Στο παρόν άρθρο θα επιχειρήσουμε να δώσουμε μερικά βασικά χαρακτηριστικά των καταιγίδων , να εξετάσουμε πότε τα προγνωστικά δεδομένα σε περιπτώσεις θερμικής αστάθειας είναι ικανοποιητικά ώστε να έχουμε ένα αξιόλογο καταιγιδοφόρο σύστημα σε μια περιοχή καθώς και να δούμε κάποιες βασικές διαφορές μεταξύ των καταιγίδων που δημιουργούνται από θερμικά αίτια και καταιγίδων που δημιουργούνται από δυναμικά.
διαβάστε περισσότερα...
1. ΚΑΤΑΙΓΙΔΟΦΟΡΟ ΝΕΦΟΣ
Καταιγιδοφόρο νέφος ή σωρειτομελανίας ή cumulonimbus είναι μια αέρια μάζα που έχει ανέλθει στην ατμόσφαιρα , από ένα ύψος και πάνω έχουν συμπυκνωθεί οι υδρατμοί της και εκτείνεται από μια περιοχή αρκετά κοντά στο έδαφος μέχρι και το ύψος της τροπόσφαιρας. Μέσα στο σώμα του νέφους λαμβάνουν χώρα ανοδικές και καθοδικές κινήσεις του αερά , σε πολύ μεγάλες ταχύτητες , ενώ το νερό συνυπάρχει και στις 3 του φάσεις, στερεή , υγρή και αέρια.
Σωρειτομελανιας σε αναπτυξη.
Σωρειτομελανιας vol2.
2. ΠΡΟΥΠΟΘΕΣΕΙΣ ΔΗΜΙΟΥΡΓΙΑΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΟΦΟΡΟΥ ΝΕΦΟΥΣ
Οι βασικές προυποθέσεις δημιουργίας ενός σωρειτομελανία είναι :
A. Ένας μηχανισμός ανύψωσης της αέριας μάζας , που συνήθως είναι η θέρμανση του εδάφους από την ηλιακή ακτινοβολία κατά τη διάρκεια μιας θερινής μέρας , ένας ορεινός όγκος, ή ένα δυναμικό αίτιο - θερμό , ψυχρό , συνεσφιγμένο μέτωπο ή επιφανειακή τραφ.
Β. Η ύπαρξη αστάθειας στην περιοχή ενδιαφέροντος. Η αστάθεια χωρίζεται σε 2 κατηγορίες :
Αστάθεια κατά την οποία η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα περιβάλλοντος είναι μεγαλύτερη από την ξηρή αδιαβατική θερμοβαθμίδα, δηλ η θερμοκρασία περιβάλλοντος να μειώνεται καθ ύψος με ρυθμό μεγαλύτερο από 10 oC , κάτι που θα έχει ως απότελεσμα η ανυψούμενη αέρια μάζα η οποία θεωρούμε ότι ανέρχεται αδιαβατικά - δηλαδή δεν ανταλλάσει θερμότητα με το περιβάλλον της- να είναι θερμότερη από το περιβάλλον , οπότε και θα ανυψώνεται ως ελαφρύτερη.H υπό συνθήκην αστάθεια , η οποία υφίσταται όταν η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα περιβάλλοντος μεταβάλεται σε ένα πεδίο τιμών μεταξύ της υγρής και της ξηρής κατακόρυφης θερμοβαθμίδας, κάτι που σημαίνει ότι η αέρια μάζα πρόκειται να καταστεί θερμότερη του περιβάλλοντος της αφού οι υδρατμοί της καταστούν κορεσμένοικαι αρχίσουν να συμπυκνώνονται. Αυτή είναι και η πιο συνήθης περίπτωση αστάθειας καιπρουποθέτει την ανύψωση της αέριας μάζας με κάποιον από τους τρόπους που περιγράφονται στο Α, μέχρι το επίπεδο που αρχίζει η συμπύκνωση των υδρατμών της ( Θα εξηγήσουμε αμέσως παρακάτω τα διάφορα κρίσιμα επίπεδα κατά την ανύψωση της αέριας μάζας).
Γ. Η επάρκεια υγρασίας στις χαμηλές και μέσες τροποσφαιρικές στάθμες , συνήθως άνω του 70-75 % σχετική υγρασία από τα 900 έως και τα 700 mb.
3. ΒΑΣΙΚΑ ΕΠΙΠΕΔΑ ΕΝΔΙΑΦΕΡΟΝΤΟΣ
Α. ΕΠΙΠΕΔΟ ΣΥΜΠΥΚΝΩΣΗΣ Ή LIFTED CONDENSATION LEVEL Ή LCL : Το ύψος της τροπόσφαιρας στο οποίο η αέρια μάζα καθίσταται κορεσμένη από υδρατμούς με αποτέλεσμα να συνεχίσει να ανυψώνεται παρουσία ανυψωτικού αιτίου και από κει και πάνω η θερμοκρασία της δε μειώνεται πια με την ξηρή αλλά με την υγρή θερμοβαθμίδα. Αυτό πρακτικά σημαίνει ότι αν έχουμε υπο συνθήκην αστάθεια, η θερμοκρασία της αέριας μάζας θα μειώνεται με βραδύτερο ρυθμό απ ότι του περιβάλλοντος και κάποια στιγμή η αέρια μάζα θα γίνει θερμότερη από το περιβάλλον της ------>
B. EΠΙΠΕΔΟ ΕΛΕΥΘΕΡΗΣ ΑΝΩΜΕΤΑΦΟΡΑΣ Ή LEVEL OF FREE CONVECTION Ή LFC : Το ύψος στο οποίο η αέρια μάζα αποκτά την ίδια θερμοκρασία με το περιβάλλον της , οπότε ακριβώς πάνω απ αυτό θα είναι θερμότερη από το περιβάλλον της , με αποτέλεσμα να συνεχίζει πλέον να ανυψώνεται ελεύθερα χωρίς τη βοήθεια κάποιου ανυψωτικού αιτίου. Το LFC βρίσκεται συνήθως κοντά στα 700 mb , οπότε καταλαβαίνετε πόσο σημαντική είναι αυτή η στάθμη για την πρόβλεψη μιας καταιγίδας . Θερμοκρασίες κάτω των 5 oC σε αυτή τη στάθμη δίνουν αυξημένη πιθανότητα αστάθειας κατά τους θερινούς μήνες σε μια περιοχή.
Από τα Α και Β γίνεται φανερός ο ρόλος των ψηλών βουνών στην δημιουργία πυρήνων καταιγίδων , καθώς και ο ρόλος της ύπαρξης ικανοποιητικής σχετικής υγρασίας στις κρίσιμες στάθμες , περίπου από τα 1000 έως και τα 3000μ υψόμετρο.
Γ. EΠΙΠΕΔΟ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑΣ Ή ΕQUILIBRIUM LEVEL 'H EL : Eίναι το επίπεδο στο οποίο η θερμοκρασία της αέριας μάζας γίνεται και πάλι ίση με του περιβάλλοντος , όπως και στο LFC , με αποτέλεσμα να μη μπορεί αυτή να ανυψωθεί περαιτέρω. Η κορυφή ενός σωρειτομελανία μπορεί όπως προείπαμε να εκτείνεται ως την τροπόπαυση (ύψος πάνω από 10 χλμ το καλοκαίρι) . Στο επίπεδο αυτό το ανοδικό ρεύμα παύει να υφίσταται , ενώ σχηματίζεται και το χαρακτηριστικό αμόνι της καταιγίδας , καθώς οι υδρατμοί της κορυφής του νέφους παρασύρονται από την γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας με αρκετά μεγάλες ταχύτητες , π.χ. από τον αεροχείμμαρο .
4. ΒΑΣΙΚΑ ΣΤΑΔΙΑ ΕΞΕΛΙΞΗΣ ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΗΣ ( single cell ) ΚΑΤΑΙΓΙΔΑΣ :
Στάδιο ανάπτυξης : Είναι το στάδιο κάτα το οποίο μια αέρια μάζα ανυψώνεται από αίτια που προαναφέρθηκαν , γρήγορα αρχίζουν να συμπυκνώνονται οι υδρατμοί της και σχηματίζεται ένας σωρείτης ο οποίος καθώς ψύχεται , οι υδρατμοί του απελευθερώνουν λανθάνουσα θερμότητα , με αποτέλεσμα ο νεφικός σχηματισμός να διατηρείται θερμότερος και άρα ελαφρύτερος από το περιβάλλον του. Το ανοδικό ρεύμα που δημιουργείται στο εσωτερικό του σωρείτη είναι αρκετά ισχυρόκαι επιταχύνεται καθ ' 'υψος ( αφού η άνωση υπερνικά το βάρος δημιουργώντας μια τιμή επιτάχυνσης σύμφωνα με τον 2ο νόμο του Νεύτωνα). Επειδή ΄'ομως μια δράση προκαλεί και αντίστοιχη αντίδραση , το ανοδικό ρεύμα έχει ως αποτέλεσμα την εισροή ψυχρού και ξηρού αέρα περιβάλλοντος στο εσωτερικό του νέφους (entrainment) γεγονός το οποίο ψύχει το νεφικό σχηματισμό και τον καθιστά βαρύτερο με απώτερο αποτέλεσμα τη δημιουργία ενός καθοδικού ρεύματος ( downdraft) . To στάδιο της ανάπτυξης διαρκεί περίπου 15-20 λεπτά.
Στάδιο ωρίμανσης : Ξεκινά όταν οι πρώτες βροχοσταγόνες πέσουν στο έδαφος, καθώς το ανοδικό ρεύμα δε μπορεί πλέον να νικήσει το καθοδικό λόγω βάρους. Το καταιγιδοφόρο νέφος έχει φτάσει στο ΕL του , σχηματίζοντας το χαρακτηριστικό αμόνι που προαναφέραμε. Η παρουσία ενός καθοδικού ρεύματος πλάι στο ανοδικό , με ταχύτητα περίπου τη μισή κατά μέσο όρο απ αυτήν του ανοδικού , είναι το βασικότερο σημείο αυτού του σταδίου. Η παρουσία του καθοδικού ρεύματος έχει ως αποτέλεσμα την εισχώρηση ψυχρού και ξηρού ατμ αέρα από την περιφέρεια του , με συνέπεια ο ψυχρός αέρας που φτάνει στο έδαφος να διασκορπίζει με μεγάλη σφοδρότητα τις βροχοσταγόνες. Το στάδιο αυτό διαρκεί περίπου 30 λεπτά και οι πιο σημαντικές μεταβολές που παρατηρούμε στην επιφάνεια του εδάφους είναι η απότομη πτώση της πίεσης και της θερμοκρασίας.
Σταδιο διαλυσης : Το καθοδικό ρεύμα έχει υπερισχύσει έναντι του ανοδικού , η ανατροφοδότηση της καταιγίδας σταματά , καθώς αυτό καταλαμβάνει όλη την έκταση του νέφους , ενώ στην επιφάνεια η βροχή εξασθενεί και επικρατεί άπνοια. Ο σωρειτομελανίας διαλύεται και διασπάται σε μικρότερα νέφη.
Αναπτυξη καταιγιδοφορου νεφους.
5.ΔΙΑΧΩΡΙΣΜΟΣ ΦΟΡΤΙΩΝ ΚΑΙ ΗΛΕΚΤΡΙΚΕΣ ΕΚΚΕΝΩΣΕΙΣ
'Εχει βρεθεί ότι η ένταση του ηλεκτρικού πεδίου της ατμόσφαιρας στο οριακό της στρώμα(~1000-1500μ από το έδαφος) και σε καλές καιρικές συνθήκες είναι σταθερή και ίση με -130 V/m . Eπίσης έχει βρεθεί ότι από ένα ύψος και πάνω το δυναμικό της ατμόσφαιρας είναι σταθερό , καθιστώντας έτσι το δίπολο ιονόσφαιρα - γη ως έναν μεγάλο σφαιρικό πυκνωτή με οπλισμούς οι οποίοι έχουν σταθερή διαφορά δυναμικού , περίπου ίση με 300-360 kV. Τέλος , για να μη μακρυγορούμε , στην ατμόσφαιρα υπάρχει μια κατά μέσο όρο σταθερή πυκνότητα ηλ ρεύματος ( ένταση ρεύματος ανά μονάδα επιφάνειας) η οποία αντιστοιχεί σε ρεύμα εκφόρτισης του τεράστιου πυκνωτή που προαναφέραμε περίπου ίσου προς 1350 Α. Η ύπαρξη αυτής της σταθερής κατάστασης στον ατμοσφαιρικό ηλεκτρισμό προυποθέτει κάποιον μηχανισμό με τον οποίο θετικά φορτία θα μεταφέρονται συνεχώς από τη γη προς την ατμόσφαιρα με ρυθμό περίπου ίσο με 1350 Α , έτσι ώστε να μην εκφορτίζεται ο μεγάλος σφαιρικός πυκνωτής ιονόσφαιρα - γη . Την σταθερότητα αυτή εξασφαλίζουν οι τροποσφαιρικές καταιγίδες . Κάθε καταιγιδοφόρο νέφος δρα ως γεννήτρια φορτίων που συνολικά επαναφορτίζουν τον πυκνωτή.
Εν γένει , υπάρχουν δυο είδη ηλεκτρικών εκκενώσεων . Οι εκκενώσεις νέφους - εδάφους και οι εκκενώσεις νέφους - νέφους. Οι δεύτερες συμβαίνουν μέσα στο καταιγιδοφόρο νέφος και είναι η συχνότερη περίπτωση. Οι ηλεκτρικές εκκενώσεις της 2ης περίπτωσης δεν είναι τίποτα άλλο παρά το αποτέλεσμα του διαχωρισμού φορτίων που γίνεται μέσα στο νέφος. Όταν ο σωρειτομελανίας βρίσκεται ακόμα σε φάση ανάπτυξης, κάποια στιγμή η ανερχόμενη αέρια μάζα ξεπερνά τη στάθμη παγοποίησης και οι συμπυκνούμενοι υδρατμοί αρχίζουν και μετατρέπονται σε παγοκρυστάλλους. Μέρος των μικρώνί σε μέγεθος παγοκρυστάλλων παρασύρονται από το ανοδικό ρεύμα και ανέρχονται στα υψηλότερα επίπεδα του νέφους χαρίζοντας του ένα πλεόνασμα θετικών φορτίων. Παράλληλα, καθώς η θερμοκρασία της αέριας μάζας μειώνεται προκύπτουν διάφορα είδη και μεγέθη παγοκρυστάλλων. Οι μεγαλύτεροι σε μέγεθος παγοκρύσταλλοι λόγω βάρους αρχίζουν καιδημιουργούν ένα καθοδικό ρεύμα και πέφτοντας παρασύροντας ηλεκτρόνια ( αρνητικά ιόντα) από γειτονικούς υδρατμούς με τους οποίους μάλιστα συνενώνονται μεγαλώνοντας πολλές φορές ακόμα περισσότερο σε μέγεθος πριν ξαναφτάσουν στη στάθμη παγοποίησης. Έτσι δημιουργείται μια ζώνη αρνητικού φορτίου στα χαμηλότερα επίπεδα του νέφους. Το αποτέλεσμα αυτών των διαχωρισμών είναι να δημιουργούνται 2 ηλεκτρικά πεδία , το ένα μεταξύ χαμηλότερων και υψηλότερων επιπέδων του νέφους και το άλλο μεταξύ της βάσης του νεφούς και της επιφάνειας της γης. Αποτέλεσμα αυτών οι προαναφερθείσες εκκενώσεις, από τις οποίες πρώτες εμφανίζονται οι εκκενώσεις μέσα στο νέφος και15-20 λεπτά αργότερα αρχίζουν να εμφανίζονται και εκκενώσεις νέφους- εδάφους , οι οποίες εξυπηρετούν στην μεταφορά θετικών φορτίων από τη γη προς την ατμόσφαιρα.
Σε κάθε περίπτωση ηλεκτρικής εκκένωσης , μετά την πρώτη αστραπή , η οποία μπορεί να έχει στιγμιαία ένταση ρεύματος έως και 30.000 Α (!!!) , μπορούν να δημιουργηθούν και άλλες διαδοχικές εκκενώσεις ακολουθώντας το ίδιο μονοπάτι . Εντυπωσιακή είναι η αύξηση της θερμοκρασίας στο δημιουργούμενο μονοπάτι , σε επίπεδα μέχρι και 30000 Κ και η ταυτόχρονη άυξηση της ατμοσφαιρικής πίεσης κατά 10-100 atm , η οποία προκαλεί τη χαρακτηριστική βροντή που συνοδεύει μια ηλεκτρική εκκένωση . Η μέγιστη απόσταση στην οποία μπορεί να γίνει αντιληπτή μια βροντή είναι 25 km , απόσταση η οποία μπορεί να αυξηθεί λόγω της διάθλασης των ηχητικών κυμάτων.
Εκκενωση νεφους- εδαφους(Kεραυνος) +ανεμοστροβιλος.
Εκκενωσεις νεφους- εδαφους vol2
Εκκενωση νεφους- νεφους(αστραπη).
6. Α. Κατακόρυφη διάτμηση του ανέμου , πολυκυτταρικές καταιγίδες (multi cell) και γραμμές λαίλαπας ( squall line)
Πριν αναφερθούμε απλοικά στο πως σχηματίζεται ένα multi cell , να πούμε δύο βασικά πραγματάκια για το ρόλο του ανέμου στα ανώτερα στρώματα στην κίνηση και εξέλιξη μιας καταιγίδας.
Καταρχάς να αναφέρουμε το βασικότερο στοιχείο , ότι δηλαδή ένας πυρήνας καταιγίδας κατευθύνεται από τον άνεμο στα 700 mb , δηλαδή η διεύθυνση του ανέμου σε αυτή τη στάθμη καθορίζει το προς τα που θα κινηθεί μια καταιγίδα. Για την ταχύτητα κίνησης όμως , έχει βρεθεί ότι συμβάλλουν τόσο η ταχύτητα του ανέμου στα 700 mb όσο και η ταχύτητα του ανέμου στα 500 mb, οπότε όταν θέλουμε να εξετάσουμε π.χ. πόσο γρήγορα μια καταιγίδα θα φτάσει από το βουνό στην ακτή( εφόσον οι ατμοσφαιρικές συνθήκες το επιτρέπουν) , κοιτάμε και τον άνεμο στα 500 mb, ιδιαίτερα την ταχύτητα.
Επιπλέον , για τον σχηματισμό μιας μονοκυταρρικής καταιγίδας , εφόσον υπάρχει υπό συνθήκην αστάθεια χωρίς κάποιο φανερό δυναμικό αίτιο , απαιτείται οι άνεμοι από την επιφάνεια ως και τα 700 mb να είναι κατά κανόνα ασθενείς( κάτω από 15 κόμβους), ώστε να προλάβει το νέφος να υπεραναπτυχθεί πριν προλάβει να το διαλύσει το φαινόμενο της εισχώρησης ( πάντα εφόσον υπάρχει επάρκεια υγρασίας ).
Ωστόσο , για το σχηματισμό πολυκυτταρικής καταιγίδας, δηλαδή συμπλέγματος καταιγίδων τα οποία βρίσκονται σε διαφορετικά στάδια εξέλιξης , απαιτείται ο άνεμος να αυξάνει καθ ύψος (κατακόρυφη διάτμηση) ώστε η κορυφή του αρχικού νέφους να σχηματίζει κλίση προς την υπήνεμη πλευρά της καταιγίδας δίνοντας χώρο στο καθοδικό της ρεύμα να δημιουργήσει ένα νέο ανοδικό κτλ , και γενικά τα ανοδικά και καθοδικά ρεύματα της εκάστοτε μονοκυτταρικής καταιγίδας που εμπλέκεται να μην ενώνονται και αναμειγνύονται. Στο σημείο αυτό πρέπει να τονιστεί ότι για τη δημιουργία συμπλέγματος καταιγίδας απαιτείται ισχυρή ατμοσφαιρική αστάθεια η οποία επιτυγχάνεται με την παρουσία ισχυρού δυναμικού αιτίου ( ψυχρή λίμνη ή οργανωμένο βαρομετρικό χαμηλό ή αρκετά ψυχρή σκαφή χαμηλών υψών)
Ο τυπικός χρόνος ζωής μιας πολυκυτταρικής καταιγίδας μπορεί να ξεπεράσει τις 2 ώρες , ενώ μιας μονοκυτταρικής είναι συνήθως περίπου 1 ώρα.
'Eνα ακόμα μεγαλύτερο σύμπλεγμα καταιγίδων αποτελεί η γραμμή λαίλαπας , η οποία κατά κανόνα δημιουργείται από συνένωση πολυκυτταρικών καταιγίδων. Η γραμμή λαίλαπας σχεδόν πάντα σχηματίζεται κατά μήκος ενός ψυχρού μετώπου ή 100-300 χλμ πίσω απ ' αυτό και συνοδεύεται απ'ο πολύ έντονα καιρικά φαινόμενα , όπως χαλάζι , ριπαίους ανέμους και έντονη ηλεκτρική δραστηριότητα.
Μοντελο απεικονισης μιας ισχυρης πολυκυτταρικης καταιγιδας(multicell).
Supercell( υπερκυτταρο δηλαδη μεγαλη καταιγιδα διαρκειας ανω των 2 ωρων με περιστρεφομενο ανοδικο ρευμα).Β.Συμπλέγματα θερμικών καταιγίδων μέσης κλίμακας (Mesoscale Convective
Complexes)
Σε περιοχές όπου επικρατούν ευνοϊκές συνθήκες συναγωγής (convection), οι πολυκύτταρες καταιγίδες είναι δυνατόν να μεγεθυνθούν και σε ορισμένες περιπτώσεις να οργανωθούν σε ένα μεγάλο, κυκλικό, θερμικής φύσης καιρικό σύστημα. Αυτά τα θερμικής φύσης συστήματα, τα οποία αποκαλούνται συμπλέγματα θερμικών καταιγίδων μέσης κλίμακας (Mesoscale convective complexes, MMCs), έχουν εξαιρετικάμεγάλες διαστάσεις και συχνά είναι έως και 1,000 φορές μεγαλύτερα από τις τυπικές καταιγίδες. Στην πραγματικότητα, μπορεί να έχουν τέτοιο μέγεθος που τους επιτρέπει να καλύψουν μία περιοχή με έκταση πάνω από 100,000 τετραγωνικά χιλιόμετρα.
Καταιγιδα σε φαση ωριμανσης.
H προσφατη τροπικη καταιγιδα Ισαακ ( διακρινεται το τεραστιο wall cloud).
Mετωπο καταιγιδας πανω απο τη λιμνη του Μισιγκαν.7. ΤΥΠΙΚΑ ΠΡΟΓΝΩΣΤΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΓΙΑ ΠΡΟΒΛΕΨΗ ΘΕΡΜΙΚΗΣ Η' ΔΥΝΑΜΙΚΗΣ ΑΣΤΑΘΕΙΑΣ
Σε αυτό το σημείο θα ήθελα να παραθέσω κάποια βασικά προγνωστικά στοιχεία που ελέγχουμε , ώστε να συμπεράνουμε ότι στην ηπειρωτική χώρα θα κυριαρχήσουν συνθήκες θερμικής ή δυναμικής αστάθειας τις επόμενες μέρες ή ώρες :
Θερμοκρασία μεταξύ -11 και -13,5oC στα 500 mb5740-5780 γδμ απέχει η στάθμη των 500 mb από το έδαφος.
Μέγιστο απόλυτου στροβιλισμού 11-15 * 10^ (-4) s ^ (-1) πάνω από τον ελλαδικό χώρο
Μεταφορά θετικού σχετικού στροβιλισμού στη στάθμη των 500 mb.
>70-75 % σχ.υγρασία στα 700 mb
Υψηλές τιμές ισοδύναμης δυνητικής θερμοκρασίας στη στάθμη των 850 mb
CAPE > 550 J/ Kg για ισχυρές καταιγίδες και ποτέ μικρότερο από 50 J/Kg
Θερμοκρασίες κάτω από 5 οC στη στάθμη των 700 mb
Υψηλές τιμές αρνητικής κατακόρυφης ταχύτητας στα 700 mb
Αρκετά σημαντικοί πρέπει να θεωρούνται μερικοί ακόμα δείκτες , oι οποίοι αφορούν τόσο θερμική όσοκαι δυναμική αστάθεια.
Ο δείκτης LI ( Lifted Index) o οποίος ορίζεται ως η διαφορά μεταξύ της θερμοκρασίας περιβάλλοντος στα 500 mb και της θερμοκρασίας ενός τεμαχίου αέρα που ανυψώνεται αδιαβατικά από την επιφάνεια ώς τα 500 mb. Αξιόλογες καταιγίδες σημειώνονται για τιμές LI μικρότερες ή ίσες του -2 . Θα πρέπει να τονιστεί ότι ο εν λόγω προγνωστικός δείκτης δεν έχει νόημα να χρησιμοποιείται κατά τη θερινή περίοδο , ενώ αποκτά νόημα κατά τη χειμερινή περίοδο για την πρόβλεψη των δυνητικά ασταθών αερίων μαζών πάνω από μια υδάτινη επιφάνεια.
Ο δείκτης CIN ( Convective Inhibition) , ο οποίος είναι αντίθετος του δείκτη CAPE , δηλαδή αντιπροσωπεύει το ποσό της ενέργειας που χρειάζεται ένα τεμάχιο αέρα ή μια αέρια μάζα ώστε να ανέλθει από την επιφάνεια της γης στο επίπεδο ελεύθερης ανωμεταφοράς ( LFC) . Tιμές CIN μεγαλύτερες των 200 j/kg αναδεικνύουν μεγάλη δυσκολία εκδήλωσης αστάθειας σε μια περιοχή.
Στο σημείο αυτό θα ήθελα να παραθέσω μερικές σημαντικές διαφορές μεταξύ θερμικής και δυναμικής αστάθειας. Να πούμε πρώτα απ όλα ότι η θερμική αστάθεια εκδηλώνεται εξ ολοκλήρου κατά τη διάρκεια της ημέρας , και όπως το λέει και η λέξη , κατά τις θερμές ώρες δηλαδή από τις 12 μμ ωςκαι τις 7μμ περίπου. Για την εκδήλωση θερμικής αστάθειας δεν απαιτείται η παρουσία επιφανειακού δυναμικού αιτίου ή οργανωμένου χαμηλού , παρά μόνο η ύπαρξη μιας σκαφής χαμηλών υψών στα μέσα τροποσφαιρικά στρώματα χωρίς κάποια εμφανή κυκλωνική οργάνωση .
'Οσον αφορά στη δυναμική αστάθεια , να πω φυσικά πως είναι κάπως αδόκιμος ο όρος. Η σωστή έκφραση είναι "αστάθεια από δυναμικά αίτια" . Η δυναμική αστάθεια μπορεί να εκδηλωθεί και κατά τη διάρκεια της ημέρας και κατά τη διάρκεια της νύχτας. Κατά τη διάρκεια της νύχτας αφορά κατά αποκλειστικότητα τις θάλασσιες περιοχές, όπου δημιουργούνται τα κατακόρυφα κύτταρα κακοκαιρίας. Για την εκδήλωση της απαιτείται η ύπαρξη ισχυρού δυναμικού αιτίου ( ψυχρή λίμνη με σαφή κυκλωνικό στροβιλισμό στα ανώτερα τροποσφαιρικά στρώματα) καθώς και κάποιο επιφανειακό μέτωπο ή τραφ. Έντονη δυναμική αστάθεια εκδηλώνεται επίσης μπροστά και κατά μήκους ενός ψυχρού μετώπου που συνοδεύει ένα οργανωμένο βαρομετρικό χαμηλό. Κατά τη διάρκεια της θερινής περιόδου , δυναμική αστάθεια μπορεί να εκδηλωθεί κατά τη διάρκεια της νύχτας χωρίς την ύπαρξη κάποιου ισχυρού δυναμικού αιτίου πέραν από μια σκαφή χαμηλών υψών, αρκεί να έχουμε υψηλή SST ( = επιφανειακή θερμοκρασία θάλασσας) ώστε να δημιουργείται κατακόρυφη αστάθεια μεταξύ ύδατος και ανώτερων στρωμάτων. Ο βασικός λόγος που τις νύχτες ( ιδιαίτερα το χειμώνα) οι θάλασσες παίζουν το ρόλο της ξηράς κατά την αντίστοιχη εκδήλωση θερμικής αστάθειας, είναι φυσικά η ικανότητα της να διατηρεί σχεδόν σταθερή τη θερμοκρασία της ( μεγάλη θερμοχωρητικότητα του νερού) , με αποτέλεσμα κατά τις βραδινές ώρες η θάλασσα να έχει κατά κανόνα μεγαλύτερη θερμοκρασία από την ξηρά.
ΠΗΓΕΣ :meteoclub.gr
Διπλωματικη εργασία Νίκου Μαζαράκη
Καταιγίδα : Δημιουργία, Πρόβλεψη , Αποφυγή Μάνος Κυριακάκης ,
Βικιπαιδεία
πηγή
