Πολλές φορές ακούμε για τα μέτωπου καιρού που επηρεάζουν τον καιρό της περιοχές μας. Ένα από αυτά είναι και το θερμό μέτωπο. Τι όμως ακριβώς είναι ένα θερμό μέτωπο.

 

Ένα θερμό μέτωπο δημιουργείται όταν θερμός και υγρός αέρας εξαναγκάζεται να ακολουθήσει ανοδική πορεία πάνω από μία ψυχρότερη αέρια μάζα. Συνήθως χρησιμοποιούμε τον όρο θερμό μέτωπο για να οριοθετήσουμε τις δύο διαφορετικής θερμουγρομετρικής κατάστασης αέριες μάζες στην επιφάνεια. Ωστόσο αυτή η οριοθέτηση συνεχίζεται και συνολικά στο προφίλ της ατμόσφαιρας (δηλαδή καθ’ ύψος). Στο παρακάτω σχήμα το θερμό μέτωπο παρουσιάζεται με την χαρακτηριστική κόκκινη γραμμή.

Καθώς ο θερμός και υγρός αέρας ανέρχεται πάνω από τον ψυχρότερο αέρα, συμπυκνώνεται και δημιουργεί μία εκτεταμένη νεφική μάζα. Σημαντικό ρόλο στη δημιουργία αυτής της νεφικής μάζας παίζει η ζώνη θερμής μεταφοράς (warm conveyor belt), η οποία χαρακτηρίζεται από αυξημένες ταχύτητες ανέμων και υψηλα ποσά υδρατμών (υπερκορεσμένη ζώνη). Πάνω από αυτή τη ζώνη η ταχύτητα των ανέμων μπορεί να μειώνεται ή/και να μεταβάλλεται η διεύθυνσή τους. Για τον λόγο αυτό μπορεί να δημιουργείται τυρβώδης ροή, η οποία να απελευθερώνει μικρού μεγέθους αστάθεια (Kelvin-Helmholtz instability). Μέσω της τυρβώδους αυτής ροής, πακέτα θερμότερου αέρα μεταφέρονται σε ψυχρότερο περιβάλλον και εξαναγκάζονται σε περαιτέρω ανοδική πορεία, δημιουργώντας έτσι κύτταρα αστάθειας ενσωματωμένα στην εκτεταμένη νεφική μάζα του θερμού μετώπου (βλ. embedded convection και generating cells). Μέσα σε αυτά τα κύτταρα, οι μικροφυσικές διαδικασίες είναι πιο έντονες δημιουργώντας περισσότερο υετό.

Μία από τις πιο συνήθεις διαδιακασίες δημιουργίας παγοκρυστάλλων μέσα στα νέφη είναι όταν νεφοσταγονίδια σε υπέρψυξη (το καθαρό νερό μπορεί να βρίσκεται σε υγρή μορφή μέχρι την θερμοκρασία των -38°C) βρεθούν σε κατάλληλο θερμοκρασιακό περιβάλλον και παγώσουν (heterogeneous ice nucleation, condensation following by freezing). Σε αυτή τη φάση δημιουργούνται οι πρωταρχικοί παγοκρύσταλλοι (pristine ice crystals) σε σχηματισμούς που εξαρτώνται από τη θερμοκρασία και την υγρασία του περιβάλλοντος γέννεσής τους. Στη συνέχεια καθώς πέφτουν προς τα κάτω (αφού αποκτήσουν σημαντικό βάρος) μπορούν να συγκρούνται και συσσωματώνονται με άλλους παγοκρύσταλλους (aggregation). Η συσσωμάτωση είναι πιο έντονη σε θερμοκρασίες κοντά στους 0°C, όπου τα άκρα των παγοκρυστάλλων γίνονται υγρά και “κολλώδη”.

Μία από τις μικοφυσικές διαδικασίες που μπορεί να συμβούν μέσα στα νέφη είναι η δημιουργία χιονοχάλαζου (graupel). Το χιονοχάλαζο δημιουργείται λόγω της παρέλευσης παγοκρυστάλλων μέσα από υπερκορεσμένο περιβάλλον και της σύγκρουσής τους με υδροσταγόνες, οι οποίες παγώνουν πάνω στην επιφάνεια των παγοκρυστάλλων. Με τον τρόπο αυτό δημιουργείται ένα ακανόνιστο ημι-σφαιρικό συσσωμάτωμα που ονομάζεται χιονοχάλαζο ή graupel. Η δημιουργία του είναι αρκετά συχνή μέσα στη ζώνη θερμής μεταφοράς ενός θερμού μετώπου, καθώς όπως προαναφέρθηκε, αυτή μεταφέρει υψηλά ποσά υγρασίας (και άρα υδροσταγόνες).

Σε περιπτώσεις έντονου υετού η ισόθερμη των 0°C μπορεί να υποχωρεί σε χαμηλότερα υψόμετρα. Αυτό συμβαίνει διότι οι μεγάλου μεγέθους νιφάδες λιώνουν δυσκολότερα και άρα παραμένουν σε στερεά/ημι-τιγμένη μορφή σε χαμηλότερα υψόμετρα. Σε αυτήν την φάση (συνύπαρξης υγρής και στερεάς φάσης του νερού), ενέργεια (λανθάνουσα θερμότητα) αποροφάται από τους παγοκρύσταλλους ώστε να μετατραπούν σε νερό και δε δαπανάται ώστε να θερμανθεί ο περιβάλλων αέρας (ως εκ τούτου η θερμοκρασία παραμένει στους 0°C μέχρι την πλήρη τήξη των παγοκρυστάλλων).

Τέλος, παγοβροχή δημιουργείται όταν ψυχρός αέρας εγκλωβιστεί σε πολύ επιφανειακά στρώματα της ατμόσφαιρας (λόγω ορογραφίας ή άλλων παραγόντων), αλλά η ισόθερμη των 0°C τοποθετείται αρκετά ψηλότερα. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα, οι παγοκρύσταλλοι, αφού περάσουν την ισόθερμη των 0°C, να λιώσουν και να ξαναπαγώσουν όταν πλέον περάσουν στο ψυχρό επιφανειακό στρώμα (διατηρώντας το σφαιρικό τους σχήμα). Σε κάποιες περιπτώσεις, οι υδροσταγόνες δεν προλαβαίνουν να παγώσουν όσο βρίσκονται στον άερα, αλλά παγώνουν στην επαφή τους με επιφάνειες όταν πέφτουν στη γη.

 

Να τονιστεί ότι η παρούσα περιγραφή αποτελεί μία πολύ απλοϊκή προσέγγιση των μικροφυσικών διαδικασιών που συμβαίνουν μέσα σε ένα θερμό μέτωπο. Ακόμα και σήμερα πραγματοποιέιται εκτεταμένη έρευνα πάνω στις μικροφυσικές διαδικασίες, ενώ πολλές είναι και οι παραδοχές που γίνονται ώστε να εξηγηθούν/προσομοιωθούν παρόμοιες καταστάσεις.

 

 

Για να μένετε πάντα μετεωρολογικά ενημερωμένοι μπορείτε να ακολουθείτε το group μας στο facebook αλλά και το κανάλι μας στο youtube.

Οι εκπομπές χλωροφόρμιου, που αυξάνονται συνεχώς, ιδίως στην ανατολική Ασία και ειδικότερα στην ανατολική Κίνα, αποτελούν μια νέα απειλή για το στρώμα του όζοντος στην ατμόσφαιρα, η αποκατάσταση του οποίου μπορεί καθυστερήσει έως και οκτώ χρόνια, σύμφωνα με νέες εκτιμήσεις των επιστημόνων.

Η «τρύπα» του όζοντος, το οποίο προστατεύει τη Γη από την επικίνδυνη υπεριώδη ακτινοβολία του ήλιου, βρίσκεται σε διαδικασία σταδιακής αποκατάστασης, χάρη στους περιορισμούς που είχε επιβάλει το 1987 το πετυχημένο διεθνές Πρωτόκολλο του Μόντρεαλ στους χλωροφθοράνθρακες, την κύρια αιτία για την καταστροφή του όζοντος. Οι περισσότεροι επιστήμονες προβλέπουν ότι κάπου στα μέσα του αιώνα μας η «τρύπα» θα έχει κλείσει τελείως.

Όμως, μια νέα διεθνής μελέτη με επικεφαλής τον καθηγητή ατμοσφαιρικής επιστήμης Ρόναλντ Πριν του Πανεπιστημίου ΜΙΤ, που έκανε τη σχετική δημοσίευση στο περιοδικό γεωεπιστημών “Nature Geoscience”, εντόπισε μια νέα απειλή, το χλωροφόρμιο, μια άχρωμη ουσία που χρησιμοποιείται για την παραγωγή κυρίως προϊόντων όπως το «Τεφλόν» και διάφορες ψυκτικές ουσίες.

Μεταξύ 2000-2010 οι παγκόσμιες εκπομπές χλωροφόρμιου παρέμειναν σταθερές στους περίπου 270.000 τόνους ετησίως. Όμως, μεταξύ 2010-2015 οι εκπομπές και οι συγκεντρώσεις του στην ατμόσφαιρα του πλανήτη μας έχουν αυξηθεί σημαντικά, ξεπερνώντας πλέον τους 324.000 τόνους. Το μεγαλύτερο μέρος της αύξησης αποδίδεται στην Κίνα, σύμφωνα με το ΑΜΠΕ.

Αν αυτή η τάση συνεχιστεί, οι επιστήμονες προβλέπουν ότι η αποκατάσταση του όζοντος θα καθυστερήσει κατά τέσσερα έως οκτώ χρόνια. «Η ανάκαμψη του όζοντος δεν είναι τόσο γρήγορη όσο οι άνθρωποι ήλπιζαν και, όπως διαπιστώσαμε, το χλωροφόρμιο πρόκειται να την καθυστερήσει κι άλλο», δήλωσε ο Πριν.

Το χλωροφόρμιο είναι μια πολύ βραχύβια ουσία στην ατμόσφαιρα, όπου παραμένει περίπου πέντε μήνες μετά την εκπομπή της, γι’ αυτό και το Πρωτόκολλο του Μόντρεαλ δεν την είχε συμπεριλάβει στους περιορισμούς του. Όμως, σύμφωνα με τους ερευνητές, κάνει μεγαλύτερη ζημιά από ό,τι είχε υποτεθεί έως τώρα.

 

 

Πέρυσι, Βρετανοί επιστήμονες είχαν ανακοινώσει μια άλλη απειλή για το στρώμα του όζοντος, από μια επίσης πολύ βραχύβια ουσία, το διχλωρομεθάνιο, το οποίο, όπως το χλωροφόρμιο, χρησιμοποιείται από τη χημική βιομηχανία ως ενδιάμεσο προϊόν για την παραγωγή άλλων τελικών προϊόντων.

Το χλωροφόρμιο και το διχλωρομεθάνιο, μπορούν υπό τη επίδραση των τυφώνων, μουσώνων και άλλων ισχυρών ανέμων, να ωθηθούν προς τη στρατόσφαιρα, όπου τελικά θα αποσυντεθούν σε χλώριο, το οποίο, με τη σειρά του, καταστρέφει το όζον.

 

Πηγή: GreenAgenda

Η πρώτη ατμόσφαιρα του πλανήτη πιθανότατα είχε πάρα πολλές ομοιότητες με την ατμόσφαιρα του ήλιου. Η ατμόσφαιρα αυτή, η οποία περιείχε μεγάλες ποσότητες υδρογόνου (Η2) και ήλιου (He), χάθηκε σχετικά σύντομα μετά από τη δημιουργία της, πριν από περίπου 4.6 δισ. χρόνια. Στην απώλεια της αρχικής ατμόσφαιρας της Γης συνετέλεσαν, μεταξύ άλλων, ο ισχυρός ηλιακός άνεμος («βροχή» φορτισμένων σωματιδίων από τον ήλιο) και οι εξαιρετικά υψηλές θερμοκρασίες που επικρατούσαν στον πλανήτη μας εκείνη τη χρονική περίοδο.

Η παρούσα ατμόσφαιρα θεωρείται το αποτέλεσμα της εξελικτικής πορείας μιας πρωταρχικής, αναγωγικής ατμόσφαιρας η οποία προέκυψε από την έκλυση διαφόρων αερίων από το εσωτερικό της Γης μέσω της ηφαιστειακής δραστηριότητας και των θερμοπιδάκων. Τα εκλυόμενα αέρια αποτελούνταν στο μεγαλύτερο ποσοστό τους (~80%) από υδρατμούς (Η2Ο) και διοξείδιο του άνθρακα (CO2), ενώ σε μικρότερες ποσότητες περιείχαν ενώσεις του αζώτου (Ν2). Με βάση χημικές αναλύσεις από τα αρχαιότερα πετρώματα της Γης, η πρωταρχική αυτή ατμόσφαιρα περιείχε επίσης μεθάνιο (CH4), μονοξείδιο του άνθρακα (CO) και κυάνιο (CN), ενώ απουσίαζε το οξυγόνο (Ο2).

Η έκλυση αερίων από το θερμό εσωτερικό του πλανήτη μας συνεχίστηκε για εκατομμύρια χρόνια, εμπλουτίζοντας την αναγωγική ατμόσφαιρα με υδρατμούς και οδηγώντας, σταδιακά, στο σχηματισμό νεφών (αποτέλεσμα της συμπύκνωσης των υδρατμών). Ταυτόχρονα, η θερμοκρασία της επιφάνειας συνέχισε να υποχωρεί, επιτρέποντας στο νερό που έπεφτε με την μορφή βροχής να γεμίσει σταδιακά της κοιλότητες (αποτέλεσμα του «βομβαρδισμού» της Γης από πλήθος αστρικών σωμάτων) του πλανήτη μας, δημιουργώντας λίμνες, ποτάμια και ωκεανούς. Κατά τη διάρκεια αυτής της φυσικής διεργασίας, μεγάλες ποσότητες διοξειδίου του άνθρακα απομακρύνθηκαν από την ατμόσφαιρα, διαλυόμενες στο βρόχινο νερό και αποθηκευόμενες τελικά στους ωκεανούς. Μέσω χημικών και βιολογικών διεργασιών, ένα σημαντικό μέρος του παραπάνω διοξειδίου του άνθρακα εγκλωβίστηκε τελικά σε ιζηματογενή πετρώματα (π.χ. ασβεστόλιθος). Η σταδιακή απομάκρυνση υδρατμών (μέσω συμπύκνωσης και κατακρήμνισης με την μορφή βροχής) και διοξειδίου του άνθρακα κατέστησε τελικά το χημικά αδρανές άζωτο κυρίαρχο ατμοσφαιρικό συστατικό.

Κατά την ίδια χρονική περίοδο, η αναγωγική ατμόσφαιρα της Γης «σφυροκοπείται» από την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία ενώ εκδηλώνονται πολύ βίαια καιρικά φαινόμενα, συνοδευόμενα από έντονη ηλεκτρική δραστηριότητα (κεραυνοί). Η συνύπαρξη αυτών των πηγών ενέργειας και της αναγωγικής ατμόσφαιρας έπαιξε καθοριστικό ρόλο στη δημιουργία του οξυγόνου, αφού επέτρεψε καταρχήν τη δημιουργία πρωτόγονων μορφών ζωής (π.χ. βακτήρια), οι οποίες στη συνέχεια εμπλούτισαν με οξυγόνο την ατμόσφαιρα μέσω της διεργασίας της φωτοσύνθεσης.

Το ατμοσφαιρικό οξυγόνο μπορεί να δημιουργηθεί με τουλάχιστον δύο τρόπους:

  • Με φωτοδιάσπαση των υδρατμών υπό την επίδραση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας.

Κατά τη φωτοχημική αυτή διεργασία, τα μόρια των υδρατμών διασπώνται από την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία, οδηγώντας στην παραγωγή μορίων υδρογόνου και οξυγόνου. Η διεργασία αυτή εξακολουθεί να λαμβάνει χώρα ακόμα και σήμερα στην ανώτερη ατμόσφαιρα.

  • Με φωτοσύνθεση κατά την οποία ζώντες οργανισμοί συνθέτουν την τροφή τους (γλυκόζη) από υδρατμούς και διοξείδιο του άνθρακα, παρουσία της ορατής ηλιακής ακτινοβολίας.  

Από τους δύο αυτούς τρόπους παραγωγής του οξυγόνου στην ατμόσφαιρα, η διεργασία της φωτοσύνθεσης είναι κυρίαρχη σε σχέση με τη φωτοδιάσπαση. Σύμφωνα με δοκιμαστικούς υπολογισμούς, μόνο το 10-6 – 10-4 της σημερινής συγκέντρωσης της ατμόσφαιρας σε οξυγόνο θα μπορούσε να παραχθεί με φωτοδιάσπαση. Στον αντίποδα βέβαια, η διεργασία της φωτοσύνθεσης προϋποθέτει την παρουσία ζωής.  

Σύμφωνα με τις σημερινές αντιλήψεις, οι πρώτοι ζώντες οργανισμοί της Γης δημιουργήθηκαν μέσω της επίδρασης των προαναφερθέντων ισχυρών πηγών ενέργειας επάνω στα αέρια της πρωταρχικής, αναγωγικής ατμόσφαιρας. Πειραματικά αποδεικνύεται πως η επίδραση ισχυρών πηγών ενέργειας επάνω σε αναγωγική ατμόσφαιρα οδηγεί στο σχηματισμό αμινοξέων και άλλων οργανικών ενώσεων. Αυτές οι οργανικές ενώσεις διαλύθηκαν στους υδάτινους όγκους της «νεαρής» Γης όπου, προστατευόμενες από τη βλαβερή υπεριώδη ακτινοβολία, σχημάτισαν καταλυτικά μόρια DNA και RNA, καθώς και διάφορα άλλα ένζυμα, «συστατικά» απαραίτητα για την ανάπτυξη ζωής. Ωστόσο, η έξοδος αυτών των πρωτόγονων μορφών ζωής από το νερό δε θα μπορούσε να πραγματοποιηθεί προτού η Γη αποκτούσε κάποιου είδους προστασία από την επιζήμια υπεριώδη ακτινοβολία του ήλιου.

Η προστασία της Γης από τη βλαβερή υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία επετεύχθη με το σχηματισμό του όζοντος (Ο3), το οποίο είναι αέριο που διαθέτει το μοναδικό χαρακτηριστικό της ισχυρής απορρόφησης της βλαβερής υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. Τα πρώτα ίχνη όζοντος στην ατμόσφαιρα του πλανήτη μας δημιουργήθηκαν από το λιγοστό οξυγόνο που άρχισαν να εκλύουν οι πρωτόγονοι «υποβρύχιοι» οργανισμοί μέσω της διεργασίας της φωτοσύνθεσης. Η παραγωγή όζοντος από οξυγόνο είναι μια φωτοχημική διεργασία η οποία λαμβάνει χώρα στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας, υπό την επίδραση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. Με βάση θεωρητικά ατμοσφαιρικά υποδείγματα, υπολογίζεται πως για την παραγωγή ποσότητας όζοντος ικανής για την προστασία της ζωής στη Γη απαιτούταν το ένα χιλιοστό της σημερινής συγκέντρωσης της ατμόσφαιρας σε οξυγόνο.
Με τη δημιουργία της προστατευτικής στιβάδας του όζοντος στην ανώτερη ατμόσφαιρα, οι ζώντες οργανισμοί κατόρθωσαν να επιβιώσουν και έξω από το νερό. Έτσι, αναπτύχθηκε σταδιακά η βλάστηση στην επιφάνεια του πλανήτη μας και η φωτοσύνθεση κυριάρχησε, εμπλουτίζοντας την ατμόσφαιρα με οξυγόνο. Σήμερα γνωρίζουμε ότι πριν από 0.5 – 1 δισ. χρόνια, η ατμόσφαιρα της Γης περιείχε τόσο οξυγόνο όσο περίπου και σήμερα. Στο σημείο αυτό αξίζει να σημειώσουμε πως από τη συνολική ποσότητα οξυγόνου που παρήχθη από τους φυτικούς οργανισμούς στη διάρκεια της ιστορίας της Γης, μόνο το 10% αντιστοιχεί στα επίπεδα συγκεντρώσεων που παρατηρούμε σήμερα. Το υπόλοιπο 90% καταναλώθηκε κυρίως για την παραγωγή οξειδίων στο φλοιό της Γης (π.χ. ανθρακικό ασβέστιο).

Η δημιουργία, ειδικότερα, των ανθρακικών ενώσεων έπαιξε σημαντικό ρόλο στην απομάκρυνση σημαντικών ποσοτήτων διοξειδίου του άνθρακα από την ατμόσφαιρα. Στην πιο πρόσφατη ιστορία του πλανήτη μας, η περιεκτικότητα της ατμόσφαιρας σε διοξείδιο του άνθρακα και οξυγόνο παρέμεινε σταθερή ως αποτέλεσμα της ισορροπίας μεταξύ των διεργασιών της φωτοσύνθεσης, της δέσμευσης του διοξειδίου του άνθρακα σε ανθρακικά πετρώματα, της αναπνοής, της καύσης, της οξείδωσης και της έκλυσης ηφαιστειακών αερίων. Στον «καθαρισμό» της ατμόσφαιρας από το διοξείδιο του άνθρακα, καθοριστικό ρόλο έπαιξε το νερό. Δίχως την παρουσία του δεν θα αναπτυσσόταν ζωή ικανή να φωτοσυνθέσει και να εμπλουτίσει την ατμόσφαιρα με οξυγόνο.

Συνοψίζοντας, μπορούμε να πούμε ότι η σημερινή ατμόσφαιρα προέκυψε από την πρωταρχική αναγωγική ατμόσφαιρα αφού πρώτα αφαιρέθηκαν μεγάλες ποσότητες διοξειδίου του άνθρακα και υδρατμών. Μέσα από τη διαδικασία αυτή, το άζωτο κατέστη το κυρίαρχο συστατικό της ατμόσφαιρας, λόγω και της χημικής του αδράνειας. Τέλος, η ανάπτυξη ζωής αρχικά στο νερό και στη συνέχεια έξω από αυτό, εμπλούτισε την ατμόσφαιρα με οξυγόνο. Υπολογίζεται ότι η ατμόσφαιρα της Γης έφτασε στη σημερινή της σύσταση πριν από περίπου 0.5 δισ. χρόνια.  

Επιμέλεια – Σύνταξη: Θοδωρής Μ. Γιάνναρος, Φυσικός – Δρ. Φυσικής Περιβάλλοντος

Δίχως ατμόσφαιρα, η Γη θα ήταν ένας ψυχρός και αφιλόξενος πλανήτης. Η γήινη ατμόσφαιρα λειτουργεί ως μία «ζωηφόρος κουβέρτα» η οποία περιβάλλει τον πλανήτη μας και τον προστατεύει από τις αφιλόξενες συνθήκες του σύμπαντος. Με τον ένα ή τον άλλο τρόπο, επηρεάζει τα πάντα γύρω μας ώστε καθίσταται άρρηκτα συνδεδεμένη με την ίδια μας την ύπαρξη. Ο ατμοσφαιρικός αέρας μας συνοδεύει από τη γέννηση μας και είναι αδύνατο να τον αποχωριστούμε.

Η Γη δε θα είχε λίμνες και ωκεανούς εάν δεν υπήρχε η ατμόσφαιρα. Δε θα υπήρχαν ήχοι, σύννεφα και πορφυρά ηλιοβασιλέματα. Η πανδαισία χρωμάτων του ουρανού θα απουσίαζε. Θα επικρατούσε απίστευτο κρύο κατά τη διάρκεια της νύχτας και αφόρητη ζέστη κατά τη διάρκεια της ημέρας. Τα πάντα επάνω στο πλανήτη μας θα ήταν στο έλεος της ισχυρής ηλιακής ακτινοβολίας.  

Στην πραγματικότητα ωστόσο, έχουμε προσαρμοστεί τόσο πολύ στην παρουσία του ατμοσφαιρικού αέρα που μας περιβάλλει ώστε ξεχνάμε πολλές φορές πόσο μεγάλη είναι η σημασία του για τη διατήρηση της ζωής στον πλανήτη μας. Αν και είναι άχρωμος, άοσμος, άγευστος και αόρατος (τις περισσότερες φορές), ο ατμοσφαιρικός αέρας κατορθώνει να μας προστατεύει από τις επικίνδυνες ακτινοβολίες του ήλιου και να μας παρέχει ένα μίγμα αερίων συστατικών που επιτρέπει την ανάπτυξη και διατήρηση της ζωής. 

Γενική επισκόπηση της ατμόσφαιρας της Γης

Εικόνα 1. Η ατμόσφαιρα της Γης όπως φαίνεται από το διάστημα. Η ατμόσφαιρα είναι το λεπτό μπλε στρώμα που φαίνεται να περιβάλλει τη Γη.

Ο όρος «ατμόσφαιρα» χρησιμοποιείται για να περιγράψει το πολύ λεπτό στρώμα αερίων που περιβάλλει τη Γη (Εικ. 1). Το μίγμα των αερίων συστατικών που περιέχεται στην ατμόσφαιρα είναι γνωστό ως «ατμοσφαιρικός αέρας». Ο ατμοσφαιρικός αέρας αποτελείται κυρίως από οξυγόνο (Ο2) και άζωτο (Ν2), ενώ σε μικρότερες ποσότητες (ιχνοστοιχεία) περιέχει υδρατμούς (Η2Ο) και διοξείδιο του άνθρακα (CO2).

Η κίνηση των αερίων μαζών εντός της ατμόσφαιρας ονομάζεται «ατμοσφαιρική κυκλοφορία» και πηγάζει από τη διαφορετική θέρμανση του ισημερινού και των πόλων. Η περιστροφή της Γης γύρω από τον άξονα της επηρεάζει την ατμοσφαιρική κυκλοφορία, ενώ πλήθος ενεργειακών μεταβολών λαμβάνει χώρα εντός της ατμόσφαιρας του πλανήτη μας. Επομένως, η ατμόσφαιρα μπορεί να θεωρηθεί ως ένα μέσο όπου συμβαίνουν ποικίλες θερμοδυναμικές και μηχανικές διεργασίες, οι οποίες οδηγούν στη εκδήλωση διαφόρων φαινομένων. Τα φαινόμενα αυτά που συμβαίνουν μέσα στην ατμόσφαιρα της Γης και τα οποία γίνονται αντιληπτά από τον άνθρωπο συνιστούν το αντικείμενο της Μετεωρολογίας.Η ατμόσφαιρα συμμετέχει στην περιστροφή της Γης γύρω από τον άξονα της, έχοντας την τάση να κινείται προς τα «έξω» εξαιτίας της φυγόκεντρου δύναμης. Για το λόγο αυτό, εμφανίζεται «ψηλότερη» πάνω από τον ισημερινό και «χαμηλότερη» πάνω από τους πόλους. Η συγκράτηση του ατμοσφαιρικού αέρα κοντά στην επιφάνεια της Γης καθίσταται δυνατή με τη βοήθεια της δύναμης της βαρύτητας.

Σύσταση της ατμόσφαιρας

Στον Πίνακα 1 παρουσιάζεται η σύσταση της ατμόσφαιρας στην παρούσα της μορφή. Τα αέρια τα οποία περιέχονται στον ατμοσφαιρικό αέρα διακρίνονται σε μόνιμα και μεταβλητά. Μόνιμα θεωρούνται τα αέρια εκείνα των οποίων η συγκέντρωση εμφανίζεται (περίπου) σταθερή, ενώ μεταβλητά ονομάζονται τα αέρια των οποίων η συγκέντρωση παρουσιάζει σημαντικές μεταβολές τόσο στο χώρο όσο και το χρόνο. Όπως φαίνεται στον Πίνακα 1, τα κυρίαρχα αέρια είναι το άζωτο και το οξυγόνο τα οποία αντιστοιχούν στο 78% και 21%, αντίστοιχα, του ατμοσφαιρικού αέρα. Η αναλογία των δύο αυτών αερίων θεωρείται περίπου σταθερή έως το ύψος των περίπου 80 km.

Πίνακας 1. Σύσταση του ατμοσφαιρικού αέρα στην παρούσα του μορφή. 

Μόνιμα αέρια

Μεταβλητά αέρια

Αέριο

Σύμβολο

Εκατοστιαία συγκέντρωση

Αέριο

Σύμβολο

Εκατοστιαία συγκέντρωση

Άζωτο Ν2 78.08

Υδρατμοί

Η2Ο 0 – 4
Οξυγόνο Ο2 20.95

Διοξείδιο του άνθρακα

CO2 0.038
Αργό Ar 0.93

Μεθάνιο

CH4 0.00017
Νέον Ne 0.0018

Υποξείδιο του αζώτου

Ν2Ο 0.00003
Ήλιο He 0.0005

Όζον

Ο3 0.000004
Υδρογόνο Η2 0.00005

Σωματίδια

PM 0.000001
Ξένο Xe 0.000009

Χλωροφθοράνθρακες

CFCs 0.00000002

Κοντά στην επιφάνεια, επικρατεί ισορροπία ανάμεσα στις διεργασίες παραγωγής και καταστροφής του αζώτου και του οξυγόνου. Το άζωτο απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα κυρίως μέσω βιολογικών διεργασιών που περιλαμβάνουν βακτήρια του εδάφους. Στην απομάκρυνση του αζώτου συμμετέχουν επίσης οι μικροοργανισμοί του φυτοπλαγκτόν. Η επιστροφή του αζώτου στην ατμόσφαιρα λαμβάνει χώρα κύρια μέσα από την αποσύνθεση της βιομάζας, φυτικής ή/και ζωική προέλευσης. Στον αντίποδα, το οξυγόνο απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα είτε μέσω της αποσύνθεσης της οργανικής ύλης, είτε μέσω της αντίδρασης του με άλλα χημικά στοιχεία. Ένα μέρος του οξυγόνου απομακρύνεται επίσης μέσα από τη διαδικασία της αναπνοής. Η σημαντικότερη πηγή οξυγόνου για την ατμόσφαιρα είναι η διεργασία της φωτοσύνθεσης, κατά την οποία τα φυτά συνδυάζουν διοξείδιο του άνθρακα και υδρατμούς, παρουσία φωτός, προς παραγωγή γλυκόζης και οξυγόνου.

Από τα μεταβλητά αέρια, οι υδρατμοί παρουσιάζουν τις σημαντικότερες μεταβολές στη συγκέντρωση τους, τόσο χωρικά όσο και χρονικά. Κοντά στην επιφάνεια των θερμών και υγρών τροπικών περιοχών οι υδρατμοί καταλαμβάνουν έως και το 4% του ατμοσφαιρικού αέρα, ενώ πάνω από τις ψυχρές και ξηρές πολικές περιοχές το ποσοστό αυτό πέφτει δραματικά (Πίνακας 1). Τα μόρια των υδρατμών είναι κατά κανόνα αόρατα. Καθίστανται ορατά μόνο όταν μετασχηματίζονται σε μεγαλύτερα υγρά ή στερεά σωματίδια, όπως τα υδροσταγονίδια ή οι παγοκρύσταλλοι, τα οποία αυξανόμενα σταδιακά σε μέγεθος πέφτουν στην επιφάνεια με την μορφή βροχής ή χιονιού. Η μεταβολή των υδρατμών από την αέρια φάση στην υγρή ονομάζεται συμπύκνωση, ενώ η ανάποδη πορεία (από υγρή σε αέρια φάση) ονομάζεται εξάτμιση. Η κατακρήμνιση βροχής ή χιονιού στην επιφάνεια είναι γνωστή με τον όρο «υετός». Η παρουσία των υδρατμών στην κατώτερη ατμόσφαιρα είναι σχεδόν καθολική. Είναι η μοναδική ουσία η οποία στις συνήθεις συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας που επικρατούν κοντά στην επιφάνεια του πλανήτη μας εμφανίζεται και με τις τρεις φάσεις: υγρή, αέρια και στερεά.

Η παρουσία των υδρατμών στην ατμόσφαιρα της Γης είναι εξαιρετικά σημαντική. Όχι μόνο συμμετέχουν στο σχηματισμό του υετού, αλλά απελευθερώνουν τεράστια ποσά θερμότητας κατά τη διάρκεια των μεταβολών φάσης. Η θερμότητα που απελευθερώνεται όταν οι υδρατμοί αλλάζουν φάση (από αέρια σε υγρή ή/και στερεά) ονομάζεται λανθάνουσα. Η λανθάνουσα θερμότητα αποτελεί σημαντική πηγή ενέργειας για τα διάφορα μετεωρολογικά φαινόμενα και ιδιαίτερα για το σχηματισμό καταιγίδων και τυφώνων. Επιπρόσθετα, οι υδρατμοί αποτελούν εν δυνάμει θερμοκηπικό αέριο, καθώς απορροφούν ένα σημαντικό μέρος της ακτινοβολίας (υπέρυθρη) που εκπέμπει η Γη. Συνεπώς, οι υδρατμοί παίζουν σημαντικό ρόλο στο ενεργειακό ισοζύγιο του πλανήτη μας.

Εξίσου σημαντική είναι η παρουσία του διοξειδίου του άνθρακα, παρά το γεγονός πως καταλαμβάνει ένα μικρό μόνο ποσοστό του ατμοσφαιρικού αέρα (Πίνακας 1). Οι πηγές του διοξειδίου του άνθρακα περιλαμβάνουν την αποσύνθεση της οργανικής ύλης, τις ηφαιστειακές εκρήξεις, τη διεργασία της αναπνοής και την καύση των ορυκτών καυσίμων. Στον αντίποδα, το διοξείδιο του άνθρακα απομακρύνεται από την ατμόσφαιρα μέσω της διεργασίας της φωτοσύνθεσης και της δέσμευσής του από το φυτοπλαγκτόν. 

Εικόνα 2. Μέση μηνιαία συγκέντρωση (ppm) του διοξειδίου του άνθρακα στο Αστεροσκοπείο Manua Loa της Χαβάης (Πηγή: ESRL).

 

Η μεταβολή της συγκέντρωσης του διοξειδίου του άνθρακα στην ατμόσφαιρα της Γης, από το 1958 μέχρι σήμερα, απεικονίζεται στην Εικ. 2. Είναι προφανές ότι η συγκέντρωση του σημαντικού αυτού αερίου έχει αυξηθεί περισσότερο από 20% σε σύγκριση με το έτος αναφοράς 1958, οπότε και μετρήθηκε για πρώτη φόρα από το Αστεροσκοπείο Mauna Loa στη Χαβάη. Η παρατηρούμενη αυτή αύξηση σημαίνει πως το διοξείδιο του άνθρακα εισέρχεται στην ατμόσφαιρα με ρυθμό μεγαλύτερο από αυτό με τον οποίο απομακρύνεται. Αιτία της αύξησης της συγκέντρωσης του διοξειδίου του άνθρακα είναι η εκτεταμένη καύση των ορυκτών καυσίμων και η αποψίλωση των δασών. Τα επίπεδα του διοξειδίου του άνθρακα στην προ-βιομηχανική εποχή κυμαίνονταν στα 280 ppm (μέρη στο εκατομμύριο), όπως προκύπτει από μετρήσεις που έχουν πραγματοποιηθεί σε γεωλογικά καρότα της Γροιλανδίας και της Ανταρκτικής. Από το 1800 και έπειτα, ωστόσο, καταγράφεται σημαντική αύξηση, έως και 38%. Σήμερα είναι γνωστό ότι η συγκέντρωση του διοξειδίου του άνθρακα στην ατμόσφαιρα αυξάνει με ρυθμό 0.4%/έτος, γεγονός που θα μπορούσε να οδηγήσει σε τιμές της τάξης των 500 ppm στο τέλος του παρόντος αιώνα.

Το διοξείδιο του άνθρακα αποτελεί σημαντικό θερμοκηπικό αέριο καθώς, όπως και οι υδρατμοί, απορροφά σημαντικό μέρος της εξερχόμενης γήινης (υπέρυθρης) ακτινοβολίας. Η αύξηση της συγκέντρωσης του διοξειδίου του άνθρακα στην ατμόσφαιρα έχει άμεσο αντίκτυπο στη θερμοκρασία της ατμόσφαιρας κοντά στην επιφάνεια του πλανήτη μας. Σύμφωνα με σχετικές εκτιμήσεις, η μέση θερμοκρασία της Γης αυξήθηκε κατά περίπου  0.8 oC κατά τη διάρκεια των τελευταίων εκτατό (100) ετών, ως αποτέλεσμα της ραγδαίας αύξησης των επιπέδων του διοξειδίου του άνθρακα στην ατμόσφαιρα. Σήμερα, τα περισσότερα μαθηματικά κλιματικά μοντέλα προβλέπουν ότι ένας ενδεχόμενος διπλασιασμός στη συγκέντρωση του διοξειδίου του άνθρακα θα μπορούσε να οδηγήσει σε αύξηση της μέσης θερμοκρασίας του πλανήτη μας κατά 1.5 oC – 4.5 oC. Μία τέτοια αύξηση της θερμοκρασίας θα επέφερε απρόβλεπτες συνέπειες σε όλα τα οικοσυστήματα της Γης.

Εκτός από το διοξείδιο του άνθρακα και τους υδρατμούς, στην κατηγορία των θερμοκηπικών αερίων ανήκουν επίσης το μεθάνιο, το υποξείδιο του αζώτου και οι χλωροφθοράνθρακες (Πίνακας 1). Το μεθάνιο εκλύεται στην ατμόσφαιρα από την αποδόμηση της φυτικής προέλευσης βιομάζας, τη βιολογική δραστηριότητα των τερμιτών και τις βιοχημικές διεργασίες των έμβιων οργανισμών. Σημαντικές ποσότητες μεθανίου απελευθερώνονται επίσης κατά τη διάρκεια ηφαιστειακών εκρήξεων. Το υποξείδιο του αζώτου εκπέμπεται κύρια από χημικές διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στο έδαφος και περιλαμβάνουν διάφορα βακτήρια και μικρόβια. Η καταστροφή του συντελείται με τη βοήθεια της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. Οι χλωροφθοράνθρακες είναι τεχνητές χημικές ενώσεις, εξαιρετικά αδρανείς, οι οποίες χρησιμοποιούνταν μέχρι πρόσφατα ως προωθητικές ουσίες στα σπρέι, αλλά και ως ψυκτικές ουσίες στα ψυγεία. Παρόλα αυτά, η χρήση τους έχει σήμερα περιοριστεί σημαντικά. Αυτό οφείλεται στην καταστροφική δράση που αποδείχθηκε ότι έχουν επάνω στο στρατοσφαιρικό όζον, το οποίο προστατεύει τη Γη από τη βλαβερή υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία.

Κοντά στην επιφάνεια της Γης, το όζον (Πίνακας 1) θεωρείται ρύπος, αποτελώντας το βασικό συστατικό της φωτοχημικής αιθαλομίχλης. Ωστόσο, το μεγαλύτερο μέρος του ατμοσφαιρικού όζοντος (περίπου το 95%) εντοπίζεται στην ανώτερη ατμόσφαιρα, σε ύψος μεταξύ 30 – 50 km. Σε αυτή την περιοχή της ατμόσφαιρας (στρατόσφαιρα), το όζον σχηματίζεται με φυσικό τρόπο, από την αντίδραση μεταξύ ατόμων και μορίων οξυγόνου. Παρά την μικρή του συνεισφορά (~0.0002%) στον ατμοσφαιρικό αέρα, το στρατοσφαιρικό όζον θεωρείται εξαιρετικά σημαντικό για τη διατήρηση της ζωής στη Γη. Αυτό συμβαίνει διότι έχει την μοναδική ιδιότητα να απορροφά τη βλαβερή υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία, λειτουργώντας ως ένα προστατευτικό στρώμα για τον πλανήτη μας.

Πέρα από τα μόνιμα και μεταβλητά αέρια που περιγράφηκαν παραπάνω, στην ατμόσφαιρα συναντώνται επίσης διάφορες άλλες ενώσεις, ανθρωπογενούς ή φυσικής προέλευσης. Τα επίπεδα των συγκεντρώσεων των ενώσεων αυτών ποικίλουν σημαντικά τόσο χωρικά όσο και χρονικά. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελούν τα αιωρούμενα σωματίδια τα οποία μπορεί να προέρχονται είτε από φυσικές διεργασίες (π.χ. σκόνη, θαλάσσιο σπρέι) είτε από ανθρωπογενείς δραστηριότητες (π.χ. καύση ορυκτών καυσίμων). Στην ίδια κατηγορία ανήκουν επίσης τα οξείδια του αζώτου (ΝΟx), το μονοξείδιο του άνθρακα (CO) και οι υδρογονάθρακες (HC), ενώσεις οι οποίες εκπέμπονται κατά κύριο λόγο από τις μηχανές εσωτερικής καύσης (π.χ. αυτοκίνητα). Η καύση ορυκτών καυσίμων που περιέχουν θείο οδηγεί επίσης σε εκπομπή διοξειδίου του θείου (SO2). Το σύνολο των ενώσεων αυτών χαρακτηρίζεται από επιζήμιες επιπτώσεις για τον άνθρωπο και/ή το περιβάλλον, ώστε είναι περισσότερο γνωστές με τον όρο «ρύποι».  

Επιμέλεια – Σύνταξη: Θοδωρής Μ. Γιάνναρος, Φυσικός – Δρ. Φυσικής Περιβάλλοντος

Στο πρώτο μέρος του αφιερώματος μας στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, αναφερθήκαμε στο μηχανισμό δημιουργίας της καθώς και στα βασικά δομικά της “στοιχεία”. Στη συνέχεια, θα εξετάσουμε μία προς μία τις βασικές δομικές μονάδες της γενικής κυκλοφορίας, με στόχο να κατανοήσουμε καλύτερα τον τρόπο με τον οποίο η ατμόσφαιρα κινείται και, τελικά, δημιουργεί τον καιρό. Για να θυμηθείτε πως κατανέμονται γεωγραφικά τα επιμέρους στοιχεία της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας, δείτε αυτή την εικόνα.

Η ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης
Πάνω από τις ωκεάνιες περιοχές του ισημερινού, ο ατμοσφαιρικός αέρας είναι θερμός (βλ. Μέρος 1, Εικ. 1γ), ενώ η οριζόντια βαροβαθμίδα και οι άνεμοι είναι ασθενείς. Η περιοχή επικτράτησης αυτών των συνθηκών είναι διεθνώς γνωστή ως doldrums, που σε ελεύθερη μετάφραση αποδίδεται ως μονοτονία ή μελαγχολία. Ο λόγος είνα μάλλον προφανής, αφού η συγκεκριμένη περιοχή χαρακτηρίζεται συνήθως από νηνεμία (σχεδόν παντελής απουσία ορίζοντιων ανέμων). Σε αυτή λοιπόν την περιοχή, δημιουργούνται έντονες ανοδικές κινήσεις του θερμού ατμοσφαιρικού αέρα, ο οποίος ανερχόμενος ψύχεται και οδηγεί στη δημιουργία εντυπωσιακών νέφων cumulus. Τα νέφη αυτά αποκαλούνται πολλές φορές “θερμοί πύργοι”, εξαιτίας των τεράστιων ποσών λανθάνουσας θερμότητας (η θερμότητα που συνδέεται με την διαδικασία της συμπύκνωσης των υδρατμών) που απελευθερώνουν, και η οποία συντηρεί και ενισχύει τις ανοδικές κινήσεις.

Καθώς ο ατμοσφαιρικός αέρας των τροπικών ανέρχεται κατακόρυφα στην ατμόσφαιρα, ατμοσφαιρικός αέρας από τα μέσα γεωγραφικά πλάτη αρχίζει να κινείται προς την περιοχή αυτή ώστε να καλύψει το “κενό” που δημιουργείται (αρχή διατήρησης της μάζας). Με τον μηχανισμό αυτό δημιουργούνται οι λεγόμενοι αληγείς άνεμοι (trade winds). Στο Β. ημισφαίριο, οι αληγείς πνέουν από ΒΑ διεύθυνση, ενώ στο Ν. ημισφαίριο από ΝΑ διεύθυνση. Η διεύθυνση πνοής των αληγών ανέμων είναι απότελεσμα της απόκλισης που προκαλεί η δύναμη Coriolis (δύναμη που αναπτύσσεται εξαιτίας της περιοστροφής της Γης γύρω από τον άξονα της) στον κινούμενο ατμοσφαιρικό αέρα. Οι αληγείς άνεμοι και των δύο ημισφαιρίων του πλανήτη μας καταλήγουν να συγκλίνουν σε μία στενή γεωγραφική περιοχή με κέντρο τον ισημερινό, ενισχύοντας τις αρχικές ανοδικές κινήσεις στις οποίες οφείλουν την ύπαρξη τους. Αυτή η περιοχή της σύγκλισης των αληγών ανέμων είναι περισσότερο γνωστή ως ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης ή διεθνώς ITCZ (intertropical convergence zone).

Εικόνα 1. Η ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης (ITCZ) και η μετατόπιση της ανάλογα με την εποχή (χειμώνας ή καλοκαίρι) του κάθε ημισφαιρίου της Γης.

Εικόνα 2. Δορυφορική εικόνα στην οποία αποτυπώνεται η ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης (ITCZ) στην περιοχή του Ειρηνικού Ωκεανού. Με τα βέλη επισημαίνονται οι αληγείς άνεμοι του κάθε ημισφαιρίου (Πνευματικά δικαιώματα εικόνας: NASA Earth Observatory)

Η ITCZ αποτελεί τη γεωγραφική περιοχή από την οποία εκκινείται η γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας. Γεωγραφικά, η ορίζεται μεταξύ των παραλλήλων 5Ν και 5S (N: βόρεια, S: νότια), αν και η ακριβής της θέση μεταβάλλεται ανάλογα με την εποχή του έτους (Εικ. 1). Σε μία δορυφορική εικόνα, η ITCZ εμφανίζεται με τη μορφή μίας ζώνης νεφών που περιβάλλει την υδρόγειο στο γεωγραφικό πλάτος του ισημερινού (κατά προσέγγιση). Αυτή η ζώνη νεφών (Εικ. 2) μπορεί να εκτείνεται σε αποστάσεις της τάξης των εκατοντάδων χιλιομέτρων ή να εμφανίζεται κατακερματισμένη σε περισσότερα μικρά τμήματα. Η εποχιακή μεταβολή της θέσης της ITCZ συνδέεται άμεσα με τη θέση της Γης ως προς τον ήλιο, ενώ ευθύνεται για την εναλλαγή μεταξύ υγρών και ξηρών περιόδων στις τροπικές περιοχές.

Στην Εικ. 3 απεικονίζεται, τέλος, η χωρική κατανομή της μέσης ημερήσιας βροχόπτωσης σε παγκόσμια κλίμακα, όπως προκύπτει από τα δεδομένα re-analysis του ECMWF (1957 – 2002). Εξετάζοντας το χάρτη της Εικ. 3, εύκολα μπορεί κάποιος να αναγνωρίσει την παρουσία της ITCZ. Πρόκειται για τη γεωγραφικά στενή λωρίδα όπου καταγράφονται οι μέγιστες τιμές μέσης ημερησίας βροχόπτωσης. Αξίζει να επισημανθεί πως τα μεγαλύτερα ύψη βροχόπτωσης καταγράφονται κατά την περίοδο όπου ο ήλιος βρίσκεται ακριβώς επάνω από τον ισημερινό, δηλαδή κατά τους μήνες Μάρτιο και Σεπτέμβριο (εαρινή και φθινοπωρινή ισημερία, αντίστοιχα). Κατά τον τρόπο αυτοί, οι τροπικές περιοχές του ισημερινού υπόκεινται σε δύο υγρές και δύο ξηρές περιόδους. Μετακινούμενοι προς τους υποτροπικούς (περίπου 30N και 30S), οι δύο υγρές/ξηρές περίοδοι συγχωνεύονται σε μία, οπότε οι αντίστοιχες περιοχές υπόκεινται σε μία υγρή και μία ξηρή περίοδο.

Εικόνα 3. Χωρική κατανομή της μέσης ημερήσιας βροχόπτωσης σε παγκόσμια κλίμακα

Η κατανόηση και η μελέτη των ισχυρών ανοδικών κινήσεων που παρατηρούνται στην ITCZ αποτελούν το “κλειδί” για την κατανόηση της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας. Οι ισχυρές αυτές ανοδικές κινήσεις αποτελούν το “καύσιμο” με το οποίο τροφοδοτείται το πρώτο από τα τρία κύτταρα της γενικής κυκλοφορίας, το κύτταρο Hadley.

ΜΙΚΡΟΦΥΣΙΚΗ ΝΕΦΩΝ

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.

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.

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

Υπάρχουν πολλά που ακόμα δε γνωρίζουμε σχετικά με τις διεργασίες που συμβαίνουν μέσα στα νέφη. Μία νέα έρευνα αποκαλύπτει μέσα στα νέφη μπορούμε να βρούμε παγωμένα γλυφιτζούρια, τα οποία μπορούν να μας δώσουν πληροφορίες σχετικά με τη μικροφυσική των νεφών αυτών.

Τι είναι τα Ice-Lollies;
Ένα Ice-Lolly είναι ένα παγοκρυστάλλιο που αποτελείται από ένα στυλοειδή παγοκρύσταλλο (ice column) και μία παγωμένη σταγόνα νερού προσαρτημένη στο άκρο του. Το μέγεθος της σταγόνας συνήθως είναι διαμέτρου ~300μm, ενώ το συνολικό μήκος του μπορεί να φτάσει και το 1.5mm. Ο λόγος για τον οποίο ονομάστηκαν έτσι από τους Keppas et al. [2017] είναι το πολύ ιδιαίτερο σχήμα τους. Αν και στο παρελθόν παρόμοια παγοκρυστάλλια έχουν παρατηρηθεί μεμονωμένα, αυτή είναι η πρώτη φορά που παρατηρούνται σε σημαντικές συγκεντρώσεις και περιοχές μέσα σε νέφη. Πιο συγκεκριμένα τα Ice-lollies παρατηρήθηκαν κατά τη διάρκεια περάσματος ενός θερμού μετώπου στη νότια Αγγλία στις 21/01/2009, μέσα σε μία θερμή ζώνη μεταφοράς (warm conveyor belt). Μία τέτοια ζώνη, είναι ουσιαστικά ένα θερμό ρεύμα αέρα που ξεκινάει από τον θερμό τομέα της ύφεσης και ανέρχεται πάνω από τον ψυχρό τομέα (κάθετα στο θερμό μέτωπο) μεταφέροντας υγρό και θερμό αέρα ψηλότερα. Το εν λόγω θερμό μέτωπο συσχετιζόταν με ένα εκτεταμένο και καλά οργανωμένο σύστημα χαμηλών πιέσεων στον βόρειο Ατλαντικό.

Πως ανακαλύφθηκαν;
Η ερευνητική ομάδα του πανεπιστημίου του Manchester, ερευνώντας και συγκρίνοντας δεδομένα που ελήφθησαν από πτηση παρατήρησης (στις 21/01/2009) μέσα στο θερμό μέτωπο και δεδομένα από ραντάρ διπλής πολικότητας (στο Chilbolton), που σάρωνε ταυτόχρονα την περιοχή πτήσης με σκοπό τη μελέτη μικροφυσικής του μετώπου, παρατήρησε τα συγκεκριμένα παγοκρυστάλλια σε σημαντικές συγκεντρώσεις και περιοχές μέσα στα νέφη. Τα δεδομένα που λήφθηκαν από την πτήση περιήχαν μεταξύ άλλων (πχ. συγκέντρωση και μέγεθος υδρομετεώρων) και εικόνες ειλημμένες από το 2D-S probe. Η λειτουργία του 2D-S probe βασίζεται στην στόχευση των παγοκρυστάλλων και υδροσταγονιδίων από μία δέσμη laser και την καταγραφή της σκιάς τους. Αυτή η σκιά παρέχει πληροφορίες σχετικά με το μέγεθος των υδρομετεώρων. Περισσότερες πληροφορίες για το συγκεκριμένο όργανο καταγραφής μπορείτε να βρείτε εδώ. Ακολουθεί ένα διάγραμμα ice-lollies όπως καταγράφηκαν από το εν λόγω μέσο καταγραφής σε σχέση με την θερμοκρασία:

Πως δημιουργούνται;
Κατά τη διάρκεια του θερμού μετώπου παρατηρήθηκε ότι οι κορυφές των νεφών αποτελούνταν κατά βάση από εξαγωνικούς παγοκρυστάλλους (ice plates, ice dendrites). Αυτοί οι παγοκρύσταλλοι ακολουθώντας καθοδική πορεία μέσα στο νέφος εισέρχονταν μέσα στη θερμή ζώνη μεταφοράς, η οποία μετέφερε υγρό αέρα και δημιουργούσε υπερψυγμένα υδροσταγονίδια (σταγόνες που παραμένουν σε υγρή φάση σε θερμοκρασίες μεταξύ 0°C και -38°C). Αυτά τα υδροσταγονίδια πάγωναν με την επαφή τους με τα παγοκρυστάλλια (riming process). Σε θερμοκρασίες μεταξύ -3°C και -8°C, σύμφωνα με την θεωρία Hallett-Mossop, τα υπερψυγμένα υδροσταγονίδια ερχόμενα σε επαφή με παγοκρύστάλλους, ψύχονται με συγκεκριμένο τρόπο. Πρωτίστως δημιουργείται μία επιφανειακή κρούστα πάγου, ενώ το εσωτερικό παραμένει σε υγρή μορφή. Στη συνέχεια η ψύξη συνεχίζεται στο εσωτερικό της σταγόνας. Λόγω της εκτόνωσης του πάγου στο εσωτερικό, η αρχική επιφανειακή κρούστα θραύεται με αποτέλεσμα μικρά θραύσματα να απελευθερώνονται μέσα στο νέφος. Σε θερμοκρασίες μεταξύ -3°C και -8°C αυτά τα θραύσματα αναπτύσσονται στυλοειδώς. Αυτά τα στυλόμορφα παγοκρυστάλλια στη συνέχεια συγκρούονται με άλλες υπερψυγμένες σταγόνες για να σχηματίσουν τα ice-lollies.

Πως επηρεάζουν τα νέφη;
Η δημιουργία των Ice-Lollies σχετίζεται με την ψύξη των υπερψυγμένων σταγόνων μέσα σε νέφη μικτής φάσης (νέφη που περιέχουν υγρή και στερεά φάση ταυτόχρονα). Αυτό σημαίνει ότι τα Ice-Lollies μπορούν να επιταγχύνουν τις διαδιακασίες παγοποίησης ενός νέφους και να το μετατρέψουν σε νέφος, που περιέχει αποκλειστικά πάγο. Αυτό μπορεί να έχει επίπτωση στο χρόνο ζωής των νεφών. Επίσης, κατά την πρόσκρουση μίας σταγόνας σε ένα στυλοειδές παγοκρυστάλλιο και τη δημιουργία ενός Ice-Lolly είναι δυνατή η επανάλληψη της διαδικασίας Hallett-Mossop που περιγράφηκε προηγουμένως. Αυτό θα είχε ως συνέπεια την περαιτέρω δημιουργία παγοκρυστάλλων (ice multiplication), η οποία θα μπορούσε να συνδεθεί με ενίσχυση του υετού στην επιφάνεια της γης. Σε γενικότερο πλαίσιο, τα νέφη αποτελούν σημαντικό μέρος του ενεργειακού ισοζυγίου του συστήματος γης-ήλιου, επηρεάζοντας τόσο την εισερχόμενη όσο και την εξεχόμενη από τη γη ακτινοβολία. Η καλύτερη κατανόηση των διαδικασιών που λαμβάνουν χώρα στα νέφη μπορεί να βοηθήσει στην καλύτερη παραμετροποίηση αυτών των διαδικασιών στα κλιματικά και τα μοντέλα καιρού.

Περισσότερες λεπτομέριες και σχήματα μπορείτε να βρείτε στο άρθρο που δημοσιεύτηκε πρόσφατα στο AGU: Keppas et al. [2017]

Το AGU έχει δημοσιεύσει και ένα χιουμοριστικό κόμικ για την πιο εύκολη κατανόηση της διαδικασίας σχηματισμού των Ice-Lollies: AGU comic

Αναφορές για τη συγκεκριμένη εργασία έχουν γίνει και σε άλλους επίσημους ιστότοπους: Science News, EGU blog

Στο τέταρτο μέρος του αφιερώματος μας στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, εξετάσαμε τον μηχανισμό της δημιουργίας και τα βασικά χαρακτηριστικά του υποτροπικού αεροχειμάρρου. Όπως είδαμε, η δημιουργία του υποτροπικού αεροχειμάρρου συνδέεται με την κυκλοφορία του αέρα που δημιουργεί το πρώτο από τα τρία κύτταρα κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας, το κύτταρο Hadley. Στη συνέχεια, θα εξετάσουμε τα εναπομείναντα δύο κύτταρα κυκλοφορίας: το κύτταρο Ferrel ή κύτταρο των μέσων γεωγραφικών πλατών και το πολικό κύτταρο.

Το κύτταρο Ferrel Όπως είδαμε στο τρίτο μέρος του παρόντος αφιερώματος, η κυκλοφορία του κυττάρου Hadley ολοκληρώνεται με την απόκλιση του ατμοσφαιρικού αέρα προς τον ισημερινό και τη δημιουργία των αληγών ανέμων. Η απόκλιση αυτή λαμβάνει χώρα πάνω από τους υποτροπικούς (30N/S), όπου και εντοπίζεται ο κατερχόμενος κλάδος του κυττάρου Hadley. Από το “σύνολο” του ατμοσφαιρικού αέρα που κατέρχεται πάνω από τις περιοχές αυτές, ένα τμήμα (το μεγαλύτερο) αποκλίνει προς τον ισημερινό ενώ το υπόλοιπο εξαναγκάζεται να κινηθεί προς τους πόλους. Κατά την κίνηση του αυτή προς τους πόλους, ο αέρας εκτρέπεται προς ανατολάς, δημιουργώντας τους λεγόμενους επικρατώντες δυτικούς ανέμους (prevailing westerlies). Στους δυτικούς αυτούς ανέμους αποδίδεται ο χαρακτηρισμός “επικτρατώντες” διότι πολύ συχνά η διεύθυνση τους μεταβάλλεται εξαιτίας της παρουσίας ισχυρών βαρομετρικών συστημάτων (κυκλώνες, αντικυκλώνες). Παρόλα αυτά, η επικρατούσα διεύθυνση του ανέμου στα παραπάνω γεωγραφικά πλάτη είναι η δυτική. Αυτή ακριβώς η δυτική ροή του ανέμου συνιστά τον “επιφανειακό” κλάδο του κυττάρου Ferrel.

Εικόνα 1. Σχηματική αναπαράσταση του μοντέλου των τριών κυττάρων της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαριας: κύτταρο Hadley (τροπικοί-υποτροπικοί), κύτταρο Ferrel (μέσα γεωγραφικά πλάτη) και πολικό κύταρρο (πολικά-υποπολικά πλάτη).

Καθώς ο θερμός ατμοσφαιρικός αέρας κινείται προς τους πόλους συναντάει ψυχρότερο αέρα προερχόμενο από τις πολικές και υπο-πολικές περιοχές. Ωστόσο, οι δύο αυτές αέριες μάζες δεν αναμιγνύονται άμεσα. Αντίθετα, διαχωρίζονται από ένα νοητό “σύνορο” γνωστό ως “πολικό μέτωπο” (polar front), το οποίο αποτελεί μία περιοχή επικρατήσης χαμηλών πιέσεων (υπο-πολικό χαμηλό). Σε αυτή την περιοχή (~60Ν/S), η σύγκλιση του επιφανειακού αέρα από τα μέσα γεωγραφικά πλάτη (κύταρρο Ferrel) με τον επιφανειακό αέρα από τους πόλους (πολικό κύτταρο) οδηγεί σε ανοδικές κινήσεις και, κατ’ επέκταση, στο σχηματισμό καταιγίδων. Τα παραπάνω γίνονται ευκολότερα αντιληπτά στην Εικ. 1.

Μόλις ο ανερχόμενος ατμοσφαιρικός αέρας συναντήσει το νοητό όριο της τροπόπαυσης, εξαναγκάζεται σε απόκλιση προς τον ισημερινό. Η κάθοδος τού λαμβάνει χωρά (ξανά) πάνω από τους υποτροπικούς, οπότε και ολοκληρώνεται η κυκλοφορία του κυττάρου Ferrel (Εικ. 1). Στο σημείο αυτό είναι σημαντικό να τονίσουμε πως η θεωρητική κυκλοφορία του κυττάρου Ferrel διαφέρει συχνά από την κυκλοφορία που παρατηρείται στην πραγματική ατμόσφαιρα. Η διαφοροποίηση αυτή εντοπίζεται κυριότερα στη ροή του ατμοσφαιρικού αέρα στην ανώτερη τροπόσφαιρα. Συγκεκρίμενα, οι παρατηρήσεις δείχνουν ότι σε πολλές περιπτώσεις η ανώτερη τροπόσφαιρα των μέσων γεωγραφικών πλατών (δλδ. η περιοχή του κυττάρου Ferrel) κυριαρχείται από ροή με φορά προς τους πόλους, αντίθετη δηλαδή από αυτή που προβλέπει θεωρητικά το μοντέλο του κυττάρου Ferrel. Το γεγονός αυτό ενίσχυει την άποψη πως το κύτταρο Ferrel δε δημιουργείται από θερμικά αίτια, όπως το κύτταρο Hadley και το πολικο κύτταρο, αλλά αποτελεί στην πραγματικότητα το απότελεσμα της αλληλεπίδρασης αυτών των δύο. Με απλά λόγια, θεωρείται ένα δευτερεύων κύτταρο κυκλοφορίας του οποίου η παρουσία εξαρτάται από την παρουσία του κυττάρου Hadley και του πολικού κυττάρου. Θα μπορούσαμε να πούμε πως το κύτταρο Ferrel συμπεριφέρεται στην πραγματικότητα σαν μία “ατμοσφαιρική μπάλα” η οποία παίζει το ρόλο του συνδετικού κρίκου μεταξύ των δύο προαναφερθέντων βασικών κυττάρων. Για το λόγο αυτό άλλωστε, το κύτταρο Ferrel αναφέρεται συχνά και με τον όρο “ζώνη ανάμιξης”.

Το πολικό κύτταρο Η θεωρία της δημιουργίας του πολικού κυττάρου είναι παρόμοια με την αντίστοιχη για τη δημιουργία του κυττάρου Hadley. Η εκτεταμμένη κάλυψη της επιφάνειας των πόλων από πάγο και/ή χιόνι έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία ενός σχεδόν ομοιογενούς ατμοσφαιρικού στρώματος ως προς τη θερμοκρασία. Το γεγονός αυτό ευνοεί την εγκαθίδρυση ισοδύναμων βαροτροπικών συνθηκών (δλδ. απουσία σημαντικών μεταβολών της θερμοκρασίας στην οριζόντια διεύθυνση) και την ανάπτυξη κυκλικών κινήσεων του ατμοσφαιρικού αέρα. Με τη βοήθεια και της δύναμης Coriolis αναπτύσσεται τελικά πάνω από τους πόλους μία καθαρά ζωνική ροή, χαρακτηριζόμενη από ανατολικούς ανέμους στο Β. ημισφαίριο (polar easterlies) και δυτικούς στο Ν. ημισφαίριο (polar westerlies).

Όπως είδαμε προηγούμενα, πάνω από την περιοχή των περίπου 60Ν/S γ. πλάτος επικρατούν ανοδικές κινήσεις εξαιτίας της σύγκλισης του ανέμου από τα μέσα γεωγραφικά πλάτη (κύτταρο Ferrel) και της “σύγκρουσης” του με τον κατά πολύ ψυχρότερο ατμοσφαιρικοό αέρα των πολικών και υπο-πολικών περιοχών. Ένα μέρος του ανερχόμενου αυτού αέρα αποκλίνει τελικά προς τους πόλους, τροφοδοτώντας το λεγόμενο πολικό κύτταρο. Στο ύψος της πολικής τροπόπαυσης (~8 km), ο ατμοσφαιρικός αέρας κατέρχεται και φτάνοντας στην επιφάνεια αποκλίνει προς τα μέσα γεωγραφικά πλάτη για να “συναντηθεί” εκ νέου με τον ήπιο ατμοσφαιρικό αέρα που μεταφέρει το κύτταρο Ferrel. Η κάθοδος του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω από τους πόλους έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία εκτεταμμένων αντικυκλωνικών συστημάτων, τα οποία είναι περισσότερο γνωστά ως πολικοί αντικυκλώνες ή πολικά υψηλά (polar highs).

Οι πολικοί αεροχείμαρροι Οι πολικοί αεροχείμαρροι (polar jets ή jet streams) αποτελούν ταχέως κινούμενα ρεύματα αέρα (από δυσμάς προς ανατολάς) τα οποία, όπως και οι υποτροπικοί αεροχείμαρροι, έχουν μήκος χιλιάδων χιλομέτρων, πλάτος εκαντοτάδων χιλιομέτρων και πάχος λίγων μόνο χιλιομέτρων. Αν και υψηλή, η ταχύτητα στο κέντρο των πολικών αεροχειμάρρων είναι μικρότερη από την αντίστοιχη των υποτροπικών αεροχειμάρρων. Οι πολικοί αεροχείμαρροι εντοπίζονται πάνω από την περιοχή του υπο-πολικού χαμηλού, στις περίπου 60N/S γ. πλάτος, και σε ύψος περίπου 8-10 km. Ο μηχανισμός της δημιουργίας τους είναι παρόμοιος με το μηχανισμό της δημιουργίας των υποτροπικών αεροχειμάρρων.

Στο σημείο αυτό αξίζει να σημειώσουμε πως η δομή του πολικού κυττάρου και η συνακόλουθη θέση του πολικού μετώπου παίζουν σημαντικό ρόλο στη δημιουργία καιρού στα μέσα γεωγραφικά πλάτη, κυριότερα μάλιστα στα ανώτερα εξ’ αυτών. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί η μετατόπιση προς νότο του πολικού μετώπου η οποία είναι ικανή να οδηγήσει σε σημαντικές ψυχρές εισβολές. Επιπρόσθετα, η προς νότο ροή του ατμοσφαιρικού αέρα του πολικού κυττάρου έχει ως αποτελέσμα τη δημιουργία των λεγόμενων πλανητικών κυμάτων (κύματα Rossby), τα οποία με τη σειρά τους παίζουν σημαντικό ρόλο στον καθορισμό της θέσης του πολικού αεροχειμάρρου.

Εικόνα 2. Επισκόπηση της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας με βάση το μοντέλων των τριών κυττάρων.

Σύνοψη Με την παρουσίαση του κυττάρου Ferrel, του πολικού κυττάρου αλλά και του πολικού αεροχειμάρρου, ολοκληρώνεται το μεγάλο αφιέρωμα στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας. Έχοντας εξετάσει ένα προς ένα τα βασικά “δομικά συστατικά” της γενικής κυκλοφορίας, είμαστε πλέον σε θέση να συνοψίσουμε τον τρόπο με τον οποίο η ατμόσφαιρα του πλανήτη μας κινείται με στόχο να αναδιανείμει την ενέργεια και την μάζα. Για το σκοπό αυτό, θα χρησιμοποιήσουμε την Εικ. 2, στην οποία παρουσιάζονται όλα τα χαρακτηριστικά στοιχεία της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας που περιγράψαμε στα πλαίσια του παρόντος αφιερώματος. Τα όσα παρατίθενται στη συνέχεια αφορούν στο Β. ημισφαίριο, αν και τα αντίστοιχα ισχύουν και για το Ν. ημισφαίριο.

Όπως φαίνεται και στην Εικ. 2, στην επιφάνεια εντοπίζονται δύο κύριες ζώνες υψηλών πιέσεων (H) και άλλες δύο ζώνες χαμηλών πιέσεων (L). Οι ζώνες των υψηλών πιέσεων εντοπίζονται στο γ. πλάτος των 30N περίπου (τροπικός του καρκίνου – Tropic of Cancer) και πάνω από την Αρκτική (Β. Πόλος). Οι υποτροπικοί αντικυκλώνες (subtropical highs) “δημιουργούνται” από τον κατερχόμενο κλάδο του κυττάρου Hadley (Hadley cell), ενώ ο πολικός αντικυκλώνας (Polar high) οφείλει την ύπαρξη του στον κατερχόμενο κλάδο του πολικού κυττάρου. Οι ζώνες των χαμηλών πιέσεων εντοπίζονται πάνω από τον ισημερινό (ITCZ) και στο γ. πλάτος των 60Ν περίπου (πολικό μέτωπο – Polar front). Οι χαμηλές πιέσεις του ισημερινού συνδέονται με τις ισχυρές ανοδικές κινήσεις της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης (ITCZ, ανερχόμενος κλάδος του κυττάρου Hadley), ενώ τα υπο-πολικά χαμηλά “δημιουργούνται” από τους ανοδικούς κλάδους του κυττάρου Ferrel και του πολικού κυττάρου. Από την αλληλεπίδραση του κυττάρου Hadley με το κύτταρο Ferrel και του κυττάρου Ferrel με το πολικό κύτταρο, προκύπτουν ο υποτροπικός (subtropical) και ο πολικός (polar) αεροχείμαρρος (jet stream) αντίστοιχα. Σε ό,τι αφορά στην κατανομή των “πλανητικών” ανέμων, οι υποτροπικές περιοχές (μεταξύ 0 – 30N γ. πλάτος) κυριαρχούνται από τους ΒΑ, αληγείς ανέμους (trade winds). Σχεδόν ζωνικοί, δυτικοί άνεμοι (westerlies) επικρατούν στα μέσα γεωγραφικά πλάτη (μεταξύ 30Ν – 60Ν γ. πλάτος), ενώ ανατολικής διεύθυνσης άνεμοι (polar easterlies) πνέουν εντός της περιοχής που οριοθετείται από το πολικό μέτωπο.

Στο τρίτο μέρος του αφιερώματος μας στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, εξετάσαμε το πρώτο από τα τρία κύτταρα που συγκροτούν τη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, το κύτταρο Hadley. Παρουσιάσαμε τον μηχανισμό της δημιουργίας του, τα βασικά του χαρακτηριστικά, καθώς και τη ροή του ατμοσφαιρικού αέρα που συνδέεται με το συγκεκριμένο κύτταρο κυκλοφορίας. Στη συνέχεια του μεγάλου αφιερώματος, θα εξετάσουμε πως η κυκλοφορία του κυττάρου Hadley οδηγεί τελικά στη δημιουργία του υποτροπικού αεροχειμάρρου. Ο τελευταίος, αποτελεί ένα στοιχείο της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας με σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση του καιρού στη συνοπτική κλίμακα.

Ο υποτροπικός αεροχείμαρρος
Οι υποτροπικοί αεροχείμαρροι (subtropical jets ή jet streams) είναι ρεύματα ταχέως κινούμενου ατμοσφαιρικού αέρα (από δυσμάς προς ανατολάς) τα οποία έχουν μήκος χιλιάδων χιλιομέτρων, πλάτος μερικών εκαντοτάδων χιλιομέτρων και πάχος λίγων μόνο χιλιομέτρων. Η ταχύτητα του ανέμου στο κέντρο του αεροχειμάρρου ξεπερνάει συχνά τα 185 km/h, ενώ σε ορισμένες περιπτώσεις μπορεί να ξεπεράσει και τα 370 km/h. Οι υποτροπικοί αεροχείμαρροι εντοπίζονται πάνω από την ζώνη των υποτροπικών αντικυκλώνων (~30Ν/S), σε ύψος περίπου 12 km (υποτροπική τροπόπαυση) (Εικ. 1).

Εικόνα 1. Σχηματική αναπαράσταση των θέσεων του υποτροπικού (κόκκινο χρώμα) και του πολικού ή μέσων γεωγραφικών πλατών (μπλε χρώμα) αεροχειμάρρου.

Η δημιουργία του υποτροπικού αεροχειμάρρου συνδέεται άμεσα με τον αποκλινόντα προς τους πόλους κλάδο του κυττάρου Hadley, όπως φαίνεται και στην Εικ. 2. Σε ύψος περίπου 12 km και πάνω από τις υποτροπικές περιοχές (30N/S) ο θερμός αέρας που μεταφέρεται προς τους πόλους από το κύτταρο Hadley, έχει ως αποτελέσμα τη δημιουργία μίας έντονης θερμοβαθμίδας (ρυθμός μεταβολής της θερμοκρασίας) κατά μήκος ενός νοητού “συνόρου”, το οποίο συχνά αποκαλείται με τον όρο υποτροπικό μέτωπο. Κατά μήκος του υποτροπικού μετώπου (εντοπίζεται μόνο στην ανώτερη τροπόσφαιρα) οι μεγάλες αντιθέσεις της θερμοκρασίας οδηγούν στην δημιουργία μίας έντονης βαροβαθμίδας (ρυθμός μεταβολής ατμοσφαιρικής πίεσης), η οποία με τη σειρά της έχει ως αποτέλεσμα την παραγωγή ενός πολύ ισχυρού πεδίου ανέμων.

Εικόνα 2. Απλοποιημένο μοντέλο της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας (μοντέλο των τριών κυττάρων).

Η προσεκτικότερη εξέταση του υποτροπικού αεροχειμάρρου αποκαλύπτει πως πέρα από τη έντονη θερμοβαθμίδα, υπάρχει ακόμη ένας μηχανισμός που συνεισφέρει στη δημιουργία αυτής της ισχυρής δυτικής ροής στην ανώτερη τροπόσφαιρα. Πρόκειται για την αρχή διατήρηση της στροφορμής, η οποία δρα με τον ίδιο απλό τρόπο που οδηγεί έναν αθλητή του καλλιτεχνικού πατινάζ να περιστρέφεται ταχύτερα όταν συμπτύσσει τα χέρια του.

Εικόνα 3. Σχηματική αναπαράσταση του μηχανισμού δράσης της αρχής διατήρησης της στροφορμής. Καθώς ο ατμοσφαιρικός αέρας κινείται προς τους πόλους, η ακτίνα περιστροφής του ( r ) ελαττώνεται.

Για να κατανοήσουμε καλύτερο τον τρόπο με τον οποίο η διατήρηση της στροφορμής συνεισφέρει στη δημιουργία των υποτροπικών αεροχειμάρρων, ας θεωρήσουμε ένα πακέτου θερμού ατμοσφαιρικού αέρα το οποίο ξεκινά την ανοδική του κίνηση πάνω από την ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης. Καθώς ο ανερχόμενος θερμός αέρας πλησιάζει στην τροπόπαυση, αναγκάζεται να αποκλίνει και να κινηθεί προς τους δύο πόλους. Κατά την κίνησή του αυτή και εξαιτίας της καμπυλότητας της Γης, ο ατμοσφαιρικός αέρας πλησιάζει ολοένα και περισσότερο στον άξονα περιστροφής του (ο άξονας περιστροφής της Γης) (Εικ. 3). Επειδή η στροφορμή διατηρείται (στροφορμή = μάζα x ταχύτητα x ακτίνα περιστροφής) και λαμβάνοντας υπόψη ότι η μάζα του κινούμενου αέρα δεν μεταβάλλεται, συμπεραίνουμε πως η ελάττωση της ακτίνας περιστροφής θα πρέπει να αντισταθμιστεί από μία αύξηση της ταχύτητας περιστροφής. Συνεπώς, ο ατμοσφαιρικός αέρας αναγκάζεται να κινηθεί προς ανατολάς με μεγαλύτερη ταχύτητα συγκριτικά με ένα σημείο της επιφάνειας της Γης. Αυτή ακριβώς η επιταχυνόμενη κίνηση του αέρα συνιστά τη δυτική ροή του αεροχειμάρρου, όπως αυτή γίνεται αντιληπτή από έναν παρατηρητή στο έδαφος.

Πώς όμως ο υποτροπικός αεροχείμαρρος συνδέεται με τον καιρό του Β. ημισφαιρίου στη συνοπτική κλίμακα; Λαμβάνοντας υπόψη τον μηχανισμό δημιουργίας του αεροχειμάρρου, είναι μάλλον εύκολο να αντιληφθούμε πως η μετατόπισή του προς βορειότερα γεωγραφικά πλάτη συνδέεται με μεταφορά θερμότερων αεριών μαζών προς τα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Αυτό συμβαίνει διότι όσο πιο βορειότερα εντοπίζεται ο υποτροπικός αεροχείμαρρος, τόσο πιο βόρεια είναι μετατοπισμένος ο καθοδικός κλάδος του κυττάρου Hadley, ο οποίος μεταφέρει θερμό ατμοσφαιρικό αέρα από τους τροπικούς.

Ολοκληρώνοντας, αξίζει να αναφέρουμε πως για την παρατήρηση του υποτροπικού αεροχειμάρρου χρησιμοποιείται η ισοβαρική επιφάνεια των 200 hPa (λίγο παραπάνω από τα 12 km), ενώ εμφανίζεται ισχυρότερος κατά τη διάρκεια της χειμερινής περιόδου του κάθε ημισφαιρίου.

Στο δεύτερο μέρος του αφιερώματος στη γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, εξετάσαμε τη δημιουργία και τα βασικά χαρακτηριστικά της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης (ITCZ). Όπως επισημάνθηκε, η συγκεκριμένη γεωγραφική περιοχή αποτελεί το σημείο εκκίνησης της γενικής κυκλοφορίας της ατμόσφαιρας. Στη συνέχεια , θα επιχειρήσουμε να περιγράψουμε τον τρόπο με τον οποίο εκκινείται η γενική κυκλοφορία της ατμοσφαίρας από την ITCZ. Πιο συγκεκριμένα, θα εξετάσουμε το πρώτο από τα τρία κύτταρα της γενικής κυκλοφορίας, το κύτταρο Hadley.

Το κύτταρο Hadley

Εικόνα 1. Σχηματική αναπαράσταση του κυττάρου Hadley

Το κύτταρο Hadley (Εικ. 1) αποτελεί το πρώτο από τα τρία βασικά κύτταρα με τα οποία μπορεί να περιγραφεί η γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας. Το κύτταρο αυτό αποτελεί το τμήμα εκείνο της γενικής κυκλοφορίας που παρατηρείται στις τροπικές και υποτροπικές περιοχές (30S – 30N) και η δημιουργία/συντήρηση του σχετίζεται άμεσα με τη ροή του ατμοσφαιρικού αέρα στις παραπάνω περιοχές. Όπως είδαμε στο δεύτερο μέρος του αφιερώματος, οι τροπικές και υποτροπικές περιοχές κυριαρχούνται από τους αληγείς ανέμους οι οποίοι καταλήγουν να συγκλίνουν στην ITCZ. Το αποτέλεσμα της σύγκλισης αυτής είναι η ενίσχυση των ανοδικών κινήσεων που ούτως ή άλλως παρατηρούνται στη συγκεκριμένη περιοχή.

Όπως φαίνεται στο  διάγραμμα της Εικ.1, καθώς ο ατμοσφαιρικός αέρας ανέρχεται πάνω από τους τροπικούς, συναντά το νοητό σύνορο τροπόσφαιρας-στρατόσφαιρας, την τροπόπαυση, όπου και εξαναγκάζεται να αποκλίνει προς τους δύο πόλους της Γης. Κατά τη διαδρομή του προς τους πόλους, ο ατμοσφαιρικός αέρας ψύχεται με εκπομπή ακτινοβολίας μεγάλου μήκους κύματος, οπότε η πυκνότητα του αυξάνεται και τελικά εξαναγκάζεται σε κάθοδο (Εικ. 1). Η κάθοδος του ατμοσφαιρικού αέρα λαμβάνει χώρα σε μία εκτεταμένη γεωγραφική περιοχή, με την μεγαλύτερη ένταση ωστόσο να παρατηρείται πάνω από τις λεγομένες υποτροπικές περιοχές (γ. πλάτος 30Ν/S, τροπικοί του καρκίνου). Ο κατερχόμενος ατμοσφαιρικός αέρας του κυττάρου Hadley θερμαίνεται αδιαβατικά, ώστε φτάνει στην επιφανεία με την μορφή ενός ξηρού ρεύματος αέρα.

Έτσι, δεν προκαλεί ιδιαίτερη έκπληξη το γεγονός πως οι σημαντικότερες έρημοι του πλανήτη μας βρίσκονται στις περιοχές όπου αναπτύσσεται ο κατερχόμενος κλάδος του κυττάρου Hadley (Εικ. 2). Επιπρόσθετα, η σύγκλιση και η κάθοδος του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω από τους τροπικούς του καρκίνου (30N/S) αιτιολογεί τη δημιουργία μίας ζώνης υψηλών πιέσεων που περιβάλλει την Γη σε αυτά περίπου τα γ. πλάτη. Τα συστήματα των υψηλών πιέσεων αυτής της ζώνης είναι περίσσοτερο γνωστά με τον όρο υποτροπικοί αντικυκλώνες. Χαρακτηριστικά παραδείγματα αποτελούν ο αντικυκλώνας των Αζόρων-Βερμούδων και ο αντικυκλώνας του Ειρηνικού ωκεανού, συστήματα τα οποία χαρακτηρίζονται ως ημι-μόνιμα.

deserts globe hadley cell

Εικόνα 2. Γεωγραφική κατανομή των σημαντικότερων ερήμων της Γης και συσχέτιση της με τον κατερχόμενο κλάδο του κυττάρου Hadley πάνω από τις υποτροπικές περιοχές (30 N,S).

Η κυκλοφορία του κυττάρου Hadley ολοκληρώνεται με την απόκλιση του κατερχόμενου ατμοσφαιρικού αέρα προς τον ισημερινό. Η απόκλιση αυτή παρατηρείται στηνεπιφάνεια των υποτροπικών περιοχών και με τη βοήθεια της δύναμης Coriolis, οδηγεί τελικά στην ενίσχυση των αληγών ανέμων (Εικ. 1).

Συνοψίζοντας, η ατμοσφαιρική κυκλοφορία που συνδέεται με το κύτταρο Hadley μπορεί να περιγραφεί ως εξής:
1) Έντονη απορροφήση της ηλιακής ακτινοβολίας πάνω από τους τροπικούς, δημιουργία ισχυρών ανοδικών κινήσεων και απελεύθερωση τεράστιων ποσών λανθάνουσας θερμότητας (ITCZ).
2) Δημιουργία των αληγών ανέμων (trade winds), συνέπεια της αρχής διατήρησης της μάζας (ατμοσφαιρικός αέρας από τα μέσα γ. πλάτη πνέει προς τους τροπικούς για να καλύψει το “κενό” που δημιουργείται από τις ανοδικές κινήσεις).
3) Απόκλιση του ανερχόμενου ατμοσφαιρικού αέρα στο ύψος της τροπόπαυσης, πάνω από τους τροπικούς, κίνηση του προς τους δύο πόλους της Γης και αδιαβατική ψύξη του.
4) Σταδιακή κάθοδος του ατμοσφαιρικού αέρα με μέγιστο πάνω από τους υποτροπικούς (30N/S).
5) Απόκλιση του κατερχόμενου ατμοσφαιρικού αέρα στην επιφάνεια και ενίσχυση της ροής των αληγών ανέμων.

Από την αλληλεπίδραση του κατερχόμενου κλάδου του κυττάρου Hadley με τον ατμοσφαιρικό αέρα που συγκλίνει από τα μέσα γ. πλάτη και υπό την επίδραση της δύναμης Coriolis, προκύπτουν οι γνωστοί υποτροπικοί αεροχείμαρροι.