Ατμοσφαιρική πίεση και άνεμοι

8 Ατμοσφαιρική πίεση και άνεμοι

8.1 Ατμοσφαιρική πίεση Ατμοσφαιρική πίεση (atmospheric pressure) είναι η δύναμη ανά μονάδα επιφάνειας που ασκείται σε μια επιφάνεια από το βάρος του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω από αυτή.

Μονάδες μέτρησης: Pa, mb, hpa, mmhg, At 1 Pa = 1 N/m 2 1 mb = 100 N/m 2 = 100 Pa = 1 hpa 1 mmhg = 1.333 mb ή 1 mb = 0.760 mmhg 1 At = 760 mmhg = 1013.25 mb

Η ατμοσφαιρική πίεση είναι ένα από τα πιο σπουδαία μετεωρολογικά στοιχεία διότι: οι μεταβολές των καιρικών καταστάσεων συνδέονται με αυτή και κυρίως με τις μεταβολές της. Οι χάρτες που παριστάνουν την διανομή της πιέσεως πάνω στην επιφάνεια της γης, αποτελούν την βάση για την ανάλυση και πρόγνωση του καιρού. ο άνεμος σχετίζεται άμεσα με την ατμοσφαιρική πίεση και τις μεταβολές της.

8.1.1 Η υδροστατική εξίσωση Σε μια στατική χωρίς κινήσεις ατμόσφαιρα ισχύει η ισορροπία: F 2 F 1 + B = 0 P 2 S - P 1 S +B = 0 S (P 2 - P 1 )S = - B dp = - B/S dp = - dm g/s = ρ dv g/s = ρ S dz / S F 2 F 1 B = dm g dz dp = - ρ g dz δηλ. η μεταβολή στην πίεση dp εξισορροπεί το βάρος της στήλης αέρα με ύψος dz.

8.1.2 Η μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος Οι μετρήσεις δείχνουν εκθετική μείωση της ατμοσφαιρικής πίεσης με το ύψος. Υδροστατική εξίσωση dp = - ρ g dz Καταστατική εξίσωση: P = ρ R α Τ

P z T z ln P P z 0 g = z R T α P o έδαφος P z = P o e g z R T α Για ισόθερμη ατμόσφαιρα όπου P o η πίεση στην επιφάνεια της θάλασσας Ρ z η πίεση σε ύψος z Τ η μέση θερμοκρασία του στρώματος

Για g = 9.81 m/s 2 και R α = 287 J Kgr -1 grad -1 και μέση θερμοκρασία τροπόσφαιρας = 253 K : T P z = P o e 9.81z 287 253 P z = P o e z 7413 (z σε m) P z o z 7.4 = P e (z σε km) z = Po10 ή αποδεικνύεται ότι 17 Χρησιμοποιείται για την αναγωγή των τιμών P z στις αντίστοιχες τιμές στη στάθμη της θάλασσας (P o ). P δηλ. η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται 10 φορές για κάθε 17 km ύψους. z

8.1.3 Ισοβαρείς καμπύλες χάρτες καιρού επιφάνειας Oι επιφάνειες στην ατμόσφαιρα που τα σημεία τους έχουν την ίδια ατμοσφαιρική πίεση σε μια ορισμένη στιγμή λέγονται ισοβαρικές επιφάνειες. Οι τομές τους με την επιφάνεια του εδάφους ονομάζονται ισοβαρείς καμπύλες (isobars) Ισοβαρική επιφάνεια Ισοβαρής καμπύλη

Οι ισοβαρείς καμπύλες ενώνουν τους τόπους που έχουν την ίδια ατμοσφαιρική πίεση κατά την ίδια χρονική στιγμή ή περίοδο. Ισοβαρική επιφάνεια Ισοβαρής καμπύλη

Η μορφή των ισοβαρών καμπυλών αναπαριστά την οριζόντια διανομή της πίεσης σε μια περιοχή. Απεικονίζουν στους χάρτες καιρού τις καιρικές καταστάσεις που επικρατούν. Για τον λόγο αυτό η ανάλυση και η πρόγνωση του καιρού βασίζεται κυρίως στους σχηματισμούς των ισοβαρών καμπυλών στους χάρτες καιρού.

α) Ύφεση ή βαρομετρικό χαμηλό (Depression ή Low) Αποτελεί ένα σύστημα κλειστών ισοβαρών, συνήθως κυκλικών ή ελλειπτικών, στις οποίες η πίεση ελαττώνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο 1004 1000 996 L

β) Αντικυκλώνας ή βαρομετρικό υψηλό (Anticyclone ή High) Αποτελεί ένα σύστημα κλειστών ισοβαρών, κυκλικών ή ελλειπτικών, στις οποίες η πίεση αυξάνεται από την περιφέρεια προς το κέντρο 1008 1012 1016 H

γ) Αυλώνας χαμηλών πιέσεων (Trough) Αποτελείται από ισοβαρείς με μορφή επιμηκών γλωσσών με την πίεση ελαττούμενη από το εξωτερικό προς το εσωτερικό. Πολλές φορές ο υφεσιακός σφήνας εισχωρεί ανάμεσα σε δυο αντικυκλώνες 996 1000 1004

δ) Έξαρση υψηλών πιέσεων (Ridge) Αποτελείται από ισοβαρείς με μορφή επιμηκών γλωσσών με την πίεση αυξανόμενη από το εξωτερικό προς το εσωτερικό. Πολλές φορές ο αντικυκλωνικός σφήνας εισχωρεί ανάμεσα σε δύο υφέσεις 1008 1012 1016

Χάρτης επιφάνειας (SLP) 1000 1004 L 996 1004 996 1000 992 1008 Αντικυκλώνας ή υψηλό H 1020 1016 ridge L 996 1000 χαμηλό 1008 1012 H 1008 1012 trough L 1020 996 1000 1004 1004 1008 1004

Χάρτης επιφάνειας (SLP) Αντικυκλώνας ή υψηλό χαμηλό

Xάρτες καιρού επιφανείας (mean sea level pressure maps) οι πραγματικές μετρήσεις πίεσης έχουν αναχθεί στο επίπεδο της επιφάνειας της θάλασσας. Eπειδή σημαντικές μεταβολές της πίεσης σε διάφορους σταθμούς πιθανόν να οφείλονται στο διαφορετικό τους υψόμετρο. Έτσι, αποτυπώνεται η πραγματική οριζόντια μεταβολή της πίεσης σε μια περιοχή, ανεξάρτητα από το ανάγλυφό της. Η αναγωγή της πίεσης Ρ στην τιμή της Ρ ο στο επίπεδο της θάλασσας μπορεί να γίνει με βάση τη σχέση: z e z 17 e 17 P = P o P o = P /

8.1.4 Ισοϋψείς καμπύλες χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας Οι χάρτες καθ ύψος χαράσσονται επάνω σε ισοβαρικές επιφάνειες. Αυτές έχουν πολύπλοκες μορφές.

Εάν τμήσουμε μία ισοβαρική επιφάνεια με οριζόντια επίπεδα, οι καμπύλες οι οποίες λαμβάνονται ονομάζονται ισοϋψείς καμπύλες (contour lines).

Δηλαδή είναι οι καμπύλες που ενώνουν όλους τους τόπους πάνω από τους οποίους μία ορισμένη ισοβαρική επιφάνεια βρίσκεται στο ίδιο ύψος.

Αλλάζουμε τις συντεταγμένες από x, y, z σε x, y, P

Οι ισοϋψείς χαράσσονται σε μια ισοβαρική επιφάνεια και ο χάρτης που προκύπτει ονομάζεται «χάρτης καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας»

Οι χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας χαράσσονται στις σημαντικότερες ισοβαρικές επιφάνειες: Ισοβαρική επιφάνεια (mb) Μέσο ύψος (m) 1000 120 850 1460 700 3000 500 5600 300 9180 200 11800 100 16200 Οι χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας μαζί με το χάρτη καιρού επιφάνειας αποτελούν το βασικότερο εργαλείο για την πρόγνωση του καιρού

Επικρατούν μορφές ισουψών trough και ridge. Άξονας trough trough

Επικρατούν μορφές ισουψών trough και ridge. trough

Επικρατούν μορφές ισουψών trough και ridge. Τα συστήματα αυτά καθορίζουν τον καιρό στην επιφάνεια ridge trough

Ο άνεμος σε μια ισοβαρική επιφάνεια πνέει περίπου παράλληλα με τις ισοϋψείς έχοντας αριστερά τα χαμηλά ύψη. ridge trough

Ισοβαρική επιφάνεια (mb) Μέσο ύψος (m) 1000 120 850 1460 700 3000 500 5600 300 9180 200 11800 100 16200 Οι χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας μαζί με το χάρτη καιρού επιφάνειας αποτελούν το βασικότερο εργαλείο για την πρόγνωση του καιρού

8.1.5 Ισοπαχείς καμπύλες Διαιρώντας την υδροστατική εξίσωση με την καταστατική εξίσωση είχαμε βρει: Υδροστατική εξίσωση dp = - ρ g dz Καταστατική εξίσωση: P = ρ R α Τ P 2 Ισοβαρικές επιφάνειες z 2 z 1 P 1

P 2 Ισοβαρικές επιφάνειες z 2 z 1 P 1

Δίνει την υψομετρική διαφορά δυο ισοβαρικών επιφανειών. Είναι ανάλογη της μέσης θερμοκρασίας Τ του ατμοσφαιρικού στρώματος P 2 Ισοβαρικές επιφάνειες z 2 z 1 P 1

Εάν ενώσουμε σε ένα χάρτη όλους τους τόπους πάνω από τους οποίους το πάχος του αερίου στρώματος μεταξύ των ισοβαρικών επιφανειών P 1 και P 2 είναι το ίδιο, θα πάρουμε μία οικογένεια από καμπύλες που ονομάζονται ισοπαχείς καμπύλες (thickness contours). Απεικονίζουν τη διανομή της T. P 2 Ισοβαρικές επιφάνειες z 2 z 1 P 1

Αν η πρώτη ισοβαρική επιφάνεια είναι στη μέση στάθμη της θάλασσας (P o ) τότε η προηγούμενη σχέση γράφεται: Υψομετρική εξίσωση: δίνει το ύψος z μιας ισοβαρικής επιφάνειας πίεσης Ρ Ισοβαρικές επιφάνειες z P P ο

8.1.6 Γεωδυναμικό Το έργο που καταναλώνεται κατά την ανύψωση μάζας m κατά το στοιχειώδες ύψος dz: dw = m g dz dw/m = g dz Ολοκληρώνοντας από ύψος 0 έως z ορίζουμε το δυναμικό του πεδίου βαρύτητας ή γεωδυναμικό (geopotential): dz Φ z = 0 gdz Φ = gz Εκφράζει το έργο που καταναλώνεται ανά μονάδα μάζας για την ανύψωσή της κατά ύψος z.

Ισογεωδυναμική επιφάνεια: Ο γεωμετρικός τόπος των σημείων στην ατμόσφαιρα που έχουν το ίδιο γεωδυναμικό. Σε ένα σώμα που βρίσκεται σε οποιαδήποτε θέση σε μια ισοδυναμική επιφάνεια ασκείται η ίδια βαρυτική έλξη. Άρα η κίνηση ενός σώματος σε αυτή είναι ανεξάρτητη της βαρύτητας. g π > g ισ g π Ελλειψοειδές gισ Για το λόγο αυτό η ισογεωδυναμική επιφάνεια χρησιμοποιείται ευρέως στη μετεωρολογία αντί της ισοϋψούς επιφάνειας. Ισογεωδυναμική επιφάνεια

Εφόσον χρησιμοποιούμε ισογεωδυναμικές επιφάνειες αντί για γεωμετρικό ύψος (z) θα χρησιμοποιούμε το γεωδυναμικό ύψος (Η). Διαιρώντας το γεωδυναμικό Φ με τη μέση επιτάχυνση της βαρύτητας g o = 9.8 m/s 2 ορίζουμε το γεωδυναμικό ύψος (Η) (geopotential) : H = Φ g o H = 1 g o z 0 gdz H g = z Μονάδα το gpm go (geopotential meter)

H g = z Μονάδα το gpm go (geopotential meter) Στους πόλους: g π = 9.83 m/s 2 Στον ισημερινό: g ισ = 9.78 m/s 2 1 gpm = 1.003 m 1 gpm = 0.998 m g π > g ισ g π Δηλ. οι ισογεωδυναμικές επιφάνειες βρίσκονται πιο ψηλά στους πόλους από ότι στον ισημερινό. gισ Ελλειψοειδές Ισογεωδυναμική επιφάνεια

H g = z Μονάδα το gpm go (geopotential meter) Ουσιαστικά, το γεωδυναμικό ύψος εκφράζει γεωμετρικό ύψος διορθωμένο ως προς τις μεταβολές της βαρύτητας με το ύψος και το γ. πλάτος. g π > g ισ g π Ελλειψοειδές gισ Ισογεωδυναμική επιφάνεια

H g = z Μονάδα το gpm go (geopotential meter) Ουσιαστικά, το γεωδυναμικό ύψος εκφράζει γεωμετρικό ύψος διορθωμένο ως προς τις μεταβολές της βαρύτητας με το ύψος και το γ. πλάτος. Στους χάρτες καιρού ανώτερης ατμόσφαιρας οι ισοϋψείς καμπύλες εκφράζονται με γεωδυναμικό ύψος (gpm) έτσι ώστε όλα τα σημεία τους να ανήκουν στην ίδια ισογεωδυναμική επιφάνεια.

8.1.7 Μέτρηση της ατμοσφαιρικής πίεσης γίνεται με τα βαρόμετρα (barometers). Διακρίνονται κυρίως σε υδραργυρικά και μεταλλικά. Ακριβέστερα είναι τα υδραργυρικά, αλλά δεν μεταφέρονται εύκολα. Για την συνεχή αναγραφή της ατμοσφαιρικής πιέσεως χρησιμοποιούνται οι βαρογράφοι (barographs). α. Υδραργυρικά βαρόμετρα βασίζονται στο πείραμα του Torricelli.

766.1 766

Tοποθετείται σε χώρο χωρίς τεχνητή θέρμανση και προφυλαγμένο από τις ηλιακές ακτίνες. Για τον προσδιορισμό της ατμοσφαιρικής πιέσεως εκτελούνται οι εξής εργασίες: α) προσθέτουμε το σταθερό σφάλμα του οργάνου β) αναγωγή στην κανονική βαρύτητα γ) αναγωγή στην θερμοκρασία των 0 ο C δ) αναγωγή στην επιφάνεια της θάλασσας.

β. Μεταλλικά βαρόμετρα (aneroid barometers) βασίζονται στην αλλαγή που παρουσιάζει το σχήμα κλειστών μεταλλικών δοχείων όταν υφίστανται τις μεταβολές της ατμοσφαιρικής πίεσης.

Η βαθμολόγηση και η ρύθμιση των μεταλλικών βαρομέτρων γίνεται με σύγκρισή τους με πρότυπα υδραργυρικά βαρόμετρα. Δεν έχουν την ακρίβεια των υδραργυρικών, είναι όμως πολύ εύχρηστα και φθηνά και δεν επηρεάζονται από κλυδωνισμούς.

γ. Βαρογράφοι (barographs) Χρησιμεύουν για την συνεχή αναγραφή της ατμοσφαιρικής πίεσης.

Στην ταινία του βαρογράφου καταγράφεται η ημερήσια πορεία της βαρομετρικής πίεσης

8.2 Άνεμος Η ανομοιόμορφη κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας στη γη σε συνδυασμό με την περιστροφική κίνηση της γης γύρω από τον άξονά της και το ανάγλυφο συμβάλλουν στη κίνηση του ατμοσφαιρικού αέρα. Την κίνηση του ατμοσφαιρικού αέρα ονομάζουμε άνεμο (wind). Οι κινήσεις του αέρα διακρίνονται κυρίως σε: - ανοδικές και καθοδικές (updrafts και downdrafts), - οριζόντιες οι οποίες είναι οι σπουδαιότερες και γενικά ονομάζονται άνεμοι (winds).

Στον άνεμο διακρίνουμε δύο στοιχεία: τη διεύθυνση και την ταχύτητα ή ένταση. - Διεύθυνση (direction) είναι το σημείο του ορίζοντα από το οποίο πνέει ο άνεμος. Μετράται κυρίως σε 16 διευθύνσεις ή σε μοίρες: ΒΔ ΒΒΔ Β ΒΒΑ ΒΑ Β είναι 0 ο, ΔΒΔ ΑΒΑ Α είναι 90 ο, Δ Α Ν είναι 180 ο, ΔΝΔ ΑΝΑ Δ είναι 270 ο ΝΔ ΝΝΔ Ν ΝΝΑ ΝΑ κ.λ.π.

Ανεμολόγιο

- Η ταχύτητα (speed) του ανέμου μετριέται σε: m/s km/h nautical miles/h (knots) miles/h (m.p.h). Ισχύει: 1m/s = 3.6 km/h =1.943 knots = 2.237 m.p.h.

3θυελλώδης υ =1.87 Β υ σε m.p.h Βαθμοί Ονομασία Προσδιορισμός Ταχύτητα m/s milles/h knots 0 Νηνεμία Ο καπνός ανέρχεται κατακόρυφα. < 0.4 < 1 < 1 1 Υποπνέων Ο καπνός ανέρχεται με μικρή κλίση. 0.4-1.5 1-3 1 3 2 Ασθενής Αισθητός στο πρόσωπο. Θρόισμα φύλλων 3 Λεπτός Τα φύλλα και κλωνάρια σε συνεχή κίνηση. Ανεμίζει λεπτή σημαία. 4 Μέτριος Σηκώνει σκόνη και φύλλα χαρτιού. Τα μικρά κλαδιά δέντρων κινούνται. 1.6-3.3 4-7 4 6 3.4-5.4 8-12 7 10 5.5-7.9 13-18 11-16 5 Λαμπρός Τα μικρά δέντρα λυγίζουν. 8.0-10.7 19-24 17-21 6 Ισχυρός Τα μεγάλα κλωνάρια δέντρων κινούνται. Ακούγονται συριγμοί στα ηλεκτροφόρα σύρματα. Δύσκολη η χρήση ομπρέλας. 7 Σφοδρός Κινεί μεγάλα δέντρα. Το βάδισμα αντίθετα προς τον άνεμο γίνεται με δυσχέρεια. 8 Ορμητικός Σπάζει κλωνάρια δέντρων και το βάδισμα γενικά εμποδίζεται. 10.8-13.8 25-31 22-27 13.9-17.1 32-38 28-33 17.2-20.7 39-46 34-40 9 Θύελλα Ελαφρές ζημιές στις οικοδομές. 20.8-24.4 47-54 41-47 10 Ισχυρή θύελλα 11 Σφοδρή θύελλα Κλίμακα Beaufort Ξεριζώνονται δέντρα και προκαλούνται σημαντικές ζημιές στις οικοδομές. Σημειώνεται σπάνια στη ξηρά και προκαλεί εκτεταμένες ζημιές. 12 Τυφώνας Σημειώνεται σπάνια στη ξηρά και προκαλεί εξαιρετικά σοβαρές καταστροφές. 24.5-28.4 55-63 48-55 28.5-32.6 64-73 56-63 32.7-37.9 74-82 64-71

8.2.1 Μέτρηση του ανέμου Η μέτρηση της ταχύτητας του ανέμου γίνεται με τα ανεμόμετρα (anemometers). Σε αυτά η ταχύτητα του ανέμου προσδιορίζεται με την ταχύτητα με την οποία περιστρέφεται με τον άνεμο τροχός με πτερύγια ή με ημισφαιρικά κύπελλα. Για την συνεχή αναγραφή της ταχύτητας του ανέμου χρησιμοποιούνται οι ανεμογράφοι. Ταχύτητα Διεύθυνση Ταινία ανεμογράφου

Η μέτρηση της διεύθυνσης του ανέμου γίνεται με τους ανεμοδείκτες (weather vanes)

8.2.2 Δυνάμεις που ρυθμίζουν τον άνεμο Διακρίνονται σε: α. Δυνάμεις που μπορούν να θέσουν σε κίνηση μια αέρια μάζα ή να διατηρήσουν την κίνησή της δύναμη βαρύτητας και δύναμη βαροβαθμίδας β. δυνάμεις που εμφανίζονται μόνο κατά την κίνηση δύναμη corriolis, δύναμη τριβής και φυγόκεντρος δύναμη

α. Δύναμη της βαρύτητας g Μ m r F Από το νόμο της παγκόσμιας έλξης: F = G mm 2 r όπου G η σταθερά της παγκόσμιας έλξης: Στη μετεωρολογία δουλεύουμε με δύναμη ανά μονάδα μάζας: F M = G 2 m r M g = G 2 r Επιτάχυνση της βαρύτητας

H επιτάχυνση της βαρύτητας μεταβάλλεται με το ύψος και το γ. πλάτος: με το ύψος z z R Γ g z g z = g o R Γ R + Γ όπου g o η επιτάχυνση της βαρύτητας στην επιφάνεια της θάλασσας Δηλ. η επιτάχυνση της βαρύτητας μειώνεται με το ύψος. z 2 Επειδή για μέσα στην τροπόσφαιρα το z << R Γ μπορούμε να θεωρήσουμε ότι g z = g o

H επιτάχυνση της βαρύτητας μεταβάλλεται με το ύψος και το γ. πλάτος: με το γ. πλάτος αυξάνεται φ = 0 ο φ = 45 ο φ = 90 ο g 0 = 9.78 m/s 2 ή Ν/Kgr g 45 = 9.81 m/s 2 ή Ν/Kgr g 90 = 9.83 m/s 2 ή Ν/Kgr

β. Δύναμη της βαροβαθμίδας F p Βαροβαθμίδα (ΔΡ/Δn ή - Ρ) ορίζεται ως η μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης σε διεύθυνση κάθετη πάνω στις ισοβαρείς, στην μονάδα της αποστάσεως. Αποτελεί μέτρο των οριζοντίων μεταβολών των πιέσεων. 1008 H 1004 1004 ΔΡ n Δn 1020 1016 1012 1008 L 1008 996 1000 1004 Παριστάνεται με ένα άνυσμα κάθετο πάνω στις ισοβαρείς με κατεύθυνση προς τις χαμηλές πιέσεις. 1000 km

β. Δύναμη της βαροβαθμίδας F p Βαροβαθμίδα (ΔΡ/Δn ή - Ρ) ορίζεται ως η μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης σε διεύθυνση κάθετη πάνω στις ισοβαρείς, στην μονάδα της αποστάσεως. Αποτελεί μέτρο των οριζοντίων μεταβολών των πιέσεων. 1004 1004 ΔP/ΔS = 1008 H ΔΡ n Δn 1020 1016 1012 1008 1000 km L 996 1000 1004 1008 (1008-1016)hPa/800 km = 8/800 hpa/km = 0.01 hpa/km

Στην πράξη μετράται σε mb ανά μοίρα γεωγραφικού πλάτους, δηλαδή ανά 111 km περίπου. Πρακτικά όσο πιο πυκνές είναι οι ισοβαρείς τόσο πιο μεγάλη η βαροβαθμίδα. 1008 1004 1004 H 1020 1016 1012 1008 L 996 1000 1004 1008 1000 km

Όταν μεταξύ δυο τόπων υπάρχει διαφορά πίεσης (δηλ. βαροβαθμίδα δρ/δn 0) τότε σε μια αέρια μάζα αναπτύσσεται η δύναμη της βαροβαθμίδας F p (pressure gradient force). Είναι ανάλογη της βαροβαθμίδας (- Ρ) και φορά από τις υψηλές προς τις χαμηλές πιέσεις. Αποδεικνύεται ότι: 1008 1004 1004 F p F p = 1 ρ P n H 1020 1016 P L 996 1000 F p = 1 ρ P 1012 1008 1008 1004 1000 km

Είναι κάθετη στις ισοβαρείς και διευθύνεται προς τις χαμηλές πιέσεις. 996 1000 F p υ 1004 1008 F p

F p = 1 ρ P ή P z P P y P x Συνεπώς, η κατακόρυφη συνιστώσα F pz είναι 10.000 μεγαλύτερη των οριζόντιων συνιστωσών F px και F py

F p = 1 ρ P ή Fpz Fp Fpx Fpy B

γ. Δύναμη Coriolis F c Λόγω της περιστροφής της γης, κάθε σώμα το οποίο κινείται ελεύθερα κοντά στην επιφάνεια της γης φαίνεται να εκτρέπεται προς τα δεξιά της κίνησής του στο βόρειο ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο νότιο ημισφαίριο.

Οφείλεται στη διαφορετική γραμμική ταχύτητα της επιφάνειας της γης για κάθε γεωγραφικό πλάτος

Η εκτροπή αυτή μπορεί να αποδοθεί σε μια φανταστική δύναμη, την οριζόντια δύναμη Coriolis F c Ασκείται στο σώμα, πάντοτε κάθετα στη διεύθυνση της κίνησής του, προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο νότιο ημισφαίριο.

Εκτρέπει τον άνεμο δεξιά στο βόρειο και αριστερά στο νότιο ημισφαίριο μέχρις ότου εξισσοροπηθεί από τη δύναμη της βαροβαθμίδας 996 1000 F p υ F p υ F p υ 1004 F p F c F c 1008 F c

H κατακόρυφη συνιστώσα F cz είναι μικρή σε σχέση με τη δύναμη της βαρύτητας και αμελείται. Η οριζόντια συνιστώσα F c δίνεται από τη σχέση: F c = 2 ω υ ημφ Θέτοντας f = 2 ω ημφ (παράμετρος Coriolis): F c = f υ H F c είναι της ίδιας τάξης μεγέθους με τις F px και F py.

F c = 2 ω υ ημφ To f είναι 0 στον ισημερινό και αυξάνει με το γ. πλάτος και την ταχύτητα της αέριας μαζας.

δ. Δύναμη της τριβής F τ H κίνηση του αέρα πάνω στο έδαφος δημιουργεί δυο ειδών τριβές: α. επιφανειακή τριβή ολίσθησης μεταξύ των δυο επιφανειών (αέρα και εδάφους) η οποία μειώνει σταδιακά την ταχύτητα του ανέμου με το ύψος. Εξαρτάται από τη μορφολογία της επιφανείας του εδάφους και την ταχύτητα του ανέμου. Σημαντική μόνο μέχρι τα 1500 m. F r = - k υ k = συντελεστής τριβής 1500 m Στρώμα τριβής

β. μοριακή τριβή (ιξώδες) που εμφανίζεται μεταξύ των μορίων του αέρα. Είναι σημαντική μόνο σε ένα λεπτό στρώμα αέρα κοντά στο έδαφος.

Έχει πάντοτε φορά αντίθετη από αυτή της ταχύτητας του ανέμου. F p 996 1000 F p υ F p υ F τ υ F c 1004 F p F τ F c 1008 F τ F c

ε. Φυγόκεντρος δύναμη F φ Για να εκτελέσει μια αέρια μάζα περιστροφική ή καμπυλόγραμμη κίνηση θα πρέπει να της ασκείται μια κεντρομόλος δύναμη με φορά προς το κέντρο της τροχιάς. Για κάποιον παρατηρητή που συμμετέχει στην κίνηση (βρίσκεται πάνω στην αέρια μάζα) εμφανίζεται μια δύναμη ίση και αντίθετη της κεντρομόλου, η φυγόκεντρος δύναμη. υ F φ F φ = mυ r 2 (δύναμη ανά μονάδα μάζας) r F κ F φ = υ r 2 F φ = ω 2 r υ = ω r Η F φ είναι σημαντικά μικρότερη (1/10) των F px και F c

8.2.3 Συνοπτικοί άνεμοι α. Γεωστροφικός άνεμος Αν θεωρήσουμε την παρακάτω κατανομή της πίεσης, σε ένα επίπεδο πάνω από το «οριακό στρώμα» (άρα F τ = 0), τότε: 900 904 F p υ F p υ F p υ 908 F p F c F c 916 F c

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των δυνάμεων της βαροβαθμίδας F p και της Corriolis F c, ονομάζεται γεωστροφικός (geostrophic). 900 904 F p υ F p υ F p υ 908 F p F c F c 916 F c H F c είναι της ίδιας τάξης μεγέθους με την F p.

Η τελική ταχύτητα είναι παράλληλη με τις ισοβαρείς έχοντας αριστερά της τις χαμηλές πιέσεις. 900 904 F p υ F p υ F p υ 908 F p F c F c 916 F c

Ο γεωστροφικός άνεμος είναι θεωρητικός άνεμος αλλά βρίσκει ικανοποιητική εφαρμογή και στους χάρτες καιρού επιφάνειας, μόνο πάνω από θάλασσες, όπου η τριβή F τ είναι πολύ μικρή. 900 904 F p υ F p υ F p υ 908 F p F c F c 916 F c

Ισχύει: υ g 1 ρ P n F p = Fc = fυg = 1 ρf P n Για το ίδιο γ. πλάτος, το f = σταθ η υ g είναι ανάλογη της βαροβαθμίδας P/ n όσο πυκνότερες οι ισοβαρείς τόσο μεγαλύτερη η ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου. 900 904 908 916 900 904 908 916

υ g = 1 ρf P n Για την ίδια βαροβαθμίδα P/ n η υ g είναι αντιστρόφως ανάλογη της f = 2ω ημφ η υ g είναι αντιστρόφως ανάλογη του γ. πλάτους φ. 900 904 908 40 ο 916 900 904 908 10 ο 916

Σε καρτεσιανές συντεταγμένες: u g = 1 ρf P y και v g = 1 ρf P x Δηλ. V g = 1 ρf k P 900 904 908 916 k P V g

β. Άνεμος τριβής Μέσα στο στρώμα τριβής (< 1500 m) η δύναμη τριβής F τ δεν είναι αμελητέα. Αν το πεδίο των πιέσεων είναι ομογενές τότε: 900 F p υ τ 904 F p υ τ 908 F p F τ F c 916 F τ F c

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των τριών δυνάμεων της βαροβαθμίδας F p, της Corriolis F c με τη δύναμη της τριβής F τ, ονομάζεται άνεμος τριβής. 900 F p υ τ 904 F p υ τ 908 F p F τ F c 916 F τ F c

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των τριών δυνάμεων της βαροβαθμίδας F p, της Corriolis F c με τη δύναμη της τριβής F τ, ονομάζεται άνεμος τριβής. 2 2 2 F = F + F (fυ ) = (fυ ) + (kυ p c τ g τ τ) 900 904 908 916 F p F τ υ τ F c

Ο άνεμος που προκύπτει από την ισορροπία των τριών δυνάμεων της βαροβαθμίδας F p, της Corriolis F c με τη δύναμη της τριβής F τ, ονομάζεται άνεμος τριβής υ T. 2 2 2 F = F + F (fυ ) = (fυ ) + (kυ p c τ g τ τ) Είναι: 900 F p α υ τ 904 908 F τ F c 916

Πάνω από θάλασσα: α = 85 ο σφα = 0.09 1 + σφα 1 υ τ υ g Πάνω από ξηρά: α = 40 ο ή 50 ο υ τ < υ g 900 F p α υ τ 904 908 F τ F c 916

Ο άνεμος τριβής υ τ είναι μικρότερος του γεωστροφικού υ g και τέμνει τις ισοβαρείς με γωνία που κυμαίνεται από 15 ο πάνω από τη θάλασσα έως 40 ο πάνω από τη ξηρά. 900 904 908 916 F p F τ υ τ F c

η επίδραση της τριβής στον άνεμο είναι μεγαλύτερη κοντά στην επιφάνεια της γης και μειώνεται βαθμιαία με το ύψος Γεωστροφικός άνεμος F p v F c T F p F c v

γ. Άνεμος βαροβαθμίδας Τα πεδία των ισοβαρών/ισοϋψών στους χάρτες καιρού συνήθως δεν είναι ομογενή

Οι ισοβαρείς είναι καμπύλες, το ίδιο και η ροή του ανέμου

Οι ισοβαρείς είναι καμπύλες, το ίδιο και η ροή του ανέμου. Άνεμος βαροβαθμίδας. Ο άνεμος που προκύπτει ως αποτέλεσμα της τέλειας ισορροπίας μεταξύ των δυνάμεων της βαροβαθμίδας F p, της φυγοκέντρου δύναμης F φ και της Coriolis δύναμης F c στην περίπτωση καμπύλων ισοβαρών, αν θεωρήσουμε μηδενική τριβή.

Άνεμος βαροβαθμίδας σε χαμηλό (υφεσιακές καταστάσεις) L F p υ F c F φ Επειδή γενικά F p > F φ για να υπάρχει ισορροπία θα πρέπει η F c να δείχνει προς τα έξω Ο άνεμος υ θα πρέπει να περιστρέφεται κατά φορά αντίθετη των δεικτών του ρολογιού (κυκλωνική φορά ή counter-clockwise) στο Β. Ημισφαίριο.

Σύγκριση γεωστροφικού ανέμου υ g με τον άνεμο βαροβαθμίδας υ L Για τις δυνάμεις που ελέγχουν τον άνεμο βαροβαθμίδας υ T σε μια ύφεση ισχύει: F = F + F p c φ Δηλ. υ g > υ L που σημαίνει ότι η χρήση του γεωστροφικού ανέμου υ g στο χαμηλό δίνει μεγαλύτερες τιμές από τον πραγματικό άνεμο υ L

Trough u g Σύγκλιση u g Απόκλιση u L

Άνεμος βαροβαθμίδας σε αντικυκλώνα (αντικυκλωνικές καταστάσεις) Η F c F p F φ Για να ισορροπούν οι τρεις δυνάμεις θα πρέπει η F c να δείχνει προς τα μέσα υ Ο άνεμος υ θα πρέπει να περιστρέφεται κατά τη φορά των δεικτών του ρολογιού (αντικυκλωνική φορά ή clockwise) στο Β. Ημισφαίριο.

Στους αντικυκλώνες η απόλυτη τιμή της βαροβαθμίδας είναι ανάλογη της απόστασης r από το κέντρο του αντικυκλώνα οι ισοβαρείς είναι πιο πυκνές στην περιφέρεια και πιο αραιές στο κέντρο Η L Δηλ. στους αντικυκλώνες οι άνεμοι στις κεντρικές περιοχές του είναι ασθενείς εν αντιθέσει με τα χαμηλά

Πάνω από το στρώμα τριβής L Η Βόρειο ημισφαίριο άνεμος βαροβαθμίδας (gradient wind) L Η Νότιο ημισφαίριο

Σύγκριση γεωστροφικού ανέμου υ g με τον άνεμο βαροβαθμίδας υ H Fc = Fp + Fφ Δηλ. υ g < υ H που σημαίνει ότι η χρήση του γεωστροφικού ανέμου υ g στον αντικυκλώνα δίνει μικρότερες τιμές από τον πραγματικό άνεμο υ L

Μέσα στο στρώμα τριβής η δύναμη τριβής δεν είναι αμελητέα, και η ισορροπία των 4 δυνάμεων δίνει άνεμο με κλίση προς το κέντρο του χαμηλού L F p υ F c F φ Κλίση ωκεανοί < 15 ο ξηρά έως 45 ο F τ F φ και κλίση προς το εξωτερικό του αντικυκλώνα Η F c F p υ

Μέσα στο στρώμα τριβής L Η Βόρειο ημισφαίριο άνεμος τριβής (gradient wind) L Η Νότιο ημισφαίριο

8.2.4 Ημερήσιοι - Τοπικοί άνεμοι δημιουργούνται κατά την διάρκεια του 24ώρου εξαιτίας της διαφοράς θερμοκρασίας μεταξύ της ξηράς και της θάλασσας. Απαραίτητη προϋπόθεση είναι η απουσία καιρικών συστημάτων και η ύπαρξη ομαλής βαροβαθμίδας. α. Θαλάσσια αύρα (sea breeze) Θαλάσσια αύρα, μπάτης ή μπουκαδούρα, δημιουργείται στις ακτές, με αίθριο καιρό και ομαλή βαροβαθμίδα. Οφείλεται στη διαφορά της θερμοκρασίας μεταξύ ξηράς-θάλασσας κατά τη διάρκεια του 24ώρου, λόγω:

α) Το νερό έχει μεγαλύτερη (πενταπλάσια) θερμοχωρητικότητα από τη ξηρά β) Η ηλιακή ακτινοβολία διεισδύει στο νερό σε μεγαλύτερο βάθος

γ) Το νερό είναι ρευστό με αποτέλεσμα να εμφανίζονται αναταρακτικές κινήσεις και τα θαλάσσια ρεύματα δ) Η εξάτμιση του νερού ελαττώνει το βαθμό θέρμανσής του από τον ήλιο

Κατά τη διάρκεια του 24ώρου υπάρχει διαφορά θερμοκρασίας ξηράς-θάλασσας διαφορά πυκνότητας διαφορά πίεσης άνεμος

Νωρίς το πρωί, εάν ο καιρός είναι αίθριος και νήνεμος, οι ισοβαρείς επιφάνειες με το ύψος είναι οριζόντιες.

Μετά την ανατολή του ήλιου, θερμαίνεται σταδιακά η ξηρά περισσότερο από τη θάλασσα συστολή πάνω από τη θάλασσα και διαστολή πάνω από τη ξηρά πυκνότερες ισοβαρείς πάνω από τη θάλασσα και αραιότερες πάνω από τη ξηρά

υψηλότερες πιέσεις πάνω από τη θάλασσα άνεμος από τη θάλασσα προς τη ξηρά. Πάνω από 1 km η πίεση γίνεται μεγαλύτερη πάνω από τη ξηρά

υψηλότερες πιέσεις πάνω από τη θάλασσα άνεμος από τη θάλασσα προς τη ξηρά. Πάνω από 1 km η πίεση γίνεται μεγαλύτερη πάνω από τη ξηρά άνεμος από τη ξηρά προς τη θάλασσα.

Πάνω από τη ξηρά ο θερμός αέρας γίνεται ελαφρύτερος και ανεβαίνει. Πάνω από τη θάλασσα πυκνότερος και κατεβαίνει και κλείνει το δακτύλιο κλειστής κυκλοφορίας.

Μέγιστο της έντασης τις πρώτες μεταμεσημβρινές ώρες Παύει τις πρώτες νυκτερινές ώρες. Η ταχύτητα της κυμαίνεται από 2 έως 5 m/s (2-3 Β) και εισχωρεί μέσα στην ξηρά από 30 έως και 50 km μέχρι ύψος 1-2 km

β. Απόγεια αύρα (land breeze) Τη νύκτα οι συνθήκες αναστρέφονται ψυχρή ξηρά και θερμή θάλασσα δημιουργία ανέμου από την ξηρά προς την θάλασσα. Πνέει κάθετα πάνω στην ακτή μέχρι περίπου την ανατολή του ήλιου.

Η ένταση της (1-2 m/s, 1 B), η έκτασή της από την ακτή και το ύψος στο οποίο φθάνει είναι μικρότερα απ' ότι στην θαλάσσια αύρα.

γ. Αύρες κοιλάδων (valley breeze) Σε αίθριες ημέρες, ο αέρας στις πλαγιές των κοιλάδων θερμαίνεται περισσότερο από τον αέρα στο κέντρο ανέρχεται

γ. Αύρες κοιλάδων (valley breeze) Σε αίθριες ημέρες, ο αέρας στις πλαγιές των κοιλάδων θερμαίνεται περισσότερο από τον αέρα στο κέντρο ανέρχεται ο ψυχρός στο κέντρο κατέρχεται και κλείνει ο δακτύλιος κλειστής κυκλοφορίας αρχίζει μετά την ανατολή του ήλιου και παύει στη δύση με απουσία ισχυρότερων ρευμάτων αέρα εκδηλώνεται περισσότερο στις νότιες πλαγιές. το καλοκαίρι, δημιουργούνται νέφη που δίνουν βροχές

δ. Αύρες βουνών (mountain breeze) Σε αίθριες νύχτες, ο αέρας στις πλαγιές των κοιλάδων ψύχεται περισσότερο από τον αέρα στο κέντρο κατέρχεται ο θερμός στο κέντρο ανέρχεται και κλείνει ο δακτύλιος κλειστής κυκλοφορίας αρχίζει μετά τη δύση του ήλιου και παύει στην ανατολή δημιουργείται νωρίς το πρωί μια λίμνη ψυχρού αέρα με θερμοκρασία έως και 10 C μικρότερη από τις πλαγιές.