Βόλος 31/12/2014 – Φώτο: Ταξιάρχης Μεργιάς
Όλοι λίγο πολύ έχουμε παρατηρήσει ότι η πρόγνωση χιονιού στην Ελλάδα, για πεδινές κυρίως περιοχές, υπολείπεται των υπόλοιπων φαινομένων σε ακρίβεια. Βασική αιτία είναι η μη ακριβής γνώση των συνθηκών που επικρατούν στην ανώτερη ατμόσφαιρα και κατά συνέπεια λανθασμένη εισαγωγή αρχικών συνθηκών στα αριθμητικά μοντέλα πρόγνωσης. Όταν προβλέπεται βροχή σε μια περιοχή, το μοντέλο μάς δείχνει ότι πάνω από εκείνο το σημείο υπάρχει αυξημένη υγρασία σε σημείο κορεσμού σε πολλά επίπεδα κατακόρυφα και τα νέφη που θα σχηματιστούν βρίσκονται και σε αρνητικές θερμοκρασίες. Σχεδόν όλες οι περιπτώσεις βροχόπτωσης ξεκινούν από τα νέφη ως χιόνι ή πάγος (χαλάζι) σε διάφορα μεγέθη, σε μερικές περιπτώσεις που ξεπερνούν τα 10εκ σε διάμετρο (καταιγίδες)! Πεδινές, παραθαλάσσιες, ημιορεινές, ορεινές περιοχές έχουν διαφορετικά κριτήρια πρόγνωσης χιονιού. Για αυτό το λόγο από τα μέσα του 20ου αιώνα πολλοί μετεωρολόγοι δημοσίευσαν δείκτες πρόγνωσης χιονιού για συγκεκριμένες περιοχές παρατήρησής τους. Από την επιστημονική κοινότητα οι δείκτες δεν εκφράζουν κάποια φυσική σημασία και χρησιμοποιούνται για πρακτικούς λόγους, την πρόγνωση. Μερικοί είναι: George (1960), Cook (1980), Morrison (1989), Garcia (1994) και Wetzle – Martin (2001).
Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη ο υετός σχηματίζεται δια μέσου του μηχανισμού Bergeron, σύμφωνα με τον οποίο παρατηρείται υετός μόνο όταν οι κορυφές του νέφους βρίσκονται σε χαμηλές (αρνητικές) θερμοκρασίες και άρα αποτελούνται από παγοκρυστάλλους και υδροσταγονίδια σε υπέρτηξη. Οι διογκωμένοι παγοκρύσταλλοι σχηματίζουν τους κρυστάλλους χιονιού και όταν η θερμοκρασία εντός του νέφους είναι μεγαλύτερη από -10°C, τότε οι κρύσταλλοι χιονιού εμφανίζουν υγρή επιφάνεια, αλληλοσυγκρούονται κατά την πτώση τους και σχηματίζουν τις νιφάδες χιονιού. Όταν η θερμοκρασία εντός του νέφους είναι μικρότερη από -10°C, τότε οι κρύσταλλοι χιονιού δεν εμφανίζουν υγρή επιφάνεια, αυξάνονται με την αλληλοσύγκρουσή τους και μετά την πλήρη ανάπτυξή τους οι κρύσταλλοι χιονιού ή οι σχηματισμένες πια νιφάδες χιονιού πέφτουν δια μέσου του νέφους και στην συνέχεια εγκαταλείπουν αυτό φθάνοντας στο έδαφος. Αν κατά την πτώση τους συναντήσουν την ισόθερμη του μηδενός ξεκινά η τήξη τους, η οποία αν ολοκληρώνεται πριν ή κατά την πτώση τους στο έδαφος παρατηρείται χιονόλυτος ή βροχή. Στην αντίθετη περίπτωση που η ισόθερμη του μηδενός βρίσκεται πολύ κοντά στο έδαφος ή και λίγο πιο κάτω από αυτό, παρατηρείται χιονόπτωση. Σύμφωνα με τον χρόνο που απαιτείται για την τήξη των νιφάδων χιονιού είναι δυνατόν να έχουμε χιονόπτωση και στην περίπτωση που η θερμοκρασία του αέρος κοντά στο έδαφος είναι μερικούς βαθμούς πάνω από 0°C, με την συχνότητα εμφάνισης του χιονιού να μειώνεται όσο αυξάνεται η θερμοκρασία. Επιπλέον όσο μεγαλύτερη είναι η ταχύτητα πτώσης των κρυστάλλων χιονιού ,τόσο μεγαλύτερη είναι και η πιθανότητα εμφάνισης του υετού με την μορφή του χιονιού ακόμα και με θερμοκρασία κοντά στο έδαφος μεγαλύτερη από 0°C (Λιώκη-Λειβαδά 1979).
Ο βασικός παράγοντας από τον οποίο εξαρτάται αν ο υετός θα φθάσει στο έδαφος υπό την μορφή της βροχής ή του χιονιού είναι η θερμοκρασία του αερίου στρώματος κοντά στο έδαφος η οποία απεικονίζεται ικανοποιητικά από το πάχος του στρώματος 1000/500hPa και μάλιστα μπορεί να βοηθήσει στην πρόγνωση της χιονόπτωσης όχι μόνο στην στενή περιοχή του σταθμού ραδιοβόλισης αλλά και σε ευρύτερη έκταση. Βέβαια υπάρχουν και μειονεκτήματα στην χρήση αυτής της παραμέτρου ως δείκτη χιονιού, επειδή η μορφή του υετού εξαρτάται από το ύψος της στάθμης παγοποίησης , η οποία βρίσκεται πάντα κάτω από την στάθμη των 500hPa και το στρώμα μεταξύ της στάθμης παγοποίησης και των 500hPa ουσιαστικά δεν συμμετέχει στην διεργασία μετατροπής του υετού σε χιόνι. Στην χώρα μας, που περιβάλλεται από σχετικά θερμότερη θάλασσα τους χειμερινούς μήνες, είναι δυνατόν να παρατηρείται χιονόπτωση με μεγαλύτερα από τα συνηθισμένα πάχη του στρώματος 1000/500hPa εξαιτίας της ύπαρξης θερμού αέρα σε ύψη αρκετά μεγαλύτερα από το στρώμα τήξης (Λιώκη-Λειβαδά 1979). Σύμφωνα με τον ερευνητή Murray (1952) τα όρια αυτής της παραμέτρου είναι από 5160 μέχρι 5230gpm, τα οποία μπορούν να επεκταθούν σε κάποιες περιπτώσεις μέχρι τα 5420gpm. Ο Boyden (1964) έχει ορίσει ως ανώτερο όριο τα 5260 gpm. Ο Lamb (1955) έχει υποστηρίξει ότι για ένα πάχος μικρότερο ή ίσο του 5280±45gpm ο υετός γίνεται χιόνι, αλλά έχουν βρεθεί και περιπτώσεις χιονιού με πάχος 5440 gpm πάντα σε συνδυασμό με τις όποιες μεταβολές της θερμοβαθμίδας στα κατώτερα τμήματα της ατμόσφαιρας. Σε περίπτωση χιονόπτωσης κοντά στην θάλασσα, για μία μέση θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας της τάξης των 10°C, το πάχος του στρώματος 1000/500 hpa είναι μικρότερο των 5210gpm, γεγονός το οποίο δηλώνει ότι για να μην παρατηρείται τήξη των χιονονιφάδων θα πρέπει η θερμοκρασία του αέρος να είναι αρκετά πιο χαμηλή ώστε να εξουδετερώνεται η αύξησή της ,εξαιτίας της προσλαμβανόμενης από την θάλασσα θερμότητας. Οι προαναφερθέντες ερευνητές εργάστηκαν με δεδομένα των μετεωρολογικών σταθμών της Βρετανίας που βρίσκονται σε διάφορες περιοχές της και για το λόγο αυτό εμφανίζονται κάποιες μικρές διαφορές στα αποτελέσματα τους. Τέλος ο Smith (1970) έχει βρει περιπτώσεις χιονιού με πάχος μεγαλύτερο των 5258 gpm.
Το στρώμα 1000/850hPa επειδή καλύπτει το χαμηλότερο τμήμα της ατμόσφαιρας εμφανίζει ορισμένα πλεονεκτήματα, με αποτέλεσμα να μπορεί να θεωρηθεί ασφαλέστερος δείκτης χιονόπτωσης. Η στάθμη παγοποίησης, κάτω από την οποία ξεκινά η τήξη των χιονονιφάδων, βρίσκεται συνήθως στο στρώμα 1000/850hPa και άρα εντός αυτού του στρώματος λαμβάνουν χώρα οι διεργασίες που συντελούν στο αν ο υετός θα πέσει στο έδαφος σαν χιόνι ή θα μετατραπεί σε βροχή. Βέβαια υπάρχουν και για την παράμετρο αυτή μειονεκτήματα, αφού το στρώμα του αέρα ανάμεσα στην στάθμη παγοποίησης και την στάθμη των 850hPa δεν επηρεάζει την μορφή του υετού και επιπλέον η ψύξη της ατμόσφαιρας εξαιτίας της τήξης των χιονονιφάδων αντιπροσωπεύεται καλύτερα με την μείωση της στάθμης παγοποίησης, παρά με την αντίστοιχη ελάττωση του στρώματος αυτού. Σύμφωνα με τον ερευνητή Boyden (1964) τα όρια του πάχους αυτού του στρώματος κυμαίνονται από 1280 μέχρι 1300gpm , δηλαδή είναι αρκετά στενό το πεδίο των τιμών αυτών. Επιπλέον ισχυρίζεται ότι όταν η τιμή της παραμέτρου αυτής είναι μικρότερη από 1295gpm, η πιθανότητα να πέσει ο υετός υπό την μορφή χιονιού είναι μεγαλύτερη από 50 %.
O Booth (1973) έχει καταλήξει στο συμπέρασμα ότι όταν στην επιφάνεια του εδάφους το άθροισμα της θερμοκρασίας και του σημείου δρόσου είναι μικρότερο ή ίσο του 1 °C ο υετός θα πέσει σαν χιόνι (T+Td <= 1). Παρόλα αυτά παρατηρήθηκαν τιμές 2 και 3 στην περίπτωση που εμφανίζεται ραγδαίος υετός στρεφόμενος σε χιόνι.
Αξιοσημείωτα για το πάχος 1000/500hPa είναι και τα αποτελέσματα της Λιώκη-Λειβαδά (1979) με εύρος τιμών 5150-5510gpm και μέση τιμή 5291gpm, όπου σύμφωνα με τα αποτελέσματά της για τιμές μικρότερες από 5300gpm η πιθανότητα εμφάνισης χιονόπτωσης είναι αυξημένη. Βέβαια τα δεδομένα στηρίζονται πάντα σε ραδιοβόλιση της Αθήνας (Ελληνικό) στις 00 UTC, όπου η ώρα της χιονόπτωσης μπορεί να απέχει από την ώρα της ραδιοβόλησης ως και 12 ώρες. Επίσης θεωρείται ημέρα χιονιού η ημέρα που ακόμα και σε ένα σταθμό της Αθήνας παρατηρείται χιονόπτωση. Στην εργασία όμως του Πρεζεράκου (1984) όλα τα μετεωρολογικά δεδομένα είναι επιλεγμένα να απέχουν κατά μέσο όρο 1 ώρα από την ώρα της χιονόπτωσης στο σταθμό του Ελληνικού και το εύρος των τιμών είναι από 5189 μέχρι 5379gpm, με μέση τιμή 5230gpm και τυπική απόκλιση 47gpm. Ο Ντάφης (2014) επεξεργάστηκε δεδομένα 56 χρόνων του NCEP για την περιοχή των Ιωαννίνων βρήκε ότι το πάχος 1000/500hPa πρέπει να είναι μεταξύ 5280 και 5360gpm, το 1000/700hPa μεταξύ 2800 και 2840gpm και η θερμοκρασία στα 850hPa να είναι μεταξύ -2 και -4οC.
Αντίθετα τα αποτελέσματα για το πάχος 1000/850hPa είναι 1260 μέχρι 1350 gpm με μέση τιμή 1300 gpm για την Λιώκη-Λειβαδά, όπου σύμφωνα με τα αποτελέσματα της για τιμές μικρότερες από 1300 gpm η πιθανότητα εμφάνισης χιονόπτωσης είναι αυξημένη. Επίσης το εύρος των τιμών είναι από 1263 μέχρι 1309 gpm, με μέση τιμή 1282 gpm και τυπική απόκλιση 34 gpm για τον Πρεζεράκο. Οι Μακρυγιάννης και Σασχαμάνογλου (1978) εργαζόμενοι με στοιχεία από την βόρεια Ελλάδα βρήκαν μέση τιμή 1310 gpm με ελάχιστη τιμή 1280 gpm και μέγιστη 1350 gpm και πήραν στοιχεία ραδιοβόλισης για την ώρα 12 UTC από τον σταθμό της Μίκρας.
Για την βόρεια Ελλάδα από Μπαρσάκη και Μακρυγιάννη (2002) βρέθηκαν τα παρακάτω κριτήρια για πρόγνωση χιονιού:
-πάχος 1000-500 hPa: εύρος 5223-5383 gpm
-πάχος 1000-850 hPa: εύρος 1217-1401 gpm
-μέση θερμοκρασία στα 500 hPa: -27.2 °C -η θερμοκρασία στα 850 hPa <-2.3°C
Για τα Ιωάννινα ο Ντάφης (2014) παραθέτει τον παρακάτω πίνακα (Εικ.1), όπου Cluster είναι η ομάδα στην οποία συγκεντρώθηκαν τα 160 γεγονότα χιονόπτωσης στην περιοχή κατά την περίοδο 1956 – 2011, RH η σχετική υγρασία και RV ο σχετικός στροβιλισμός.
Εικόνα 1. Πίνακας συνοπτικής παρουσίασης μετεωρογικών συνθηκών που ευννούν την εκδήλωση χιονοπτώσεων στα Ιωάννινα (Πηγή: Ντάφης, 2014)
Οι κυριότεροι δείκτες χιονιού που χρησιμοποιούνται ευρέως είναι, το πάχος 1000/700hPa, η στάθμη παγοποίησης (freezing level) του υγρού θερμομέτρου, η δυναμική θερμοκρασία του υγρού θερμομέτρου στα 850hPa και η θερμοκρασία του υγρού θερμομέτρου στην επιφάνεια και στα 850hPa.
ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ
• Ντάφης (2014): Ατμοσφαιρική κυκλοφορία στην Ευρώπη και τη Μεσόγειο που ευνοεί την εκδήλωση χιονοπτώσεων στα Ιωάννινα.
• Λιώκη-Λειβαδά-Τσελεπιδάκη (1979): Οι χιονοπτώσεις στην Ελλάδα. Διδακτορική διατριβή.
• Πρεζεράκος (1984): Δομή της ατμόσφαιρας κατά την διάρκεια των χιονοπτώσεων στην Αθήνα. Μελέτη ΕΜΥ.
• Prezerakos and Angouridakis (1984):Synoptic consideration of snow full in Athens.
• Σασχαμάνογλου και Μακρoγιάννης (1978): Ο τύπος του υετού στο Βόρειο Ελλαδικό χώρο σε σχέση με τις τιμές κατάλληλων δεικτών.
• Μπαρσάκης και Μακρογιάννης (2000): Κλιματική και θερμοδυναμική ανάλυση του φαινομένου της χιονόπτωσης στην περιοχή της Θεσσαλονίκης.
• Σωποτίνου – Προγνωστικοί δείκτες χιονόπτωσης για την περιοχή των Ιωαννίνων (ΕΜΥ).
• Booth (1973): A simplified snow predictor. • Boyden (1964): A comparison of snow predictors.
• Lamb (1955): Two-way relationship between the snow or ice limit and 1000/500 hpa thicknesses in the overlying atmosphere.
• Murray (1952): Rain and snow in relation to the 1000/700 hpa and 1000/500 hpa thicknesses and the freezing level.
• Smith (1970): Winter precipitation over East Anglia.