Τι είναι θερμοκρασιακή αναστροφή ακτινοβολίας ;

Τις τελευταίες μέρες παρατηρούμε ότι σε πολλές περιοχές τις χώρας μας (κυρίως στα ηπειρωτικά) κατά τις  βραδυνές και πρωινές ώρες η θερμοκρασία σε πεδινά και ημιπεδινά τμήματα είναι χαμηλότερη από τι σε ορεινές περιοχές . Το φαινόμενο αυτό ονομάζεται θερμοκρασιακή αναστροφή ακτινοβολίας αλλά πρώτα ας δούμε τι είναι γενικότερα αναστροφή . Αναστροφή ονομάζεται ένα φαινόμενο κατά το οποίο σε ένα ατμοσφαιρικό στρώμα η θερμοκρασία αυξάνεται καθ ΄ύψος (αντί να μειώνεται που είναι το φυσιολογικό) . Το αναστροφικό στρώμα χαρακτηρίζεται από την ένταση του  (ρυθμός με τον οποίο αυξάνεται η θερμοκρασία καθ΄ύψος) , το πάχος του (δηλαδή η διαφορά ύψους της βάσης του αναστροφικού στρώματος από την κορυφή του ) και απο το ύψος του (δηλαδή το ύψος της βάσης και της κορυφής του) . Να τονιστεί  ότι συνήθως στο αναστροφικό στρώμα επικρατούν συνθήκες ευστάθειας που περιορίζουν την κατακόρυφη ανάμειξη του αέρα .

Αναστροφή ακτινοβολίας 

Η αρχή του φαινομένου της αναστροφής ακτινοβολίας

Κατά  την διάρκεια της νύχτας το έδαφος εκπέμπει την ακτινοβολία που έχει απορροφήσει κατά την διάρκεια της ημέρας (υπέρυθρη ακτινοβολία που μεταφέρει θερμική ενέργεια) . Έτσι ψύχεται ακαριαία ψύχοντας και τον αέρα που βρίσκεται πάνω από αυτό μέχρι ένα ύψος από μερικές δεκάδες έως και εκατοντάδες μέτρα  . Ταυτόχρονα απαιτείται όσο το δυνατόν πιο ανέφελος ουρανός  γιατί τα σύννεφα επανεκπέμπουν ακτινοβολία προς το έδαφος θερμαίνοντας κυρίως  τον αέρα  πάνω από  αυτό  ( αφού το έδαφος είναι ΄΄καλός αγωγός της θερμότητας΄΄ σε αντίθεση με τον ατμοσφαιρικό αέρα)  κι έτσι όταν τα νέφη είναι αυξημένα αποτρέπεται η δημιουργία αναστροφικού στρώματος . Επίσης ,απαιτείται  σχετικά ξηρή ατμόσφαιρα ώστε παρά την γρήγορη ψύξη του ατμοσφαιρικού αέρα  αυτός να μην φτάνει γρήγορα κοντά στο σημείο κορεσμού του , γιατί διαφορετικά θα εγκλωβίζεται  η εκπεμπόμενη ακτινοβολία από το έδαφος και συνεπώς η ψύξη του εδάφους  δεν θα επηρεάζει τόσο τον αέρα πάνω από αυτό (περισσότερα για το κορεσμό εδώ http://www.northmeteo.gr/vivliothiki-gnosis/ennoies-meteorologias/ygrometrikes-parametroi/)  .Τέλος ο άνεμος είναι ένας ακόμα ένας ανασταλτικός παράγοντας , συνεπώς γίνεται κατανοητό ότι οι αντικυκλωνικές συνθήκες όπως αυτές που έχουμε τώρα είναι ιδανικές αφού οι τρεις ανασταλτικοί παράγοντες που αναφέραμε είναι περιορισμένοι.  Στην συνέχεια ο ψυχρός αέρας κοντά στο έδαφος όντας βαρύτερος εγκλωβίζεται και δεν αναμειγνύεται με τον θερμότερο υπερκείμενο αέρα , όλη η παραπάνω διαδικασία  ευνοείται κυρίως σε κλειστούς κάμπους-πεδιάδες και σε οροπέδια-λεκανοπέδια και γενικότερα σε ηπειρωτικές περιοχές μακριά από την θάλασσα (γιατί η θάλασσα έχει μεγαλύτερη θερμοχωρητικότητα σε σχέση με το έδαφος άρα ψύχεται πιο αργά) . Το αναστροφικό στρώμα που δημιουργείται από τους παράγοντες που αναλύθηκαν παραπάνω συνήθως διαλύεται τις προμεσημβρινές ώρες εκτός κι αν σχηματιστεί ομίχλης μεγάλου πάχους και συνθήκες άπνοιας οπότε η ομίχλη δεν θα διαλυθεί με αποτέλεσμα να αποτρέπει την ακτινοβολία να φτάνει στο έδαφος και να διατηρεί χαμηλές θερμοκρασίες

Η διατήρηση του αναστροφικού στρώματος χάρη στην ομίχλη

 

Θεωρητική πρόβλεψη χιονιού.

Ένα από τα πιο εντυπωσιακά καιρικά φαινόμενα είναι το χιόνι. Η πρόβλεψη του δύσκολη καθώς εξαρτάται από πάρα πάρα πολλές παραμέτρους. Μια γενική και πολύ διαδεδομένη, στις ΗΠΑ τουλάχιστον, μέθοδος πρόβλεψης του είναι η top-down μέθοδος(απο το ΝΟΑΑ). Δηλαδή από πάνω προς τα κάτω.
Με αυτήν, κοιτάμε το προφίλ(θερμοκρασία και σχετική υγρασία κυρίως) της τροπόσφαιρας από πάνω προς τα κάτω και με βάση κάποιους γενικούς κανόνες αποφασίζουμε αν θα επιβιώσει η νιφάδα στο έδαφος ή όχι.



Έτσι λοιπόν για να σχηματιστεί νιφάδα χιονιού, πρέπει καταρχήν να υπάρχουν στον αέρα πυρήνες συγκέντρωσης πάγου(ice nuclei ή ΙΝ), που επιτρέπουν να σχηματιστούν παγοκρύσταλλοι στην ατμόσφαιρα(γύρω από τα ΙΝ). Οι παγοκρύσταλλοι δημιουργούν και τις νιφάδες χιονιού.
Οι περισσότεροι ΙΝ ενεργοποιούνται σε θερμοκρασίες -8 °C και κάτω, ενώ οι ΙΝ ιωδιούχου σιδήρου ενεργοποιούνται στους -4 °C. Η θερμοκρασία των -4 °C είναι και αυτή που αποτελεί το ανω όριο ενεργοποίησης σχηματισμού παγοκρυστάλλων πάνω στα ΙΝ. Πάνω από αυτήν δεν σχηματίζονται παγοκρύσταλλοι.

Για το σχηματισμό των παγοκρυστάλλων οι γενικοί κανόνες είναι ότι λαμβάνουμε τα στρώματα της ατμόσφαιρας οπου η σχετική υγρασία είναι πολύ υψηλή(>90%) ή όπου έχουμε σαφή σχηματισμό νεφών(ενας παλιος κανόνας είναι ότι αν η θερμοκρασία απέχει λιγότερο από 4 °C από το σημείο δρόσου τότε εχουμε σχηματισμό νεφών) ΚΑΙ τότε:

Αν θερμοκρασία ≥ -4 °C τότε εχουμε ελάχιστο ή καθόλου σχηματισμό παγοκρυστάλλων.
Αν -4 °C  θερμοκρασία > -10 °C τότε εχουμε 0% εως 60% πιθανότητα για σχηματισμό παγοκρυστάλλων.
Αν -10 °C ≥ θερμοκρασία > -12 °C τότε εχουμε 60% με 70% πιθανότητα για σχηματισμό παγοκρυστάλλων.
Αν -12 °C ≥ θερμοκρασία > -15 °C τότε εχουμε 70% με 90% πιθανότητα για σχηματισμό παγοκρυστάλλων.
•Ενώ στους -20 °C θερμοκρασία εχουμε σχεδον 100% πιθανότητα για σχηματισμό παγοκρυστάλλων πάνω στους όποιους θα χτιστούν οι νιφάδες.

Τα περισσότερα επεισόδια χιονιού έχουν νέφη με θερμοκρασίες κάτω των -10 °C.

Για θερμοκρασίες νεφών πάνω από -6 °C συνήθως δεν εχουμε σχηματισμό παγοκρυστάλλων και εχουμε νερό σε υπέρψυξη. Δηλαδή νερό κάτω από τους 0 °C που όμως είναι σε υγρή μορφή και «περιμένει» κάποιον ΙΝ για να γίνει στερεο(παγοκρύσταλλος).

Συνήθως υπάρχει ένα μη κορεσμένο στρώμα(στρώμα χωρίς νέφη) μεταξύ 2 κορεσμένων στρωμάτων(νεφών), πάνω και κάτω(με το κάτω να είναι συνήθως και πιο παχύ). Το πάνω κορεσμένο στρώμα συνήθως είναι κάτω από -10 °C και προκαλεί ρίψη παγοκρυστάλλων οι οποίοι τροφοδοτούν το κάτω κορεσμένο στρώμα νεφών το οποίο αν αποτελείται από νερό σε υπέρψυξη, δημιουργούνται σε αυτό παγοκρύσταλλοι. Αυτή η διαδικασία ονομάζεται σπορά από το πάνω νέφος.
Για να είναι δυνατή η σπορά, πρέπει η απόσταση των 2 στρωμάτων νεφών να είναι το πολύ 1000 με 1500 μέτρα, αλλιώς δεν υφίσταται σπορά.

Επιπροσθέτως κατά την κάθοδο παγοκρυστάλλων από το πάνω στρώμα, καθώς περνάει από το μη κορεσμένο στρώμα οι παγοκρύσταλλοι υφίστανται εξάτμιση/εξάχνωση και έτσι πολλές φορές το ακόρεστο στρώμα υφίσταται κορεσμένο και δημιουργείται νέο στρώμα νέφους. Αυτές οι περιπτώσεις είναι δύσκολες και δεν υπάρχουν γενικοί κανόνες για να εχουμε συμπεράσματα.

Όταν λοιπόν υπάρχει σχηματισμός και ρίψη παγοκρυστάλλων από ένα ψυχρό στρώμα νεφών από πάνω, και αρα σχηματισμός νιφάδων, τότε θέλουμε να ξέρουμε όταν θα περάσει μέσα από ένα θερμό(με θερμοκρασία > 0 °C) κορεσμένο στρώμα(νέφος), που συνήθως υπάρχει ενδιάμεσα στο ψυχρό στρώμα πάνω και στο έδαφος, αν θα επιβιώσει η νιφάδα ή αν θα λιώσει.
Έτσι εχουμε τους γενικούς εμπειρικούς κανόνες:

◘Να τονιστεί ότι τα παρακάτω ισχύουν όταν ΥΠΑΡΧΕΙ θερμό ΚΟΡΕΣΜΕΝΟ στρώμα, δηλαδή θερμό νέφος. Και όχι απλώς θερμο στρώμα αέρα.

•1η περίπτωση: Αν κάτω από το θερμο κορεσμένο στρώμα, στο PBL(ατμοσφαιρικο οριακό στρώμα, δηλαδή το στρώμα αέρα από το έδαφος εως και περίπου 1000 εως και 1500 μέτρα το οποίο ανω ύψος μεταβάλλεται κάθε φορά) δηλαδή, ολο το θερμοκρασιακό προφίλ έχει θερμοκρασία κάτω από 0 °C(εγκλωβισμός δηλαδή).

•2η περίπτωση: Αν κάτω από το θερμο κορεσμένο στρώμα, στο PBL δηλαδή, ολο το θερμοκρασιακο προφίλ
έχει θερμοκρασία πάνω από 0 °C.
Τότε ολος ο υετός πέφτει με την μορφή βροχής συνήθως, εκτός από πολύ οριακές περιπτώσεις όπου
παρουσία σποράς, η σπορά γίνεται από νέφη με πολύ χαμηλή θερμοκρασία (-12 °C και κάτω) και η
απόσταση πάνω και κάτω κορεσμένου στρώματος είναι μικρή και το θερμοκρασιακο προφίλ του PBL
είναι πολύ κοντά στους 0 °C.

Όταν όμως ΔΕΝ υπάρχει θερμο ΚΟΡΕΣΜΕΝΟ στρώμα, δηλαδή αν δεν υπάρχει θερμο νέφος, οπως ισχυει τις περισσοτερες φορες, τότε το αν επιβιώσει το χιόνι(οι νιφάδες) κάτω στο έδαφος εξαρτάται από το θερμοκρασιακο προφίλ του PBL. Αυτές οι περιπτώσεις μπορούν να αντιμετωπιστούν εμπειρικά αναλόγως με την περιοχή, αλλά ενας γενικος κανόνας είναι ότι σχεδόν σίγουρα(εξαιρέσεις είναι όταν η σχετική υγρασία είναι κάτω από 20% περίπου, περισσότερα περι αυτού πιο κάτω) χιόνι πέφτει εως εκείνο το στρώμα οπου η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου(wet bulb temperature) είναι 0 °C.
Το στρωμα αυτο λέγεται και wet bulb zero level στα διάφορα σαιτ.

Εμπειρικά παρουσία ικανου υετού, χιόνι θα φτιάσει και σε υψόμετρα 200 εως 400 μέτρα κάτω από το στρώμα των 0 °C θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου. Αυτό διότι παρουσία υετού και εάν η wet-bulb είναι 0 °C σε υψόμετρο 400 μέτρων πχ, τότε πολύ γρήγορα(περίπου 5 °C με 10 °C ψύξης του περιβάλλοντος ανα ωρα) η θερμοκρασία αέρα θα γίνει 0 °C και το υψόμετρο οπου η wet-bulb είναι 0 °C θα κατέβει.

Θεωρητικά για να επιβιώνει η νιφάδα σε ένα περιβάλλον αέρα, πχ στο έδαφος(να ξέρουμε δηλαδή αν θα επιβιώνει η νιφάδα/το χιόνι όταν εχουμε δεδομένη χιονόπτωση, να ξέρουμε αν θα στρώνει δηλαδή στο έδαφος), πρέπει για μια δεδομένη θερμοκρασία T(σε βαθμούς Κελσίου) να εχουμε μια συγκεκριμένη σχετική υγρασία:

Αυτό το συγκεκριμένο ζεύγος θερμοκρασιας-σχετικης υγρασίας θεωρητικής επιβίωσης της νιφάδας, παριστάνεται με πορτοκαλί στο παρακάτω διάγραμμα.

Το διάγραμμα δίνει με πορτοκαλί γραμμή την θεωρητική(σύμφωνα με το πάνω τύπο) θερμοκρασία επιβίωσης νιφάδας για κάθε σχετική υγρασία, με γαλάζια γραμμή την θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου που αντιστοιχεί σε αυτό το ζεύγος θεωρητικής θερμοκρασιας-σχετικης υγρασίας και με πράσινη γραμμή(την θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου δηλαδή που χρειάζεται για να μην λιώνει η νιφάδα) και το σημείο δρόσου που αντιστοιχεί σε αυτό το ζεύγος θεωρητικής θερμοκρασιας-σχετικης υγρασίας(το σημείο δρόσου δηλαδή που χρειάζεται για να μην λιώνει η νιφάδα) .

Βλέπουμε πχ ότι για 20% σχετική υγρασία(οριζόντιος άξονας χ), η θεωρητική θερμοκρασία επιβίωσης της νιφάδας είναι 7 °C. Κάτω από 7 °C δηλαδή με 20% σχετική υγρασία η νιφάδα επιβιώνει. Πάνω από 7 °C με 20% σχετική υγρασία, τότε λιώνει.

Βλέπουμε επίσης ότι για σχεδόν μηδενικές σχετικές υγρασίες η μέγιστη θερμοκρασία επιβίωσης μιας νιφάδας είναι οι 10.5 °C.

Βλέπουμε από το διάγραμμα ότι είναι δύσκολο να βρεθεί εμπειρικος κανόνας ή εμπειρικος τύπος για την θερμοκρασία επιβίωσης της νιφάδας για κάποια σχετική υγρασία.
Το ιδιο «ανώμαλα» μεταβάλλεται και το σημείο δρόσου(πράσινη γραμμή) πράγμα που δείχνει ότι το σημείο δρόσου δεν είναι καλος προγνώστης για το αν επιβιώνει ή όχι η νιφάδα. Και ότι ο εμπειρικος κανόνας για σημείο δρόσου μικρότερο των 0 °C συνεπάγεται ότι εχουμε χιόνι είναι παντελώς αυθαίρετος και λάθος.

ΟΜΩΣ, βλέπουμε ότι η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου(η γαλάζια γραμμή) έχει εκπληκτική συνέπεια στο να προβλέπει εάν επιβιώνει ή όχι η νιφάδα!
Έτσι λοιπόν για σχετικές υγρασίες από 30% εως 100% βλέπουμε ότι εάν η wet bulb είναι κοντά στους 0 °C ή ακόμα και λίγο θετική(πχ +0.3 °C) τότε η νιφάδα επιβιώνει. Μπορούμε να εξάγουμε δηλαδή τον εμπειρικο κανόνα ότι για wet bulb κάτω από 0.4 °C τότε το χιόνι δεν λιώνει. Για σχετικές υγρασίες από 30% εως 100%.

Για σχετικές υγρασίες μάλιστα κάτω από 30% βλέπουμε ότι το χιόνι δεν λιώνει για ακόμα μεγαλύτερες θερμοκρασίες wet bulb, εως και 0.8 °C περίπου!

Άρα συμπερασματικά η θερμοκρασια υγρού θερμομέτρου είναι ενα ςαπό τους καλύτερους προγνώστες για το χιόνι στην επιφάνεια.

Υγρομετρικές Παράμετροι

Η ποσότητα υδρατμών στην ατμόσφαιρα μεταβάλλεται σε όγκο συνεχώς και κυμαίνεται από 0-4 % . Η ποσότητα αυτή βρίσκεται σε αέρια , υγρή και στερεά κατάσταση ( υδρατμοί , σταγονίδια και παγοκρύσταλλοι αντίστοιχα )  . Εμείς θα ασχοληθούμε στο άρθρο αυτό με τους υδρατμούς για να εισάγουμε δείκτες που εκφράζουν την  ποσότητα υδρατμών του αέρα ( δείκτες υγρασίας ) . Οι υδρατμοί στην ατμόσφαιρα προέρχονται κυρίως από την εξάτμιση θαλασσών , βροχής, λιμνών κλπ . Αν  και ηποσότητα των υδρατμών είναι πολύ μικρή σε σχέση με άλλα αέρια είναι σημαντικότατη , διότι είναι η βάση των ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων ( βροχή , χιόνι κλπ ) . Ο ατμοσφαιρικός αέρας σε ορισμένη θερμοκρασία μπορεί να συγκρατήσει ορισμένη ποσότητα υδρατμών που είναι ανάλογη με την θερμοκρασία ( όσο αυξάνεται η θερμοκρασία τόσο αυξάνεται αυτή η ποσότητα ) . Στην περίπτωση που ο αέρας περιέχει αυτή την οριακή ποσότητα υδρατμών τότε είναι κορεσμένος , αν η ποσότητα υδρατμών υπερβεί το όριο αυτό τότε οι επιπλέον υδρατμοί υγροποιούνται σε κάθε άλλη περίπτωση ο αέρας είναι ακόρεστος . Τώρα θα εισάγουμε μια άλλη έννοια αυτής της μερικής πίεσης υδρατμών που θα μας βοηθήσει στην κατανόηση της σχετικής υγρασίας . Η μερική πίεση υδρατμών είναι το μέρος της πίεσης που ασκεί η ατμόσφαιρα που οφείλεται στους υδρατμούς  και είναι ανάλογη με τον αριθμό των μορίων των υδρατμών( της μάζας τους ) σε ορισμένο όγκο αέρα . Η πίεση αυτή γίνεται μέγιστη στον κορεσμένο σε υδρατμούς αέρα  και τότε ονομάζεται τάση κορεσμένων υδρατμών με τιμή ανάλογη της θερμοκρασίας . Να θυμίσουμε ότι το ποσοστό υδρατμών στην ατμόσφαιρα είναι ιδιαίτερα μικρό περίπου 1% άρα και η μερική του πίεση συνήθως είναι της τάξης των 10 hpa .Επιπλέον είναι χρήσιμο να ορίσουμε τις έννοιες ξηρός και υγρός αέρας . Ξηρός αέρας είναι το τμήμα του αέρα που είναι απαλλαγμένο από υδρατμούς , ενώ υγρός αέρας είναι ο ξηρός αέρας μαζί με τους υδρατμούς .

192287-1483948267

ΔΕΙΚΤΕΣ ΥΓΡΑΣΙΑΣ 

  • ΑΠΟΛΥΤΗ ΥΓΡΑΣΙΑ

Ως απόλυτη υγρασία ορίζεται ο λόγος της μάζας των υδρατμών mv προς τον συνολικό όγκο V που τους περιέχει .

ρv = mv /v

Δηλαδή η απόλυτη υγρασία είναι η πυκνότητα των υδρατμών  και μετριέται σε χιλιόγραμμα υδρατμών ( κιλά ) ανά κυβικό μέτρο αέρα ( 1000 λίτρα )

 

  • ΕΙΔΙΚΗ ΥΓΡΑΣΙΑ

Ως ειδική υγρασία ορίζουμε τον λόγο της μάζας των υδρατμών mv προς την μάζα του μίγματος αέρα που τους περιέχει m . Με άλλα λόγια  είναι  η μάζα των υδρατμών διά την μάζα του αέρα στον οποίον περιέχονται και εκφράζεται σε χιλιόγραμμα υδρατμών ανά χιλιόγραμμα υγρού αέρα .

qh = mv/m

 

  • ΑΝΑΛΟΓΙΑ ΜΕΙΓΜΑΤΟΣ

Ως αναλογία μίγματος ορίζουμε τον λόγο της μάζας των υδρατμών mv προς την μάζα του ξηρού αέρα md . Εκφράζεται σε χιλιόγραμμα υδρατμών ανά χιλιόγραμμα ξηρού αέρα .

w = mv/md

 

  • ΑΝΑΛΟΓΙΑ ΜΕΙΓΜΑΤΟΣ ΚΟΡΕΣΜΟΥ

Ως αναλογία μίγματος κορεσμού ορίζεται ο λόγος της μάζας των υδρατμών σε συνθήκες κορεσμού ms προς την μάζα του ξηρού αέρα  md. Εκφράζεται σε χιλιόγραμμα υδρατμών σε  συνθήκες κορεσμού ανά χιλιόγραμμα ξηρού αέρα .

ws = ms / md

 

  • ΣΧΕΤΙΚΗ ΥΓΡΑΣΙΑ

Είναι ίσως ο πιο χρήσιμος δείκτης για την μετεωρολογία . Σχετική υγρασία ονομάζεται ο λόγος της αναλογίας μίγματος (w)προς την αναλογία μίγματος κορεσμού ( ws )  εκφρασμένος σε ποσοστό επί της 100 . Εναλλακτικά είναι ο λόγος του ποσού των υδρατμών που περιέχει ο αέρας( m) προς το μέγιστο ποσό των υδρατμών ώστε να επέλθει κορεσμός σε ίδια θερμοκρασία και πίεση(ms) . Τέλος , ένας ακόμα εναλλακτικός ορισμός είναι ο λόγος της μερικής πίεσης των υδρατμών (e) προς την τάση των κορεσμένων υδρατμών ( es) .

RH= 100 w/ws % = 100 m/ms %=100 e/es %

Έτσι γίνεται σαφές ότι η σχετική υγρασία δεν είναι μέτρο της ποσότητας των υδρατμών , αλλά μας δείχνει σε ορισμένη πίεση και θερμοκρασία πόσο κοντά είναι ο αέρας στο κορεσμό του ως προς τους υδρατμούς . Για παράδειγμα , αν η σχετική υγρασία είναι 75% ο αέρα σημαίνει ότι ο αέρας απέχει κατά 25 % από τον κορεσμό του σε υδρατμούς σε ορισμένη πίεση και θερμοκρασία . Για να φέρουμε τον αέρα σε κορεσμό πρέπει είτε να μειώσουμε την θερμοκρασία ( όπως προαναφέρθηκε όσο χαμηλότερη θερμοκρασία τόσο λιγότερους υδρατμούς μπορεί να συγκρατήσει ο αέρας) είτε διατηρώντας σταθερή πίεση και θερμοκρασία να αυξήσουμε την ποσότητα των ήδη υπάρχοντων υδρατμών κατά περίπου 33% ώστε η υγρασία από 75 % να γίνει 100 % . 

Σημείο Δρόσου – Υγρό Θερμόμετρο

Άφου πλεον έχουμε ορίσει τις υγρομετρικές παραμέτρους μπορούμε να κατανοήσουμε καλύτερα δύο ακόμα όρους της μετεωρολογίας αυτούς τους σημείο δρόσου και της θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου . Όποιος θέλει να βρει τους ορισμόυς των υγρομετρικών παραμέτρων μπορεί να ανατρέξει στην ενότητα «Έννοιες Μετεωρολογίας».

  • ΣΗΜΕΙΟ ΔΡΟΣΟΥ ( dew point)

Ως σημείο δρόσου ορίζουμε την θερμοκρασία πρέπει να ψυχθεί ο αέρας χωρίς μεταβολή της πίεσης ή της ποσότητας των υδρατμών ( δηλαδή της απόλυτης υγρασίας )  ώστε να κορεσθεί ως προς τους υδρατμούς ( θυμίζουμε ότι όσο μεγαλύτερη θερμοκρασία έχει ο αέρας τόσο πιο πολλούς υδρατμούς μπορεί να  »συγκρατήσει» ) . Επομένως καταλαβαίνουμε ότι η ποσότητα των υδρατμών είναι ανάλογη του σημείου δρόσου ( όσο μεγαλύτερο σημείο δρόσου τόσο μεγαλύτερη ποσότητα υδρατμών στον αέρα ) . Με άλλα λόγια το σημείο δρόσου είναι μια πολύ καλή ένδειξη για το μέτρο της απόλυτης υγρασίας . Επίσης γίνεται σαφές οτί όσο μεγαλύτερη είναι η διαφορά θερμοκρασίας και σημείο δρόσου τόσο μικρότερη είναι η σχετική υγρασία . Όταν η θερμοκρασία και το σημείο δρόσου ταυτίζονται τότε η σχετική υγρασία είναι 100% .

  • ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΥΓΡΟΥ ΘΕΡΜΟΜΕΤΡΟΥ ( wet bulb )

Με την αφορμή του υγρού θερμομέτρου θα ορίσουμε δύο έννοιες που θα βοηθήσουν στην κατανόηση του , αυτές της αδιαβατικής διαδικασίας και της λανθάνουσας θερμότητας . Όταν ένα υλικό αλλάζει την φυσική του κατάσταση ( αλλαγή πίεσης , όγκου κλπ)  χωρίς την προσθήκη θερμότητας σε αυτό ή αφαίρεση θερμότητας από αυτό , η αλλαγή αυτή λέγεται αδιαβατική. Για παράδειγμα όταν ένα θερμικά απομονωμένο από το περιβάλλον αέριο εκτονωθεί , τότε αυτό ψύχεται γιατί παράγει έργο( » προσφέρει » ενέργεια στο περιβάλλον ) χωρίς να προσφέρεται από το περιβάλλον θερμότητα σε αυτό . Οι περισσότερες ατμοσφαιρικές διαδικασίες ( π.χ ακτινοβολία ) είναι διαβατικές , ωστόσο έχει εμπειρικά διαπιστωθεί ότι για περίοδο 24 ωρών μπορούν να θεωρηθούν αδιαβατικές . Η ενέργεια που απαιτείται για την αλλάγη της κατάστασης μιας ουσίας όπως το νερό ονομάζεται λανθάνουσα θερμότητα  . Για παράδειγμα κατά την διαδικασία της εξάτμισης το νερό ψύχεται . Το νερό σε αέρια μορφή έχει μεγαλύτερα ποσά ενέργειας ( εντονότερες κινήσεις των μορίων του )  , έτσι τα μόρια των υδρατμών κατακρατούν μέρος της ενέργειας  των μορίων του  υγρού νερού γιαυτό και το νερό ψύχεται . Τώρα , μπορούμε πλέον να ορίσουμε την θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου . Η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου ορίζεται  ως η θερμοκρασια που μια ποσότητα αέρα θα αποκτήσει, εαν ψυχθεί αδιαβατικα υπό σταθερή πίεση μέσω της εξάτμισης νερου στο κομμάτι αέραα αυτό , εως ότου να κορεστεί από υδρατμούς, εάν υποθέσουμε οτί όλη η λανθάνουσα θερμότητα κατά  την εξάτμιση του νερού δίνεται από την ποσότητα αέρα . Η θερμοκρασία αυτή πρακτικά είναι η θερμοκρασία που δείχνει ένα θερμόμετρο υδραργύρου όταν τυλίξουμε στην βάση του ένα βρεγμένο πανί και επιταχύνουμε την εξάτμιση . Όσο πιο ξηρός είναι ο αέρας τόσο μεγαλύτερη η εξάτμιση άρα και η ψύξη του αέρα γι αυτό όσο μεγαλύτερη είναι η διαφορά θερμοκρασίας και θερμοκρασίας υγρού θερμομέτρου τόσο χαμηλότερη είναι η σχετική υγρασία. Είναι σαφές οτι η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου είναι χαμηλότερη απο την πραγματική θερμοκρασία αφόυ δεσμεύεται από τον αέρα λανθάνουσα θερμότητα κατά την εξάτμιση του υγρού νερού . Άρα ελαττώνονται οι κινήσεις των μορίων του αέρα και κατ ‘ επέκταση η θερμοκρασία . Ωστόσο η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου είναι πάντα πιο υψηλή απο το σημείο δρόσου γιατί ο αέρας  έρχεται πιο γρήγορα σε κορεσμό , αφού στους ήδη υπάρχοντες υδρατμούς προστίθενται οι υδρατμοί από την εξάτμιση του νερού . Η θερμοκρασία υγρού θερμομέτρο είναι ιδαίτερα χρήσιμη στο φαινόμενο της χιονόπτωσης , έχει παρατηρηθεί ότι όταν η θερμοκρασία υγρόυ θερμομέτρου έιναι μικρότερη ή ίση τωνμηδέν  βαθμών κελσίου ( 2 m πάνω από το έδαφος ) , τότε η διατήρηση του νερού σε στερεή μορφή μέχρι το έδαφος ( χιονονιφάδα ) είναι σχεδόν σίγουρη . Αυξημένες πιθανότητες χιονόπτωσης έχουμε μέχρι περίπου και τος 2 βαθμούς υγρού θερμομέτρου . Επίσης χρήσιμος δείκτης για την χιονόστρωση είναι η θερμοκρασία γρού θερμομέτρο 2cm πάνω από το έδαφος όμως ο υπολογισμός της είναι ιδιαίτερα δύσκολος ( κι εδώ για θερμοκρασία υγρού θερμομέτρου μικρότερη ή ίση με το μηδέν η χιονόστρωση είναι σχεδόν σίγουρη ) .

Μαθήματα μικροφυσικής των νεφών στο παράθυρο ενός αεροπλάνου

Πολλές φορές βλέπουμε να σχηματίζονται κρύσταλλοι πάνω στο παράθυρο του αεροπλάνου. Σε αυτό το σύντομο άρθρο θα προσπαθήσουμε να απαντήσουμε σε δύο ερωτήματα:
1. Πως δημιουργούνται αυτοί οι παγοκρύσταλλοι;
2. Από τι εξαρτάται το σχήμα τους?

Πριν απαντήσουμε σε αυτές τις δύο ερωτήσεις θα πρέπει να εξοικιωθούμε με κάποιους όρους και διαδικασίες.

Η θεωρία Bergeron-Findeisen
Σύμφωνα με αυτή τη θεωρία [Bergeron, 1935], η τάση των υδρατμών στην επιφάνεια ενός παγοκρυστάλλου είναι αρκετά μικρότερη από αυτήν στην επιφάνεια των μικρότερων νεφοσταγονιδίων. Για να γίνει πιο κατανοητή αυτή η πρόταση αρκεί να φανταστούμε απλουστευμένα ότι ο άερας ασκεί πολύ μικρότερη πίεση στα μόρια μίας ευρείας επιφάνειας σε σχέση με τα μόρια μίας περιορισμέμνης επιφάνειας. Για τον λόγο, λοιπόν, αυτόν, δημιουργείται μία ροή από τις υψηλότερες προς τις χαμηλότερες τάσεις υδρατμών και άρα από τα μικρά νεφοσταγονίδια προς τους μεγαλύτερους παγοκρυστάλλους. Με τον τρόπο αυτόν, σε ένα νέφος μικτής φάσης, όπου οι θερμοκρασίες κυμαίνονται μεταξύ 0 και -37oC και άρα η συνύπαρξη της υγρής (υπεψυγμένες σταγόνες) και της στερεάς (παγοκρυστάλλια) φάσης του νερού είναι δυνατή, οι παγοκρύσταλλοι θα αυξάνουν σε μέγεθους σε βάρος των νεφοσταγονιδίων.

bergeron

Δημιουργία υδροσταγόνων και παγοκρυστάλλων ετερογενώς
Για τη δημιουργία παγοκρυστάλλων σε πραγματικές συνθήκες, όπως και για τη δημιουργία υδροσταγόνων, συνήθως είναι απαραίτητη η ύπαρξη πυρήνων συμπύκνωσης (ετερογενής πυρηνοποίηση). Τέτοιοι μπορεί να είναι μικροσκοπικά κομμάτια πάγου ή κάποια άερζολς (πχ αφρικανική σκόνη, το αλάτι της θάλασσας, προιόντα αποσάθρωσης του εδάφους της γης κλπ). Αυτοί μεταφέρονται μέσω των ανοδικών ρευμάτων σε μεγαλύτερα ύψη και όντας μεγαλύτεροι από τα νεφοσταγονίδια, τα προσελκύουν. Έτσι δημιουργούνται οι πρώτες υδροσταγόνες. Αν αυτή η διαδικασία συμβεί σε θερμοκρασίες χαμηλότερες από 0oC, δημιουργούνται παγοκρυστάλλια. Ωστόσο, το σημείο πήξης του νερού εξαρτάται από τον πυρήνα συμπύκνωσης και το πόσο καλά αυτός «ταιριάζει» στην κρυσταλλική δομή του πάγου. Να σημειωθεί ότι το καθαρό νερό χωρίς προσμίξεις παγώνει σε θερμοκρασίες <-37οC [Houze, 2014].

Σχέση του σχήματος παγοκρυστάλλων με τη θερμοκρασία και υγρασία του περιβάλλοντος δημιουργίας τους
Στο παρακάτω σχήμα που αποτελεί προϊόν έρευνας των Kobayashi [1961], Magono and Lee [1966] και Bailey and Hallett [2009], φαίνεται κάτω από ποιες συνθήκες ένα παγοκρυστάλλιο θα πάρει κάποια συγκεκριμένη μορφή.

kobayashi

Έτσι λοιπόν, όταν στο παράθυρο του αεροπλάνου ξεμείνουν κάποιες μεγάλες σταγόνες αλλά και αρκετές μικρότερες που είναι ορατές σαν υγρασία πάνω στο τζάμι, κάποιες από αυτές θα παγώσουν νωρίτερα από κάποιες άλλες. Αυτό έχεις ως αποτέλεσμα, οι παγωμένες πλέον σταγόνες να προσελκύσουν τα μικρότερα υδροσταγονίδια και να αναπτυχθούν σε παγοκρύσταλλους. Το σχήμα των τελευταίων θα εξαρτάται από την εκάστοτε θερμοκρασία και υγρασία του αέρα. Ωστόσο, συνήθως παρατηρούμε οι κρύσταλλοι να έχουν αρκετά πιο περίπλοκα σχήματα από έναν απλό δενδρίτη ή εξάγωνο. Σύμφωνα με τους Bailey and Hallet [2009], σε θερμοκρασίες μεταξύ των -20 και -70οC (όπου συνήθως πετάει ένα αεροπλάνο), οι παγοκρύσταλλοι παίρνουν στηλόμορφες δομές ή ροζέτες ή συνδυασμό αυτών των δύο μοτίβων. Τέλος, είναι χαρακτηριστική η απουσία υδροσταγονιδίων περιφερειακά των παγοκρυστάλλων πάνω στο τζάμι (βλ. φώτο). Αυτό οφείλεται ακριβώς στη θεωρία Bergeron-Findeisen (που εξηγήθηκε νωρίτερα).

IMG_0981

Αναφορές

Bailey, Matthew P., and John Hallett. «A comprehensive habit diagram for atmospheric ice crystals: Confirmation from the laboratory, AIRS II, and other field studies.» Journal of the Atmospheric Sciences 66.9 (2009): 2888-2899.

Bergeron, T. 1935. On the physics of cloud and precipitation.Proc.5th Assembly U.G.G.I. Lisbon.Vol. 2, .p. 156.

Houze Jr, Robert A. Cloud dynamics. Vol. 104. Academic press, 2014.

Kobayashi, T. «The growth of snow crystals at low supersaturations.» Philosophical Magazine 6.71 (1961): 1363-1370.

Magono, C., and C. W. Lee, 1966: Meteorological classification of natural snow crystals. J. Fac. Sci., Hokkaido Univ., Ser. 7, 2, 321–335