνεται ότι η συγκέντρωση (20%) και η ποιότητα του οξυγόνου δεν αλλάζει με το ύψος. 3. Η ΜΕΤΑΒΟΛΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗΣ ΠΙΕΣΗΣ ΜΕ ΤΟ ΥΨΟΣ Οι μετρήσεις δείχνουν ότι η ατμοσφαιρική πίεση (P) ελαττώνεται με το ύψος. Στο Σχ. 2.2 απεικονίζεται ο ρυθμός αυτής της ελάττωσης. Για το μαθηματικό πρότυπο του γραφήματος αυτού ισχύει: P z = P 0 exp (- g z/r T ) (3) όπου P z η πίεση σε κάποιο ύψος z και P 0 η πίεση σε ύψος μηδέν. Για τους υπόλοιπους συμβολισμούς ισχύουν τα ίδια με τη σχέση (2). Για την τροπόσφαιρα, με τυπική τιμή της μέσης θερμοκρασίας Τ=250 Κ η (3) γράφεται: P z = P 0 x 10 -z/17 Όπου το z εκφράζεται σε Κm.Στην τροπόσφαιρα δηλ. η ατμοσφαιρική πίεση ελαττώνεται κατά έναν παράγοντα του 10 για κάθε 17 Κm ύψος. Έτσι αν η πίεση P 0 =1000 hpa τότε στα 17 Κm ύψος γίνεται 100 hpa. Η τιμή P 0 =1000 hpa είναι η τυπική κανονική τιμή της επιφανειακής πίεσης. Είναι αυτό που λέγεται ως 1 ατμόσφαιρα (Atm). Ισχύει; 1 Atm=1000 hpa = 10 5 Nt/m 2 = 10 4 Kgr/m 2 = 10 tn/m 2. Για την επιφάνεια ενός μέσου ανθρώπου το νούμερο αυτό, της εξωτερικής δύναμης, γίνεται ~ 1.5 tn και είναι πράγματι πολύ μεγάλο. Όμως δεν γίνεται αντιληπτό επειδή ακριβώς και η πίεση των υγρών του σώματός μας ( αίμα κ.λ.π.) είναι
της αυτής τάξεως μεγέθους περίπου. ΙΣΟΒΑΡΕΙΣ ΚΑΜΠΥΛΕΣ ΙΣΟΒΑΡΙΚΕΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΕΣ ΧΑΡΤΕΣ ΚΑΙΡΟΥ 1. Ισοβαρείς καμπύλες. Όταν, κάποια χρονική στιγμή, πάνω σε έναν γεωγραφικό χάρτη ενώνονται όλα τα σημεία που έχουν την ίδια τιμή ατμοσφαιρικής πίεσης τότε προκύπτει μία καμπύλη γραμμή που λέγεται «ισοβαρής καμπύλη». Είναι προφανές ότι οι ισοβαρείς αυτές καμπύλες δεν συμπίπτουν και ούτε τέμνονται. Ο χάρτης που προκύπτει έτσι ως εικόνα λέγεται "χάρτης καιρού" επιφάνειας. Σημειώνεται ότι στους χάρτες αυτούς όλες οι τιμές της ατμοσφαιρικής πίεσης είναι ανηγμένες σε υψόμετρο μηδέν δηλ. στη Μέση Στάθμη Θάλασσας (ΜΣΘ). Οι χάρτες αυτοί αποτελούν στην πράξη το βασικότερο εργαλείο του Μετεωρολόγου για τη διάγνωση και την πρόγνωση του καιρού. Σχήμα 2.3 Σχήμα 2.4 Στα Σχ. 2.3 και 2.4 παρουσιάζονται δύο τυπικά παραδείγματα χαρτών καιρού επιφάνειας. Οι ισοβαρείς καμπύλες παρουσιάζουν πάνω στους χάρτες καιρού επιφάνειας διάφορες μορφές ανάλογα με τον τρόπο κατανομής της πίεσης. Σχήμα 2.5 Οι περισσότερο γνωστές μορφές είναι αυτές που απεικονίζονται στο Σχ. 2.5. Πιο συγκεκριμένα: α) όταν οι ισοβαρείς καμπύλες είναι κατά κύριο λόγο κλειστές και η τιμή της πίεσης που υποδηλώνουν ελαττώνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο (Υ) τότε η μορφή-εικόνα των ισοβαρών αυτών ονομάζεται «Κυκλώνας» ή
«Βαρομετρικό Χαμηλό» ή «Ύφεση». β) Όταν συμβαίνει ακριβώς το αντίθετο τότε η εικόνα των ισοβαρών ονομάζεται «Αντικυκλώνας» ή «Βαρομετρικό Υψηλό». γ) Η μορφή των ισοβαρών που έχει την έννοια της αντικυκλωνικής προεξοχής σε σχήμα παρόμοιο του γράμματος Λ περίπου ονομάζεται «έξαρση των ισοβαρών» η «Σφήνας Υψηλών Πιέσεων». δ) Η μορφή των ισοβαρών που έχει την έννοια της κυκλωνικής προεξοχής σε σχήμα παρόμοιο του γράμματος V περίπου ονομάζεται «Αυλώνας Χαμηλών πιέσεων» ή «Σκάφη Χαμηλών Πιέσεων» β) Ισοβαρικές επιφάνειες Ο γεωμετρικός τόπος των σημείων στην ατμόσφαιρα που κάποια χρονική στιγμή έχουν την ίδια τιμή ατμοσφαιρικής πίεσης (P) είναι επιφάνεια που ονομάζεται «ισοβαρική επιφάνεια». Τα σημεία αυτά βρίσκονται προφανώς πάνω από μία εκτεταμένη γεωγραφική περιοχή σε διαφορετικά ύψη. Για το ύψος z μιας συγκεκριμένης ισοβαρικής επιφάνειας P πάνω από συγκεκριμένη γεωγραφική περιοχή ισχύει: Z=29.3 T ln P 0 /P=67.4 T log P 0 /P (5) Όπου Τ είναι η μέση θερμοκρασία της αέριας στήλης ύψους z πάνω από τη συγκεκριμένη γεωγραφική περιοχή. Σε ότι αφορά το πάχος ΔΖ μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών P 1 και P 2 ανάλογα ισχύει: ΔΖ=29.3 Τ ln P 1 /P 2 =67.4 T log P 1 /P 2 (6) Όπου T είναι τώρα η μέση θερμοκρασία του ατμοσφαιρικού στρώματος μεταξύ των δύο αυτών ισοβαρικών επιφανειών. Οι σημαντικότερες ισοβαρικές επιφάνειες είναι: Η ισοβαρική επιφάνεια των 850 hpa με μέσο ύψος ~1500 m 700 3000 500 5500 Σχήμα 2.6 Σχήμα 2.7 Στα Σχ. 2.6 και 2.7 απεικονίζονται χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας που αναφέρονται στις ισοβαρικές επιφάνειες των 500 και 700 hpa αντίστοιχα. Οι καμπύλες που περιλαμβάνουν οι χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας ονομάζονται «ισουψείς καμπύλες» γιατί ακριβώς περνούν από τόπους πάνω από τους οποίους η συγκεκριμένη ισοβαρική επιφάνεια (π.χ. των 500 hpa) έχει το ίδιο ύψος.
Οι μορφές-εικόνες των ισουψών καμπύλων είναι αντίστοιχες με εκείνες των ισοβαρών. Επικρατούν κυρίως οι μορφές της «έξαρσης των ισουψών» και του «αυλώνα των ισουψών». Αποδεικνύεται ότι στα ύψη αυτά των ισοβαρικών επιφανειών ο άνεμος πνέει κατά μήκος των ισουψών καμπύλων. Δηλ. οι ισουψείς καμπύλες μπορεί να θεωρούνται και ως ρευματογραμμές. Έτσι με τη θεώρηση των χαρτών αυτών του καιρού είναι δυνατόν να υπάρχει μια καλή εκτίμηση για το είδος της «κυκλοφορίας» των αερίων μαζών σε διάφορα ύψη μέσα στην ατμόσφαιρα. γ) Το γεωδυναμικό ύψος των ισοβαρικών επιφανειών Ως γνωστόν το «γεωδυναμικό» (G) του πεδίου βαρύτητας της γης, ανά μονάδα μάζας, σε ύψος z δίδεται από τη σχέση: G= gdz=gz (7) Διαιρώντας τη σχέση (7) με τον αδιάστατο αριθμό 9.8 έχουμε: Η=G/9.8=gz/9.8 (8) H νέα αυτή παράμετρος Η ονομάζεται στη μετεωρολογία «γεωδυναμικό ύψος». Επειδή g=9.8 m/sec 2 από τη σχέση (8) προκύπτει ότι τα Η και z εκφράζονται με τον ίδιο αριθμό περίπου. Έτσι σε αντιστοιχία η σχέση (5) μπορεί να γραφεί και για το Η ως εξής: Η=29.3 Τ ln P 0 /P =67.4 T log P 0 /P (9) H μονάδα μέτρησης του Η δεν είναι προφανώς το γεωμετρικό μέτρο (m) αλλά το «γεωδυναμικό μέτρο» gpm, 1 gpm=9.8 J/Kgm. Έτσι στους χάρτες ανώτερης ατμόσφαιρας οι ισουψείς σε m μπορεί να εκφράζονται με τον ίδιο αριθμό και σε gpm.
ΜΑΘΗΜΑ ΤΡΙΤΟ Η ΥΓΡΑΣΙΑ ΤΟΥ ΑΕΡΑ Ο όρος υγρασία του αέρα αναφέρεται στην ποσότητα των υδρατμών που υπάρχουν κάποια στιγμή στην ατμόσφαιρα. Όταν ο αέρας περιέχει τη μέγιστη δυνατή ποσότητα υδρατμών, για μια δεδομένη τιμή θερμοκρασίας του, τότε λέγεται ότι ο αέρας είναι «κορεσμένος» από υδρατμούς ή απλά (λαθεμένα όμως) ότι οι υδρατμοί είναι «κορεσμένοι». Στην αντίθετη περίπτωση λέγεται ότι ο αέρας είναι ακόρεστος από υδρατμούς ή απλά (λαθεμένα) όμως ότι οι υδρατμοί είναι «ακόρεστοι». Η ποσότητα των υδρατμών που κάποια στιγμή υπάρχει στην ατμόσφαιρα είναι δυνατόν να εκφραστεί με μια από τις παρακάτω παραμέτρους οι οποίες για το λόγο αυτό ονομάζονται «υγρομετρικές παράμετροι». 1. Η τάση των υδρατμών (e s ) και (e) H τάση των υδρατμών, ως όρος, αναφέρεται στη μερική πίεση που ασκούν οι υδρατμοί μέσα στον αέρα. Το σύμβολο (e s ) αναφέρεται στους «κορεσμένους υδρατμούς (μέγιστη τάση των υδρατμών) και το σύμβολο e στους «ακόρεστους» υδρατμούς. Για τη μέγιστη τάση των υδρατμών ισχύει η γνωστή εξίσωση των Clausius- Clapeyron : de s /e s = L/R.dT/T 2 (1) όπου L η «λανθάνουσα» θερμότητα εξαέρωσης του νερού (L=600 cal/gr) και R η ειδική σταθερά των υδρατμών (R=462 J/Kgr.grad). Από τη σχέση (1) προκύπτει ότι η e s είναι μονοσήμαντη συνάρτηση της θερμοκρασίας (Τ). Στην πράξη για τον υπολογισμό της e s χρησιμοποιείται ο εμπειρικός τύπος των Magnus- Tetens : e s =6.11x 10 7.5θ/(237.3+θ) (2) Σε αντίθεση με την e s η e εξαρτάται και από την εκάστοτε τιμή της ατμοσφαιρικής πίεσης. Για τον υπολογισμό της e χρησιμοποιείται ευρέως η σχέση Renou; e=e sw a P ( t-t w ) (3) όπου P η ατμοσφαιρική πίεση e sw η μέγιστη τάση των υδρατμών που αντιστοιχεί στη θερμοκρασία του «υγρού» θερμομέτρου (t w ) του υγρομέτρου τύπου August, t η θερμοκρασία του «ξηρού» θερμομέτρου του ίδιου υγρομέτρου. Ισχύει: a=0.00079 για t>0 C και a= 0.00069 για t<0 C. Προφανώς οι παράμετροι e s και e, αυτές καθ αυτές δεν εκφράζουν την υγρασία του αέρα. Όμως το «κοροπλήρωμα» (e s -e) αποτελεί δείκτη της υγρασίας. Όσο η τιμή του κοροπληρώματος αυτού μικραίνει τόσο η υγρασία αυξάνει και αντιστρόφως. 2. Η θερμοκρασία του σημείου δρόσου. (θ d ) Θερμοκρασία του σημείου δρόσου ή απλά «σημείο δρόσου» ονομάζεται η θερμοκρασία στην οποία πρέπει να ψυχθεί ο αέρας, κάτω από σταθερή πίεση, για να καταστεί κορεσμένος σε υδρατμούς. Είναι προφανές ότι στην προκειμένη περίπτωση δεν υπάρχει αλλαγή της ποσότητας των υδρατμών και επομένως η τάση e(θ) είναι ίση με την τάση e s (θ d ). Στην περίπτωση αυτή η σχέση των Magnus Tetens γράφεται: 7.5 θd /(237.3 +θd)
e(θ) = e s (θ d ) =6.11x 10 (4) Από τη σχέση (4) προκύπτει: Θ d = (237.3 (loge-log6.11))/(7.5-(loge-log6.11)) (5) Από τη σχέση (5) υπολογίζεται η θ d ότα φυσικά είναι γνωστή η e(θ). Σημειώνεται ότι η θ d, αυτή καθ αυτή, δεν είναι υγρομετρική παράμετρος. Όμως η διαφορά ( θ-θ d ) αποτελεί δείκτη της υγρασίας του αέρα. Όσο μικρή είναι αυτή η διαφορά τόσο μεγαλύτερη είναι η υγρασία και αντιστρόφως. 3. Η απόλυτη υγρασία. (ρ υ ) Ονομάζεται απόλυτη υγρασία ο λόγος της μάζας των υδρατμών (m υ ) προς τον όγκο V του αέρα μέσα στον οποίο περιέχονται οι υδρατμοί αυτοί. ρ υ = m υ /V Με άλλα λόγια η απόλυτη υγρασία και η πυκνότητα των υδρατμών είναι έννοιες ταυτόσημες μια και οι υδρατμοί,ως αέριο, καταλαμβάνουν ολόκληρο τον όγκο V που τους προσφέρεται. Επειδή η απόλυτη υγρασία εκφράζει πράγματι την ποσότητα των υδρατμών ανά μονάδα όγκου αυτό σημαίνει ότι είναι η ποιο «ορθόδοξη» υγρομετρική παράμετρος. Μεταξύ των ρ υ και e ισχύει η σχέση: ρ υ (gr/m 3 ) = e (mmhg) (6) Η σχέση (6) χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό της εκάστοτε τιμής της ρ υ μια και η e είναι μετρήσιμη παράμετρος μέσω του γνωστού υγρομέτρου Αugust. 4.H αναλογία μίγματος (r) Ονομάζουμε αναλογία μίγματος του αέρα, το λόγο της μάζας των υδρατμών προς τη μάζα του «ξηρού» αέρα με τον οποίο συνδιάζονται για τη δημιουργία του «υγρού» αέρα. Δηλ. r= m υ /m α Η υγρομετρική αυτή παράμετρος υπολογίζεται με βάση τη σχέση: r=0.622 e/(p-e) (7) 5. Η ειδική υγρασία (q) Ονομάζουμε ειδική υγρασία το λόγο της μάζας των υδρατμών προς τη μάζα του «υγρού» αέρα που περιέχει τους υδρατμούς. q=m υ /(m υ +m α ) Για τον υπολογισμό της παραμέτρου αυτής χρησιμοποιείται η σχέση: Προφανώς η q είναι άμεση υγρομετρική παράμετρος. q= 0.622 e/(p-0.378e) (8)
6. Η Σχετική Υγρασία (ΣΥ) Ονομάζουμε σχετική υγρασία το λόγο των τιμών των υγρομετρικών παραμέτρων (e,r,q) προς τις τιμές τους που αντιστοιχούν στην κατάσταση κορεσμού (e s, r s,q s ) δηλ.. ΣΥ= e/e s =r/r s = q/q s (9) Προφανώς η τιμή της ΣΥ είναι πάντοτε αριθμός 1. Για το λόγο αυτό η ΣΥ εκφράζεται, στην πράξη, σε ποσοστά %, π.χ αντί να λέμε ΣΥ=0.80, λέμε ΣΥ=80%. Η ΣΥ, αυτή καθ αυτή δεν είναι υγρομετρική παράμετρος. Οι τιμές της δείχνουν,απλά, το πόσο % η εκάστοτε υγρομετρική κατάσταση του αέρα απέχει από την κατάσταση κορεσμού.(συ=100%) Σημειώνεται ότι κατάσταση κορεσμού υπάρχει όταν επικρατεί ομίχλη ή βρέχει. Η ΣΥ είναι μετρήσιμη υγρομετρική παράμετρος με τη χρήση του υγρογράφου. Ισχύει γενικώς ο κανόνας: «Αυξανόμενης της θερμοκρασίας του αέρα ελαττώνεται η ΣΥ του και αντιστρόφως». Το γεγονός αυτό αποδεικνύεται απλά με τη θεώρηση της σχέσης ορισμού της ΣΥ. Ως γνωστόν ισχύει η σχέση: ΣΥ= e/e s (10) Επειδή η e είναι ανεξάρτητη της θερμοκρασίας και η e s είναι μoνoσήμαντη συνάρτηση της θερμοκρασίας από τη σχέση (10) προκύπτει η απόδειξη του ως άνω κανόνα. 7.Το Υετίσιμο νερό (ΥΝ) Ονομάζουμε υετίσιμο νερό ενός ατμοσφαιρικού στρώματος το σύνολο της μάζας των υδρατμών που περιέχονται σε μια στήλη μοναδιαίας τομής. Ισχύει: ΥΝ=m υ /S (11) Όπου S είναι η τομή της θεωρούμενης αέριας στήλης. Ο όρος «ολικό υετίσιμο νερό» αναφέρεται στην περίπτωση που το ύψος της στήλης αυτής είναι το ύψος όλης της ατμόσφαιρας. Για τον υπολογισμό του ΥΝ ενός ατμοσφαιρικού στρώματος μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών P 1 και P 2 αποδεικνύεται ότι ισχύει η σχέση: ΥΝ=1/g. r(p 1 P 2 ) (12) Όπου r δηλώνει τη μέση τιμή της αναλογίας μίγματος του θεωρούμενου στρώματος. Σημειώνεται ότι από τη σχέση (12) το ΥΝ υπολογίζεται σε Kgr/m 2 ή mm βροχής, όταν το r εκφράζεται σε Kgr/Kgr, το g σε m/sec 2 και τα P 1, P 2 σε Nt/m 2.
ΜΑΘΗΜΑ ΤΕΤΑΡΤΟ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΘΕΡΜΟΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΤΟΥ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΟΥ ΑΕΡΑ Ανάμεσα στη θερμοδυναμική του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα και στην κλασσική θερμοδυναμική των ιδανικών αερίων δεν υπάρχουν ουσιαστικές διαφορές. Όμως η παρουσία του νερού μέσα στην ατμόσφαιρα, στις τρεις του φάσεις, περιπλέκει αρκετά τα θερμοδυναμικά πράγματα. Οι γνωστοί νόμοι των τελείων αερίων (νόμος Boyle Mariοtte, PV= σταθ., νόμος Gay Lussac: V 1 /V 2 = T 1 /T 2, νόμος Charles: P 1 /P 2 = T 1 /T 2 ) παρουσιάζουν αποκλίσεις στην εφαρμογή τους για τον υγρό ατμοσφαιρικό αέρα. Ισχύουν τα εξής: Ισχύει: Καταστατική εξίσωση του ξηρού αέρα Ο λόγος V/m α ονομάζεται "ειδικός" όγκος (α = V/m = 1/ρ α ρ = 1) Έτσι η (1) γράφεται: Η σχέση (2) είναι γνωστή ως καταστατική εξίσωση του ξηρού αέρα. Το R είναι η παγκόσμια σταθερά των αερίων: R = 8,31 J mol -1 grad -1. Το λόγο: ονομάζουμε "ειδική σταθερά" του ξηρού αέρα R α = R / MB α. Έτσι η (2) γράφεται: Η σχέση (3) είναι η περισσότερο γνωστή ως καταστατική εξίσωση του ξηρού αέρα (ρ είναι η πυκνότητα του αέρα). Κατ αναλογία για τους υδρατμούς, ως αέριο, ισχύει: Προφανώς είναι: R υ > R α. Καταστατική εξίσωση του υγρού αέρα
Σύμφωνα με τα προηγούμενα, για την καταστατική εξίσωση του υγρού αέρα, θα ισχύει μια σχέση της μορφής: Για την R m ισχύει: R m = R α (1 + 0,61r). Έτσι η (4) γράφεται: Η σχέση (5) είναι γνωστή ως καταστατική εξίσωση του υγρού αέρα. Η ποσότητα Τ ν =(1 + 0,61r)T είναι γνωστή με την ονομασία "εικονική θερμοκρασία". Έτσι η (5) μπορεί να γραφεί: Μεταξύ των ρ m και ρ α, για ίδια πίεση και θερμοκρασία, ισχύει η σχέση: Επειδή r > 0 προκύπτει από την (7) ότι ρ m < ρ α. Με άλλα λόγια, όταν μέσα σε εύλογο χρονικό διάστημα, δεν αλλάζει η θερμοκρασία και η πίεση, ο αέρας όσο περισσότερο υγρός γίνεται (τροφοδότηση με υδρατμούς) τόσο καθίσταται ελαφρύτερος ώστε να ευνοούνται οι ανοδικές κινήσεις. Με τέτοια διαδικασία παρατηρούνται, κατά τη θερινή κυρίως περίοδο, ανοδικές κινήσεις του αέρα με τελικό αποτέλεσμα το σχηματισμό των νεφών. Το πρώτο θερμοδυναμικό αξίωμα Το ποσό της θερμότητας που προσφέρεται σ ένα θερμοδυναμικό σύστημα, π.χ. αέρας, αφ ενός μεν αυξάνει την εσωτερική του ενέργεια και αφ ετέρου μετατρέπεται σε μηχανικό έργο. Αν dq είναι το ποσό της θερμοκρασίας που προσφέρεται στη μονάδα της μάζας του αέρα, du είναι η μεταβολή της εσωτερικής ενέργειας του αέρα αυτού και dw το παραγόμενο μηχανικό έργο, τότε σύμφωνα με την αρχή διατηρήσεως της ενέργειας θα ισχύει η σχέση: Η σχέση (8) αποτελεί τη μαθηματική έκφραση του πρώτου θερμοδυναμικού αξιώματος. Άλλες μαθηματικές εκφράσεις ισοδύναμες της (8) είναι: Όταν όμως υπάρχει σημαντική μεταβολή στην ποσότητα των υδρατμών (dr) του αέρα (διαδικασίες εξάτμισης και
συμπύκνωσης), τότε οι παραπάνω σχέσεις ισχύουν με τη μορφή: όπου L είναι η λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης ή συμπύκνωσης (L = 600 cal/gr = 2,49 10 6 J/Kgr υδρατμού). Αδιαβατικές μεταβολές στην ατμόσφαιρα Κατ αρχήν, ονομάζεται αδιαβατική μία μεταβολή του αέρα όταν κατά τη διαδικασία αυτής της μεταβολής δεν υπάρχει ανταλλαγή ποσοτήτων θερμότητας με το περιβάλλον. Σε ότι αφορά τον ατμοσφαιρικό αέρα και ειδικότερα τις αέριες μάζες που υπάρχουν πάνω από συγκεκριμένες γεωγραφικές περιοχές, θεωρούνται ότι υφίστανται αδιαβατικές μεταβολές μόνο στην περίπτωση των σχετικώς έντονων ανοδικών ή καθοδικών τους κινήσεων. Σε τέτοιου είδους κινήσεις αερίων μαζών ισχύει φυσικά ότι dq = 0. Όταν μία αέρια μάζα θερμοκρασίας Τ 1 και πίεσης Ρ 1 υφίσταται, με αδιαβατικό τρόπο, ανοδική κίνηση π.χ., τότε σε κάποιο ύψος z μέσα στην ατμόσφαιρα θα έχει πίεση Ρ 2 < Ρ 1 και θερμοκρασία Τ 2 < Τ 1. Σε καθοδική κίνηση ισχύει το αντίστροφο. Η συνήθης έκφραση είναι: Στις ανοδικές κινήσεις, με αδιαβατική διαδικασία, οι αέριες μάζες ψύχονται λόγω εκτόνωσής τους, ενώ στις αντίστοιχες καθοδικές τους κινήσεις θερμαίνονται λόγω συμπίεσής τους. Αποδεικνύεται ότι μεταξύ των ως άνω παραμέτρων: Τ 1, Ρ 1 και Τ 2, Ρ 2 ισχύει η σχέση: Οι σχέσεις (11) και (12) είναι οι μαθηματικές εκφράσεις του πρώτου θερμοδυναμικού αξιώματος, για τις αδιαβατικές μεταβολές του αέρα, και είναι γνωστές ως "Εξισώσεις του Poisson". Δυνητική θερμοκρασία (Θ) Αν στην εξίσωση Poisson (11) θεωρήσουμε ότι η αδιαβατική μεταβολή του αέρα γίνεται ανάμεσα στη στάθμη πίεσης Ρ 1 = Ρ, Τ 1 = Τ και στη στάθμη πίεσης Ρ 2 =1000 hpa τότε η σχέση αυτή για τον υπολογισμό της Τ 2 = Θ γράφεται: Η θερμοκρασία αυτή (Θ) (που συμβολίζεται διεθνώς με το ελληνικό γράμμα Θ ), την οποία αποκτά ο αέρας όταν μεταφέρεται αδιαβατικά στην πίεση των 1000 hpa, ονομάζεται "Δυνητική Θερμοκρασία".
Η Θ, επειδή είναι συνάρτηση του λόγου (Τ/Ρ 0,286 ) = σταθ., σύμφωνα με την εξίσωση Poisson, παραμένει σταθερή κατά τη διάρκεια μιας αδιαβατικής μεταβολής της αέριας μάζας και έτσι μπορεί να αποτελεί ιδιαίτερο χαρακτηριστικό -στοιχείο ταυτότητας- αυτής της αέριας μάζας. Σχέση μεταξύ της Εντροπίας και της Δυνητικής θερμοκρασίας Αποδεικνύεται ότι: μεταξύ της Εντροπίας S μιας αέριας μάζας και της Δυνητικής της θερμοκρασίας Θ ισχύει η σχέση: Από την (13) προκύπτει ότι η εντροπία μιας αέριας μάζας είναι δυνατόν να εκφραστεί μόνο σαν συνάρτηση της Δυνητικής θερμοκρασίας Θ με προσέγγιση της σταθεράς ολοκλήρωσης C. Γράφημα του νερού (στις 3 φάσεις) στο επίπεδο (Ρ,Τ) Στο σχήμα 4.1 απεικονίζεται το γράφημα των τριών φάσεων του νερού στο ορθοκανονικό σύστημα συντεταγμένων (Τ,Ρ) για ισόχωρη μεταβολή: Όπως είναι φανερό υπάρχουν υποσύνολα συντεταγμένων σημείων (Τ j, P j ) όπου το νερό είναι: ή μόνο ατμός, ή μόνο υγρό (νερό), ή μόνο στερεό (πάγος). Σχήμα 4.1 Όμως υπάρχουν και υποσύνολα σημείων (Τj, Pj) όπου συνυπάρχουν: (α) πάγος και ατμός (καμπύλη εξάχνωσης, ΤΑ) (β) νερό και ατμός (καμπύλη εξάτμισης, ΤΚ) (γ) νερό και πάγος (καμπύλη τήξης, ΤΒ) και (δ) νερό σε υπέρτηξη (θερμοκρασία < 0 C) και ατμός (καμπύλη υπέρτηξης, ΤS). Οι ως άνω χαρακτηριστικές καμπύλες τέμνονται στο σημείο Τ το οποίο είναι γνωστό ως "τριπλό σημείο" (Τ=273,16 Κ, Ρ = 6,11 hpa). Στο σημείο αυτό, όπως είναι φανερό, συνυπάρχουν και οι τρεις φάσεις του νερού. Ανωμαλία διαστολής του νερού
Στο σχήμα 4.2 απεικονίζεται: τόσο η μεταβολή του όγκου του νερού (διαστολή συστολή) σε σχέση με τη μεταβολή της θερμοκρασίας του, όσο και η αντίστοιχη μεταβολή της πυκνότητάς του. Σχήμα 4.2 Όπως είναι φανερό το νερό παρουσιάζει ανωμαλία κατά τη διαστολή του καθ ότι, θερμαινόμενο από τους 0 C μέχρι τους 4 C αντί να διαστέλλεται, όπως συμβαίνει σε όλα τα σώματα, συστέλλεται. Στους 4 C αποκτά τον ελάχιστο δυνατό όγκο. Θερμαινόμενο μετά τους 4 C διαστέλλεται κανονικά όπως όλα τα σώματα. Σε ότι αφορά την πυκνότητα, είναι φανερό, ότι από τους 0 C μέχρι τους 4 C αυτή αυξάνει και μετά τους 4 C ελαττώνεται. Η μέγιστη τιμή ρ ν = 1 gr/cm 3 αντιστοιχεί στους 4 C. Με άλλα λόγια, το νερό των 4 C είναι το βαρύτερο δυνατό. Η παραπάνω ανωμαλία διαστολής του νερού εξηγεί πολύ καλά το γιατί οι λίμνες και τα ποτάμια γεωγραφικών περιοχών, με πολύ ψυχρό κλίμα, δεν παγώνουν εξολοκλήρου κατά το χειμώνα. Ισχύουν τα εξής: Κατά την ψύξη των επιφανειακών νερών, των λιμνών και ποταμών, π.χ. από τους 10 C προς τους 4 C αυξάνει η πυκνότητά τους, γίνονται δηλαδή ειδικώς βαρύτερα, κι έτσι βυθίζονται προς τα κάτω και συγχρόνως αντικαθίστανται από θερμότερα κατώτερα στρώματα νερού. Η βαθμιαία αυτή ψύξη και βύθιση συνεχίζεται μέχρις ότου ολόκληρη η ποσότητα του νερού της λίμνης π.χ., αποκτήσει τη θερμοκρασία των 4 C. Στη θερμοκρασία αυτή το νερό, όπως αναφέρθηκε παραπάνω, έχει τη μέγιστη πυκνότητα και άρα δεν είναι δυνατόν περαιτέρω να υπάρξει νερό ειδικώς βαρύτερό του. Η περαιτέρω ψύξη των επιφανειακών νερών τα καθιστά, ως γνωστόν, ελαφρύτερα από τα υποκείμενά τους στρώματα και ως εκ τούτου παραμένουν επιπλέοντα μέχρις ότου μετατραπούν σε πάγο στους 0 C. αλλά και ο πάγος, που με τον τρόπο αυτό σχηματίζεται, επιπλέει γιατί η πυκνότητά του είναι μικρότερη του νερού με θερμοκρασία μεταξύ 1 και 4 C (ρ π = 0,92 gr/cm 3 ). Το επιφανειακό αυτό παγόστρωμα δεν ξεπερνά συνήθως, σε πάχος, το μισό μέτρο. Με τον τρόπο αυτό ολόκληρη σχεδόν η μάζα του μη σταθεροποιηθέντος νερού παραμένει στους 4 C καθ όλη την ψυχρή περίοδο.
Σχήμα 4.3 Στο σχήμα 4.3 φαίνεται ότι μόνο τα αμέσως κάτω από το παγόστρωμα στρώματα έχουν θερμοκρασία μικρότερη των 4 C. Προφανώς η ανωμαλία αυτή της διαστολής του νερού έχει πολύ μεγάλη σημασία για την οικονομία της φύσης καθόσον επιτρέπει πράγματι τη ζωή των υδροβίων όντων μέσα στο νερό και κατά τη διάρκεια της ψυχρής περιόδου.
ΜΑΘΗΜΑ ΠΕΜΠΤΟ ΥΔΡΟΣΥΜΠΥΚΝΩΣΕΙΣ Όταν ο υγρός αέρας ψύχεται, με κάποιον τρόπο, τότε ψύχονται, προφανώς, και υδρατμοί που περιέχει. Όταν όμως η θερμοκρασία των υδρατμών φθάνει στην τιμή Θd, γνωστή ως θερμοκρασία του σημείου δρόσου, τότε οι υδρατμοί παύουν να είναι αέριο (αόρατοι) και μετατρέπονται σε μια υγροσκοπική κατάσταση γνωστή με τον όρο νεφοσταγονίδια. (η ομίχλη είναι σύνολο νεφοσταγονιδίων). Η φυσική αυτή διαδικασία της μετατροπής των υδρατμών από αέρια σε υγρή-υγροσκοπική φάση ονομάζεται "συμπύκνωση" των υδρατμών. Με τη διαδικασία αυτή οι υδρατμοί αποβάλλουν ποσά θερμότητας της τάξεως (L=600 cal/gr), δηλ. αποβάλλουν τη "λανθάνουσα" θερμότητα εξάτμισης που κουβαλούσαν ύστερα από τον σχηματισμό τους, λόγω εξάτμισης των επιφανειακών υδάτων, γενικώς. Είναι όμως γεγονός ότι για να επιτευχθεί η συμπύκνωση των υδρατμών δεν αρκεί μόνον η ψύξη τους μέχρι το σημείο δρόσου. Θα πρέπει οπωσδήποτε να υπάρχουν και οι "πυρήνες συμπύκνωσης". Οι πυρήνες αυτοί είναι, κυρίως, μικροσκοπικά σωματίδια που αιωρούνται στην ατμόσφαιρα.. Τα μόρια του NaCl, π.χ., που προέρχονται από την εξάτμιση των υδροσταγονιδίων που αποσπώνται από τις κορυφές των κυμάτων της θάλασσας, όταν υπάρχει θαλασσοταραχή, είναι ιδανικοί πυρήνες συμπύκνωσης. Επίσης και άλλα ιόντα ή μικροσκοπικά μερίδια σκόνης είναι πυρήνες συμπύκνωσης των υδρατμών. Έτσι, το κάθε νεφοσταγονίδιο περιλαμβάνει: τον πυρήνα του και υγροποιημένο-συμπυκνωμένο υδρατμό. Πρέπει στο σημείο αυτό να αναφερθεί ότι: όταν η θερμοκρασία του σημείου δρόσου του αέρα είναι μικρότερη του μηδενός τότε η διαδικασία συμπύκνωσης οδηγεί στο σχηματισμό παγοκρυσταλλίων και όχι νεφοσταγονιδίων. Η μόνη διαφορά τους είναι ότι στα παγοκρυστάλλια οι υδρατμοί είναι στη στερεή τους φάση (πάγος) και όχι υγρή όπως στα νεφοσταγονίδια. Τα σύννεφα. Κάθε ορατό σύνολο από υδροσταγονίδια ή παγοκρυστάλλια ή από υδροσταγονίδια και παγοκρυστάλλια που αιωρούνται στην ατμόσφαιρα ονομάζεται σύννεφο. Τα σύννεφα, ανάλογα με τον τρόπο σχηματισμού τους, αποκαλούνται: α) Σύννεφα λόγω ανοδικών κινήσεων του υγρού αέρα, β) σύννεφα λόγω ατμοσφαιρικών διαταράξεων (μέτωπα, βαρομετρικά χαμηλά) και γ) σύννεφα λόγω ορογραφίας. Το μέγιστο ύψος των νεφών δεν ξεπερνά τα 15 Km. Ανάλογα με το ύψος στο οποίο σχηματίζεται-βρίσκεται το κάθε νέφος, διακρίνουμε τέσσερις (4) ομάδες νεφών: α) τα κατώτερα, β) τα μέσα, γ) τα ανώτερα και δ) τα νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης. Σχήμα 5.1 Στο Σχ. 5.1 απεικονίζονται οι 4 αυτές ομάδες με τα είδη των νεφών που περιλαμβάνει η κάθε μια. Διατηρούμε τη διεθνή ονοματολογία τους για καλύτερη, πιστεύουμε, ενημέρωση. Νέφωση.
Ο όρος νέφωση αναφέρεται στο ποσοστό της έκτασης του ουράνιου θόλου που είναι καλυμμένος με νέφη. Η νέφωση εκφράζεται, διεθνώς, σε όγδοα καλυμμένου ουρανού. Δηλαδή, νέφωση (0) δηλώνει: ουρανός τελείως ακάλυπτος από νέφη. Νέφωση 8/8 δηλώνει: ουρανός τελείως καλυμμένος από νέφη (νεφοσκεπής). Είναι προφανές ότι η νέφωση συνδέεται άμεσα με την ηλιοφάνεια, δηλ. το χρονικό διάστημα της ημέρας που ο ήλιος είναι ορατός και ανεμπόδιστα φτάνει στην επιφάνεια του εδάφους η ενέργειά του. ΥΔΡΟΣΥΜΠΥΚΝΩΣΕΙΣ ΜΙΚΡΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ Α. Η δρόσος Η δρόσος είναι το αποτέλεσμα της συμπύκνωσης των υδρατμών, του παρεδάφιου ατμοσφαιρικού στρώματος, σε μορφή των γνωστών υδροσταγόνων (μεγάλο πλήθος νεφοσταγονιδίων) πάνω στη χλόη, τα φύλλα των δένδρων κ.λ.π. Οι συνθήκες που ευνοούν τον σχηματισμό δρόσου είναι: α) ανέφελος ουρανός, β) άπνοια ή υποπνέων άνεμος και γ) αυξημένη υγρασία του παρεδάφιου ατμοσφαιρικού στρώματος. Με τέτοιες καιρικές συνθήκες η εκπεμπόμενη από το έδαφος "γήινη ακτινοβολία" συμβάλλει ώστε τα φύλλα των δένδρων και η χλόη, γενικότερα, να ψύχονται με έντονο σχετικά ρυθμό. Με τη διαδικασία αυτή της ψύξης κάποια στιγμή αποκτούν τη θερμοκρασία του σημείου δρόσου του εφαπτόμενου σ αυτά υγρού ατμοσφαιρικού αέρα. Έτσι, οι υδρατμοί του αέρα συμπυκνώνονται, σε μορφή υδροσταγόνων, πάνω στα φύλλα, τη χλόη και το έδαφος, γενικότερα, αποδίδοντας το γνωστό μας φαινόμενο της δρόσου. Β. Η πάχνη Το φαινόμενο της πάχνης είναι ακριβώς ανάλογο-αντίστοιχο εκείνου της δρόσου. Η διαφορά τους έγκειται στο γεγονός ότι η πάχνη, ως σύνολο παγοκρυσταλλίων και όχι νεφοσταγονιδίων, σχηματίζεται εάν και εφόσον η προβλεπόμενη "θερμοκρασία σημείου δρόσου" του παρεδάφιου αέρα είναι μικρότερη του μηδενός (Θ d < 0 C) και μπορεί να επιτευχθεί λόγω ψύξης του εδάφους από τη διαδικασία εκπομπής της γήινης ακτινοβολίας. Είναι δυνατόν αρκετά εκτεταμένη επιφάνεια του εδάφους να καλύπτεται από τους παγοκρυστάλλους αυτούς; οπότε τότε το έδαφος χαρακτηρίζεται ως παχνοσκεπές. Η πάχνη είναι μάλλον καταστρεπτική για τα φυτά. ΟΜΙΧΛΗ Η ομίχλη είναι ένα παρεδάφιο νέφος, της μορφής stratus, το οποίο περιορίζει την οριζόντια ορατότητα κάτω του 1 Km. Το νέφος αυτό αποτελείται από υδροσταγονίδια - νεφοσταγονίδια που προέρχονται από τη συμπύκνωση του παρεδάφιου στρώματος του αέρα. Ανάλογα με τον τρόπο σχηματισμού της ομίχλης, διακρίνουμε τους εξής τύπους: 1. Ομίχλη ακτινοβολίας Κατά τις αίθριες νύχτες (ξαστεριά) της χειμερινής περιόδου ο ρυθμός ψύξης του εδάφους, λόγω εκπομπής της γήινης ακτινοβολίας, είναι έντονος. Έτσι και το παρεδάφιο στρώμα του υγρού αέρα (κυρίως μέσα σε κοιλάδες) ψύχεται (ψύξη λόγω ακτινοβολίας) και η θερμοκρασία του κατεβαίνει μέχρι το σημείο δρόσου. Τότε, αν υπάρχουν πυρήνες συμπύκνωσης αρχίζει συμπύκνωση των υπαρχόντων υδρατμών υπό μορφή μικροσκοπικών υδροσταγονιδίων που τελικά, ως σύνολο, αιωρούνται κοντά στην επιφάνεια του εδάφους υπό μορφή νέφους. Τα αρχικά νεφοσταγονίδια συμπεριφέρονται ως "μέλανα" σώματα, στα μήκη κύματος των ακτινοβολιών που απορροφούν και έτσι συντηρείται η ψύξη και η συμπύκνωση του αέρα και καθ ύψος. Το πάχος του παρεδάφιου αυτού νέφους είναι, κατά μέσο όρο, 300 m περίπου. Σχηματίζεται μόνον κατά τη διάρκεια της νύχτας, πάνω από την ξηρά (πεδινές εκτάσεις και κοιλάδες) αλλά αν υπάρχει παρακείμενη θάλασσα είναι δυνατόν να μετακινείται και προς τη θάλασσα σε απόσταση μέχρι και 10 Km, περίπου. Το είδος αυτό της ομίχλης είναι πολύ σύνηθες στα αεροδρόμια και της χώρας μας με τα γνωστά πάντοτε προβλήματα ματαιώσεων πτήσεων λόγω ομίχλης. Η διάλυση της ομίχλης, με φυσικά αίτια, πραγματοποιείται μόνο με απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας κατά την ημέρα, οπότε τα νεφοσταγονίδια εξατμίζονται ή με επιφανειακό άνεμο που συνήθως δεν υπάρχει καθ ότι η προϋπόθεση σχηματισμού ομίχλης κατά τη νύχτα προϋποθέτει άπνοια. 2. Ομίχλη μεταφοράς Το είδος αυτό της ομίχλης είναι και πάλι ένα νέφος εδάφους, σύνολο υδροσταγονιδίων, που περιορίζει την οριζόντια ορατότητα κάτω από 1 Km. Ο τρόπος συμπύκνωσης των υδρατμών σε υδροσταγονίδια γίνεται λόγω μεταφοράς υγρών αερίων μαζών πάνω από περιοχές ψυχρότερες. Οι ομίχλες μεταφοράς έχουν μεγάλη συχνότητα εμφάνισης και στη χώρα μας και συνήθως συμβαίνουν με το πέρασμα "θερμών" ή "ψυχρών μετώπων".
3. Ομίχλη βουνών Ο τύπος αυτός της ομίχλης σχηματίζεται όταν υγρός επιφανειακός άνεμος κινείται ανοδικά στις πλαγιές βουνών. Η ανοδική αυτή κίνηση του αέρα, λόγω αδιαβατικής εκτόνωσης, οδηγεί σε ψύξη του μέχρι και το γνωστό "σημείο δρόσου" οπότε οι υδρατμοί συμπυκνώνονται σε νεφοσταγονίδια, το σύνολο των οποίων συνιστά την ομίχλη των βουνών. 4. Ομίχλη εξάτμισης ή Θαλάσσιος καπνός Ο τύπος αυτός της ομίχλης σχηματίζεται στην επιφάνεια των θαλασσών όταν συμβαίνει η θερμοκρασία του αέρα να είναι σχετικά χαμηλή και συγχρόνως να υπάρχει μεγάλη, σχετικά θερμοκρασιακή διαφορά μεταξύ αέρα και θάλασσας. Στις περιπτώσεις αυτές έχουμε έντονη εξάτμιση του θαλάσσιου νερού οπότε οι παραγόμενοι υδρατμοί συμπυκνώνονται σχεδόν αμέσως μέσα στον παρακείμενο ψυχρό αέρα. Ο τύπος αυτός της ομίχλης παρατηρείται, συνήθως, στις θάλασσες, λίμνες και ποτάμια των μεγάλων γεωγραφικών πλατών και στις αρκτικές επίσης θάλασσες (arctic sea smoke). 5. Ξηρή και υγρή αχλύς Όταν ο περιορισμός της οριζόντιας ορατότητας είναι μικρότερος από 5 Km αλλά μεγαλύτερος από 1 Km τότε το αίτιο ονομάζεται "αχλύς". Τη διακρίνουμε σε ξηρή ή υγρή ανάλογα με το αν αυτή οφείλεται σε λεπτή σκόνη που αιωρείται ή είναι μικροσκοπικά αιωρούμενα υδροσταγονίδια. ΥΕΤΟΣ Με τον όρο "υετός" (αρχαία ελληνική λέξη) εννοούμε το σύνολο των ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων που περιέχουν μετρήσιμη ποσότητα νερού σε μρφή: βροχής, χιονιού, χαλάζης, χιονόλυτου κ.ά. Προφανώς, τα νέφη είναι η μοναδική πηγή προέλευσης του υετού. Οι σημαντικότερες μορφές υετού είναι: Α. Βροχή Ο όρος βροχή αναφέρεται στο φαινόμενο της πτώσης από το σύννεφο προς το έδαφος, των νεφοσταγονιδίων, σε μορφή των γνωστών βροχοσταγόνων. Είναι γεγονός ότι όλα τα νέφη δεν είναι βροχοφόρα και αυτό γιατί η βροχόπτωση γενικώς προϋποθέτει: 1) τη συνύπαρξη των τριών φάσεων του νερού στο νέφος 2) την ύπαρξη διαφοράς θερμοκρασίας μεταξύ των γειτονικών περιοχών του νέφους. 3) Την ύπαρξη αναταρακτικών κινήσεων μέσα στο νέφος. Η βροχή είναι μία από τις βασικότερες μετεωρολογικές παραμέτρους. Εκείνο που ενδιαφέρει ιδιαίτερα είναι η ποσότητα του νερού που πέφτει σε μια επιφάνεια. Αυτή μετριέται με τα "βροχόμετρα" και εκφράζεται με το "ύψος βροχής" το οποίο ορίζεται ως εκείνο το ύψος στο οποίο θα έφτανε η στάθμη του νερού της βροχής αν έπεφτε πάνω σε μια οριζόντια επιφάνεια, αποκλείοντας τους παράγοντες: διαρροή, απορρόφηση και εξάτμιση. Μονάδα μέτρησης του "ύψους βροχής" είναι, διεθνώς, το mm. Λέγοντας ύψος βροχής 1mm εννοούμε, στην πράξη, 1Kgr/m 2 ή 1m 3 νερού/στρέμα (10mm βροχής = 10Kgr/m 2 = 10 m 3 νερού/στρέμα. Μια άλλη χρήσιμη βροχομετρική παράμετρος είναι η ένταση ή ραγδαιότητα της βροχής που εκφράζεται με το ποσό της βροχής ανά μονάδα χρόνου. Β. Το χιόνι Το χιόνι είναι το συνηθέστερο από τα στερά υδροαποβλήματα. Αναφέρεται στο φαινόμενο της πτώσης παγοκρυσταλλίων που προέρχονται από ορισμένα νέφη και φθάνουν μέχρι το έδαφος χωρίς να τακούν. Αυτό προϋποθέτει, φυσικά, το στρώμα του αέρα κάτω από το σύννεφο και μέχρι το έδαφος να έχει θερμοκρασία μικρότερη του μηδενός.
Σχήμα 5.2 Οι παγοκρύσταλλλοι αυτοί του χιονιού παρουσιάζουν πολύπλοκους, εξαγωνικούς συνήθως, σχηματισμούς. (Σχ. 5.2) Όταν η θερμοκρασία του ατμοσφαιρικού στρώματος είναι στην πρώτη αρνητική δεκάδα (μέχρι -10 C) τότε οι παγοκρύσταλοι του χιονιού παρουσιάζουν υγρή, σχετικώς, επιφάνεια και με τη σύγκρουση μεταξύ τους, κατά την πτώση τους, σχηματίζουν τις γνωστές "νιφάδες" χιονιού που, ως γνωστόν, παρουσιάζουν ακανόνιστο σχήμα και μεγάλες σχετικώς διαστάσεις και πέφτουν γι αυτό το λόγο σιγά-σιγά. Στις πολικές περιοχές, όπου το παρεδάφιο ατμοσφαιρικό στρώμα έχει θερμοκρασίες χαμηλότερες από -10oC δεν σχηματίζονται νιφάδες. Εκεί, το χιονόστρωμα αποτελείται από κόκκους πάγου οι οποίοι όταν πνέουν άνεμοι μεταφέρονται από περιοχή σε περιοχή (παρασυρόμενο χιόνι). Αξίζει να σημειωθεί ότι το έδαφος απορροφά από το χιονόστρωμα περισσότερο νερό απ ότι από τις βροχές. Το χιόνι μετριέται με το ύψος του χιονοστρώματος (20 πόντοι χιόνι, μισό μέτρο χιόνι κ.λ.π.) ή με το ισοδύναμο νερό που παίρνουμε όταν λιώσουμε το χιόνι που είναι τοποθετημένο μέσα στο βροχόμετρο. Όταν το χιόνι τήκεται μερικώς κατά την πτώση του και πέφτει στο έδαφος ως λεπτή και ψυχρή βροχή τότε ονομάζεται "χιονόλυτος". Γ. Το χαλάζι. Οι γνωστοί μας "χαλαζόκοκκοι" δημιουργούνται μόνο μέσα στα νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης, τα γνωστά, δηλαδή, Cumulunibus (Cb) και αυτό είναι μια βασική διαφορά τους με τους "χιονόκοκκους". Η πιθανότερη άποψη για τον σχηματισμό των χαλαζόκοκκων είναι: Στις ανώτερες περιοχές των νεφών του τύπου Cb η θερμοκρασία είναι πολύ κάτω του μηδενός και εκεί, για διάφορους λόγους, πιστεύεται ότι συμβαίνει αυτόματη πήξη των υδροσταγονιδίων που βρίσκονται εκεί σε "υπέρτηξη". Στη συνέχεια, οι αρχικοί αυτοί παγοκρύσταλλοι, λόγω των έντονων ανοδικών και καθοδικών κινήσεων που επικρατούν μέσα στα νέφη αυτά, συγκρούονται μεταξύ τους και αυξάνουν έτσι σε μέγεθος. Οι σχηματιζόμενοι έτσι χαλαζόκοκκοι όταν αποκτούν βάρος ικανό να υπερνικήσει την άνωση εγκαταλείπουν το νέφος και πέφτουν στην επιφάνεια του εδάφους πριν προφτάσουν να τακούν, δίνοντας έτσι το φαινόμενο του χαλαζιού ή της χαλαζόπτωσης. Σχήμα 5.3 Οι χαλαζόκοκκοι έχουν ακανόνιστο ή κυρίως σφαιρικό ή κωνικό σχήμα και οι διαστάσεις τους ποικίλλουν από μέγεθος μπιζελιού μέχρι πορτοκαλιού. (Σχ. 5.3) Η θεωρία Bergeron - Findeisen για το σχηματισμό του υετού.
Η θεωρία αυτή ισχύει, κατ αρχήν, μόνο για την περίπτωση που το συγκεκριμένο βροχοφόρο νέφος περιέχει νερό στις τρεις φάσεις του, δηλαδή υδρατμούς, υδροσταγονίδια και παγοκρυστάλλια. Είναι γνωστό ότι η συνύπαρξη μέσα στο νέφος και των τριών φάσεων του νερού δημιουργεί αστάθεια. Είναι, επίσης, γνωστό (διάγραμμα του τριπλού σημείου) ότι η μέγιστη τάση των υδρατμών που συνυπάρχουν με παγοκρυστάλλια είναι μικρότερη εκείνης των υδρατμών που συνυπάρχουν με νεφοσταγονίδια σε υπέρτηξη. Νεφοσταγονίδια σε υπέρτηξη υπάρχουν, συνήθως, μέσα στα νέφη, ακόμη και σε θερμοκρασίες -30 C. Έτσι, δημιουργείται μέσα στη νεφική μάζα μια συνεχής ροή των υδρατμών από τα νεφοσταγονίδια σε υπέρτηξη (μεγάλη e s ). Με τον τρόπο αυτό πετυχαίνεται τελικά αύξηση των παγοκρυσταλλίων σε μέγεθος και βάρος, οπότε κάποια στιγμή αυτά εγκαταλείπουν το νέφος και πέφτουν προς το έδαφος. Τα παγοκρυστάλλια αυτά όταν κατά την πτώση τους συναντούν ατμοσφαιρικό στρώμα με θερμοκρασία μεγαλύτερη του μηδενός τήκονται και πέφτουν ως βροχοσταγόνες -βροχή, διαφορετικά πέφτουν ως χιονόκοκκοι - χιόνι. Σχήμα 5.4 Στο Σχ. 5.4 φαίνεται η όλη διαδικασία σχηματισμού παγοκρυσταλλίων μεγάλου, σχετικά, μεγέθους ώστε να εγκαταλείψει τη νεφική μάζα, σύμφωνα με τη θεωρία Bergeron - Findeisen. Η όλη αυτή διαδικασία λειτουργεί ικανοποιητικά στα στρωματόμορφα νέφη, πάχους 2-4 Km. Η Θεωρία της "σύγκρουσης και συνένωσης" των νεφοσταγονιδίων. Η θεωρία αυτή αναφέρεται στα νέφη, των τροπικών κυρίως περιοχών, που δεν περιέχουν στην νεφική τους μάζα παγοκρυστάλλια. Στην περίπτωση αυτή, σύμφωνα με τη θεωρία "σύγκρουσης και συνένωσης" των νεφοσταγονιδίων, ισχύει: Ως γνωστόν, η μέγιστη τάση των υδρατμών e s γύρω από μια σφαιρική επιφάνεια είναι αντιστρόφως ανάλογος της ακτίνας της σφαιρικής αυτής επιφάνειας. Η τάση, δηλαδή, των υδρατμών γύρω από τα μικρά, σε μέγεθος, νεφοσταγονίδια είναι μεγαλύτερη εκείνης γύρω από τα μεγαλύτερα, σε μέγεθος, νεφοσταγονίδια. Έτσι, εμφανίζεται μια συνεχής ροή των υπαρχόντων στη νεφική μάζα υδρατμών προς τα μεγαλύτερα νεφοσταγονίδια. Στη συνέχεια, λαμβάνει χώρα σύγκρουση και συνένωση των νεφοσταγονιδίων αυτών, με τελικό αποτέλεσμα τη δημιουργία βροχοσταγόνων, ικανών να εγκαταλείψουν το νέφος και να πέσουν προς το έδαφος ως βροχή.